重庆地区一次雷暴云电过程及其对初始云滴数浓度响应的数值模拟

汪亚,银燕,肖辉,赵鹏国,吴建成,吴奕霄

(1.南京信息工程大学 中国气象局气溶胶与云降水重点开放实验室,江苏 南京 210044;2.漳州市气象局,福建 漳州 363000)

汪亚,银燕,肖辉,等.2015.重庆地区一次雷暴云电过程及其对初始云滴数浓度响应的数值模拟[J].大气科学学报,38(4):433-447.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20131226001.

Wang Ya,Yin Yan,Xiao Hui，et al.2015.A numerical simualtion on a thunderstorm in Chongqing and its response to changes in initial number concentration of cloud droplets[J].Trans Atmos Sci,38(4):433-447.(in Chinese).

重庆地区一次雷暴云电过程及其对初始云滴数浓度响应的数值模拟

汪亚1,银燕1,肖辉1,赵鹏国1,吴建成2,吴奕霄1

(1.南京信息工程大学 中国气象局气溶胶与云降水重点开放实验室,江苏 南京 210044;2.漳州市气象局,福建 漳州 363000)

摘要：采用耦合了Saunders和Takahashi两种非感应起电参数化方案的RAMS(Regional Atmospheric Modeling System)模式,对重庆地区一次雷暴过程进行模拟,对比分析了两种起电参数化方案下,电荷开始分离时和雷暴云发展到成熟阶段时的水成物粒子的分布、所带电荷密度以及雷暴云的电荷结构分布。模拟结果表明,在Saunders起电参数化方案下,雷暴云的电荷结构从起电到放电都呈现偶极性特征,而在Takahashi参数化方案下,雷暴云的电荷结构则由反偶极性发展成正偶极性。为研究CCN(cloud condensation nuclei)对雷暴云的影响,本文进行了两组敏感性试验,随着云滴初始数浓度增加,雷暴云的电荷结构没有发生极性翻转,但雷暴云中电荷量增加,电荷分布区域变大,有利于闪电发生。在Saunders起电参数化方案下,当云滴初始数浓度大于2 000 cm-3时,电荷量变小。通过分析微物理量场和微物理过程发现,随着云滴初始数浓度增加,冰相粒子质量混合比增加,在Saunders起电参数化方案下,当云滴初始数浓度大于2 000 cm-3时,霰粒子质量混合比减小。验证了CCN的变化能影响云的微物理过程,从而影响雷暴云的电荷分布以及闪电的发生,尤其是冰相物质的变化显著影响了雷暴云的起电过程。

关键词：RAMS模式;非感应起电参数化方案;电荷结构;云滴初始数浓度

A numerical simualtion on a thunderstorm in

0引言

有关雷电的研究一直是大气科学研究领域的重要方向,深入研究雷暴电荷结构的差异及其产生机理具有重要的科学意义和实际应用价值。近年来,大量学者的研究使人们对雷暴云的电过程又有了进一步的认识。通过外场观测,使人们捕获到了大量有关雷电的信息,但是不容易得到微观水成物粒子的带电情况。许多试验研究测量了霰粒子与冰晶碰撞分离后的荷电情况(Reynolds et al.,1957;Takahashi,1978;Jayaratne et al.,1983;Saunders et al.,1991;Saunders and Brooks,1992)。

数值模拟是研究雷暴云中起电、放电、电荷结构以及电过程、微物理过程之间相关关系的重要研究方法。其中包括二维云模式:Chiu(1978)在二维时变轴对称云模式中引入离子电导、扩散和感应起电机制;Takahashi(1984)在二维轴对称云模式中考虑非感应起电机制模拟对比了大陆性和海洋性雷暴;言穆弘等(1996a,1996b)把电场力耦合到二维云模式并分析了云内电荷分布的发展以及云内外因子对非感应起电过程的影响;马明(2004)在二维积雨云模式中引入了Mansell参数化基本框架。也包括三维云模式:Rawlins(1982)最早在三维积云对流模式中引入较完整的非感应起电机制,得到起电过程中冰相间的转移电荷量;Mansell et al.(2005)采用三维动力学云模式,引入多种非感应起电参数化方案以及放电参数化方案,结果表明不同方案下电荷结构分布可能是偶极性或是反偶极性;孙安平等(2002a,2002b)在三维冰雹云模式中耦合了5种起电机制,分析CCOPE计划中雷暴内电过程中动力、微物理过程与电过程和降水之间的关系;郭凤霞等(2003,2007,2010,2012)在三维冰雹云模式中对首次放电前不同非感应参数化方案进行比较,讨论了不同扰动参数及温湿层结对雷暴云空间电荷结构的影响。周志敏和郭学良(2009a,2009b)在强风暴冰雹分档模式中建立了雷暴云的起、放电模式,结果表明霰粒子是起电的关键因子。有关起、放电的模拟研究开始从云模式逐渐发展到中尺度模式,利用中尺度模式进行起、放电模拟不仅可以进行闪电预报方法的研究,还能深入分析不同天气系统的电结构特征。Altaratz(2004)和Altaratz et al.(2005)在RAMS模式中引入Takahashi和Saunders起电参数化方案,对地中海附近的冬季雷暴进行模拟研究。黄丽萍等(2008)利用高分辨率中尺度气象模式GRAPES_Meso(Global/Region Assimilation and Prediction System)驱动云模式,分析了雷暴云的动力、微物理过程以及电结构的时空变化特征。王飞(2010)在上述模式中引入非感应起电参数化方案对闪电活动的预报方法进行了研究。李万莉等(2012)利用RAMS模式对北京夏季雷暴进行模拟研究,发现在Takahashi起电参数化方案和Saunders起电参数化方案下,发生首次放电前雷暴云均呈现出三极性电荷结构。徐良韬等(2012)在WRF模式中引入了感应起电和非感应起电机制以及放电模块,对飑线过程进行了模拟研究。

本文将利用耦合了Takahashi起电参数化方案和Saunders起电参数化方案的RAMSv4.3,对重庆夏季一次雷暴过程进行模拟,对比研究两种起电参数化方案对电荷结构模拟的影响以及我国重庆地区雷暴云电荷结构分布,并对初始云滴数浓度影响雷暴云进行敏感性试验,通过改变云滴初始数浓度研究雷暴云中水成物粒子的变化对电荷结构变化的影响。

1模式简介

1.1　RAMS模式介绍

本文采用美国科罗拉多州立大学的区域大气RAMS模式。该模式于1986年结合了3个相关模式,分别为CSU(Colorado State University)云/中尺度模式(Saleeby and Cotton,2004)、流体静力的云模式(Tremback,1990)和海陆风模式(Mahrer and Pielke,1977)。

RAMS模式采用全弹性、可压缩、非静力平衡方程组,模式可用于二维和三维的模拟,模式的坐标系统为垂直坐标采用地形追随σ-z坐标(Gal-Chen and Somerville,1975)、水平坐标为旋转极射赤面投影,其格点结构为标准的C交错网格。网格嵌套为双向守恒嵌套(Clark and Farley,1984;Clark and Hall,1991),可以指定空间和时间嵌套比。时间差分采用了混合差分方案,包括向前差分和蛙跃式差分。侧边界条件最常用的是辐射边界条件,除此之外还包括海绵边界条件等;上边界条件有刚壁条件、重力波辐射条件、Rayleigh摩擦吸收层;下边界对地表和土壤的参数化方案为Tremback and Kessler(1985)方案。还包括两种湍流动能参数化方案、两种对流参数化方案以及两种辐射参数化方案。

1.2　微物理参数化方案

RAMS模式对微物理过程有较好的描述,包括云滴、冰晶的核化,水汽的扩散增长,蒸发、升华过程,热扩散、冻结、融化过程,凝华沉降、碰并过程以及次生冰晶过程(Walko et al.,1995;Meyers et al.,1997)。模式中考虑的水成物粒子包括:水汽、云滴、雨滴、冰晶、雪晶、聚合物、霰、雹。该模式的微物理参数化方案中,各种水成物粒子采用Gamma谱分布(Verlinde et al.,1990;Walko et al.,1995):

(1)

其中:D表示水成物粒子的直径;Dn表示修正的伽马函数的特征直径(Dmean=νDn);Γ(ν)表示关于形状因子ν的伽马函数,作为归一化因子使得对fGam在D上的积分等于1。

1.3　起电参数化方案

根据一系列的试验结果和观测研究结果,人们认为非感应起电是云内的主要起电机制。其中较主要的非感应起电参数化方案分别是Saunders et al.(1991)起电参数化方案和Takahashi(1978)起电参数化方案。

1.3.1Saunders参数化方案

Saunders et al.(1991)首次提出了有效液水含量的概念,有效液水为液水含量与碰撞系数的乘积:

WE=CLW×Ecoll。

(2)

其中:WE为有效液水含量;CLW为液水含量;Ecoll为碰撞系数。

霰通过与冰晶、雪晶、聚合物相碰撞转移的电荷量为δq:

δq(Dg,Di,CLW,T)=S(T,WE)·R(CLW)·

M(Dg,Di)。

(3)

其中:S表示电荷转移的极性。并定义了有效液水的临界值为

WEcrit=-0.49-6.64×10-2T。

(4)

该式适用于温度在-10.7～-23.9 ℃之间。在给定的温度范围内,如果有效液水高于WEcrit,霰带正电,反之带负电。根据试验发现,当有效液水低于0.2 g/m3时,若温度低于-20 ℃,则霰带正电,若温度高于-20 ℃时,则霰带负电。R的值为0或1,决定电荷过程是否激发:

R(CLW)=θ(CLW-CLWcrit)。

(5)

其中θ表示一个阶跃函数,即θ(x),当x<0时,θ(x)=0,反之θ(x)=1。因此,当CLW

(6)

其中:Vg和Vi分别是霰和冰晶的下落末速度;k为常数,值为3 m/s;Dg代表霰粒子直径;Di代表冰晶、雪晶、聚合物粒子的直径;G(Di)是与Keith and Saunders(1989)试验相对应的一个多项式,由试验结果作出碰撞分离过程电荷的转移随冰晶尺度的变化曲线。G(Di)是根据上述变化曲线而得到的多项式,可得:

G+(Di)=a(Di)6+b(Di)5+c(Di)4+d(Di)3+

e(Di)2+f(Di)+g,

(7)

G-(Di)=h(Di)6+i(Di)5+j(Di)4+k(Di)3+

l(Di)2+m(Di)+n。

(8)

对于Saunders起电参数化方案,起电区域比较复杂,根据Saunders et al.(1991)的试验以及Helsdon et al.(2001)的试验结果可知,每个区域的电荷量都不一样,因此在Saunders参数化方案下,不同区域具有不同的电荷转移方程(见Altaratz et al.(2005)的表2)。

霰分别与冰晶、雪晶、聚合物发生碰撞分离,由于碰撞界面的温差产生的表面接触电位差使粒子间发生电荷转移,转移的电荷表示为

(9)

其中B、a和b是常量。根据冰晶尺度的不同,电荷转移的极性不同,B、a和b的取值也不同(Saunders et al.,1991)。

1.3.2Takahashi(1978)参数化方案

在Takahashi(1978)的试验中,温度变化范围为0～-30 ℃,液水含量变化范围为0.01～20 g/m3,云滴尺度变化由低液水含量时的10 μm增长到高液水含量时的100 μm,冰晶尺度为10～100 μm。研究得知,霰和冰晶碰撞发生的电荷转移决定于碰撞处的温度和液态水含量。为计算出每次碰撞分离过程所发生的电荷转移,Takahashi(1978)给出了一个修正因子,表达式为

(10)

其中:D0和V0的值分别为100 μm和8 m/s;Vg和Vi分别是霰和冰晶的下落末速度;Di表示冰晶或者雪晶、聚合物的直径。

通过计算每次碰撞所发生的电荷转移,可以得出每个时间步长内电荷转移的总量,等于每次碰撞所发生的电荷转移乘以碰撞次数。霰的电荷密度转移率为

Egini(Di)ng(Dg)δqdDidDg。

(11)

其中:Dg是霰的直径;Di是冰晶、雪晶或聚合物的直径;Vg和Vi分别是霰和冰晶的下落末速度;n(D)是水成物粒子的粒径分布;Egi=Ecoll·Esep·Ech,Ecoll表示粒子碰撞效率,Esep表示碰撞分离效率,Ech代表电荷分离效率。根据粒子的形状,模式中Egi取值范围为0.03～0.4。

2模式设置与结果分析

2.1　模式设置

2010年7月15日20:00至次日05:00(北京时间)重庆发生了一次雷暴过程,由闪电资料可知,这次雷暴过程地闪的闪击次数达到4 394次,其中正闪80次,负闪4 314次。本次模拟采用重庆站于2010年7月15日20:00(北京时间)的探空资料(http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html)作为初始场,模式水平格点分辨率为300 m,格点数为105×105,垂直方向分辨率为100 m,比例为1.11,垂直方向一共30层,地形设置为平坦地形。模式积分60 min,时间步长为2 s。辐射参数化方案为Chen方案,湍流参数化方案为Mellor-Yamada方案。云滴初始数浓度为500 cm-3。为触发对流云的发展,采用热泡扰动,最大扰动位温为3 ℃,扰动半径为2 100 m。

2.2　结果分析

2.2.1云的雷达回波

图1是重庆站新一代多普勒天气雷达(CINRAD-SA)S波段探测的实际雷达回波和模式积分33 min时的雷达回波沿y=20 km的垂直剖面。图1a是实际雷达回波RHI图;图1c是23:28实际雷达回波PPI图(直线P1P2为垂直剖面位置)。雷达回波强度最大值为60 dBz左右,可以看出是由几个雷暴单体连在一起。由图1a可知,取雷达回波最强的雷暴单体做垂直剖面可以发现,实测云顶高度在12 km左右,强回波中心约为60 dBz,强回波中心高度位于6 km左右。由图1b可知,云顶高度在12 km左右,最大回波强度为65 dBz,强回波中心在6 km左右,同样有多个强回波中心。通过实际雷达回波和模拟雷达回波的对比可知,云体宽度、云的形状、云顶高度、最大回波中心所在高度等较一致,说明模式能够模拟出此次雷暴过程的基本特征(黄兴友等,2011;官莉等,2012)。

2.2.1.1水成物粒子的分布

模式积分8 min后,云开始逐渐形成,垂直速度和云中液水含量迅速增大,随着上升气流的增强,液态水被带到0 ℃层以上,液态水在6 000 m的高度发生冻结。19 min时,形成了冰晶,20 min时,在6 000～8 000 m形成了雪晶。由于冰晶和雪晶的凝华碰并增长,21 min时,在8 000 m高度形成了聚合物,冰相粒子经过淞附过程,在8 000 m左右形成了霰粒子,此时参与非感应起电的各种冰相粒子均已形成,随后云内发生电荷分离过程。模式积分23 min时,云内最大上升速度为12 m/s,位于3 300 m左右。冰晶、雪晶、聚合物、霰的最大质量混合比分别为1×10-4、3×10-4、3.3×10-5和2.4×10-5g/kg,最大值的高度分别位于8 500、8 700、8 700和7 800 m左右(图略)。最大液水含量为4.5 g/kg,最大液水区域位于6 000～7 000 m,此时没有明显的降水。

图1　实际雷达回波的垂直剖面(a)、模式积分33 min时的雷达回波的垂直剖面(b)以及实际雷达回波PPI图(c)(单位:dBz)Fig.1　(a)Vertical section of actual radar echoes,(b)vertical profile of radar echoes at model integral 33 min,and (c)PPI of actual radar echoes(units:dBz)

模式积分35 min时,垂直风速如图2所示,由于降水粒子的拖曳作用,最大上升速度为14 m/s,位于8 000 m高度处,雷暴云的四周以及云下出现了下沉气流,绝对值最大值为6 m/s。此时,冰晶粒子有两个大值中心,分别位于9 800 m和7 700 m,质量混合比分别为0.2 g/kg和0.06 g/kg;雪晶粒子也有两个大值中心,分别位于10 600 m和7 800 m,质量混合比分别为0.65 g/kg和0.15 g/kg;聚合物的最大值位于10 600 m附近,值为2.0 g/kg;霰粒子最大值位于8 500 m附近,值为2.2 g/kg;雹粒子的最大值位于0 ℃层以下(图略)。35 min时,液水含量分布如图3所示,在-10 ℃以上的区域液水含量均低于0.5 g/kg,此时液水大值中心位于6 000 m,最大值为4 g/kg。

图2　模式积分35 min时的垂直风速(单位：m/s)Fig.2　Vertical wind speed at model integral 35 min(units:m/s)

图3　模式积分35 min时液水含量的垂直剖面(单位：g/kg；水平实线和虚线表示等温线，单位：℃)Fig.3　Vertical profile of liquid water content at model integral 35 min(units:g/kg;the horizontal solid and dashed lines indicate isotherm with the unit of ℃)

2.2.1.2Saunders参数化方案的模拟结果

霰粒子于21 min时开始生成,霰与冰晶、雪晶、聚合物粒子的碰撞分离过程伴随着电荷的分离,因此模式积分21 min时电荷开始分离,但电荷量很小。由图4可见,冰晶、雪晶、聚合物主要携带正电荷,霰主要携带负电荷。初期雷暴云呈现出正偶极性电荷结构,负电荷中心值为-0.000 4 nC/m3,上部正电荷中心值为0.000 3 nC/m3。

图4　Saunders参数化方案下23 min时水成物粒子所带电荷密度的x-z垂直剖面(实线代表正电荷密度,虚线代表负电荷密度,单位:nC/m3;水平实线和虚线表示等温线,单位:℃)　　a.冰晶;b.雪晶;c.聚合物;d.霰;e.全部水成物粒子Fig.4　The x-z vertical profiles of charge density(units:nC/m3) of hydrometeors at model integral 23 min with Saunders parameterization scheme(Solid line represents positive charge density and dashed line shows negative charge density with the unit of nC/m3.The horizontal solid and dashed lines indicate isotherm with the unit of ℃)　　a.ice crystal;b.snow crystal;c.aggregates;d.graupel;e.total

图5为模式积分35 min当雷暴云发展到成熟阶段时的电荷结构以及水成物粒子的电荷密度沿y=20 km的垂直剖面。冰晶、雪晶主要带正电荷,雪晶在7 800 m处有一负电荷区,电荷量以及荷电区域都较小,聚合物主要携带正电荷并分布着两个负电荷区,其中一个因碰撞分离产生的负电荷区位于雷暴云的左侧。霰主要分布在0～-40 ℃,其最大值中心在-15 ℃,此时霰粒子所带电荷应主要取决于环境中液态水含量,在环境温度较高、液水含量较高的区域,霰粒子带正电荷,该区域内霰粒子的正电荷量小于10-2nC/m3,霰粒子大值区域在-10～-20 ℃,液水含量低于0.5 g/kg,因此35 min时霰主要带负电荷。由图5e可知,负电荷中心值为-0.4 nC/m3,上部正电荷中心值为0.7 nC/m3,下部正电荷小于10-2nC/m3,位于0 ℃附近。下部正电荷的来源有两种可能性,一是冰相粒子的碰撞引起的电荷分离,主要是发生在下部左侧的弱正电荷区,该区域内雪晶和聚合物携带了负电荷,霰携带了正电荷,由于电荷量太小,该处电过程并不强烈;二是下沉气流的输送作用,如图2所示,在雷暴云的两侧存在下沉气流,因此包含了从上部主正电荷区向下输送的部分。雷暴云整体呈现出三极性电荷结构,但根据碰撞起电理论,此时电荷结构可认为是正偶极性分布。

图5　Saunders参数化方案下35 min时水成物粒子所带电荷密度的x-z垂直剖面(实线代表正电荷密度,虚线代表负电荷密度,单位:nC/m3;水平实线和虚线表示等温线,单位:℃)　　a.冰晶;b.雪晶;c.聚合物;d.霰;e.全部水成物粒子Fig.5　The x-z vertical profiles of charge density(units:nC/m3) of hydrometeors at model integral 35 min with Saunders parameterization scheme(Solid line represents positive charge density and dashed line shows negative charge density with the unit of nC/m3.The horizontal solid and dashed lines indicate isotherm with the unit of ℃)　　a.ice crystal;b.snow crystal;c.aggregates;d.graupel;e.total

2.2.1.3Takahashi起电参数化方案的模拟结果

根据Takahashi参数化方案,模式积分22 min时电荷开始发生分离。由图6可见,电荷开始形成初期雷暴云电荷结构呈反偶极性,负电荷中心值为-0.000 4 nC/m3,下部正电荷中心值为0.000 6 nC/m3。此时液态水含量很低,霰带正电荷,冰晶、雪晶、聚合物带负电荷。

图6　Takahashi参数化方案下23 min时水成物粒子所带电荷密度的x-z垂直剖面(实线代表正电荷密度,虚线代表负电荷密度,单位:nC/m3;水平实线和虚线表示等温线,单位:℃)　　a.冰晶;b.雪晶;c.聚合物;d.霰;e.全部水成物粒子Fig.6　The x-z vertical profiles of charge density(units:nC/m3) of hydrometeors at model integral 23 min with Takahashi parameterization scheme(Solid line represents positive charge density and dashed line shows negative charge density with the unit of nC/m3.The horizontal solid and dashed lines indicate isotherm with the unit of ℃)　　a.ice crystal;b.snow crystal;c.aggregates;d.graupel;e.total

图7为模式积分35 min当雷暴云发展到成熟阶段时雷暴云的电荷结构和水成物粒子所带电荷密度的x-z剖面。与23 min对比,35 min时电荷区域分布更广,高度更高。冰晶、雪晶、聚合物主要携带正电荷,霰主要携带负电荷,主要分布在-10～-25 ℃。而在8 000 m高度处,部分霰带上正电荷,可能是由于液态水含量所致,使霰处于荷正电荷的区域,由于电荷碰撞分离,冰晶、雪晶、聚合物在该区域带上了少量负电荷。由图7e可知,中部负电荷中心值为-0.6 nC/m3,上部正电荷中心值为0.7 nC/m3,下部两侧也有一小部分正电荷,电荷量小于10-2nC/m3,位于0 ℃附近。由于冰晶、雪晶、聚合物在该正电荷区域并没有携带负电荷,因此该正电荷不是由于冰相粒子碰撞发生的电荷分离,0 ℃附近极弱的正电荷区可能是由于下沉气流将上部正电荷输送至该区域所致,根据碰撞起电理论,此时电荷结构可认为是正偶极性分布。与Saunders起电参数化方案进行对比发现,在雷暴云发展到成熟阶段时,两者具有相似的电荷分布结构,两种方案表现出了一致性。

图7　Takahashi参数化方案下35 min时水成物粒子所带电荷密度的x-z垂直剖面(实线代表正电荷密度,虚线代表负电荷密度,单位:nC/m3;水平实线和虚线表示等温线,单位:℃)　　a.冰晶;b.雪晶;c.聚合物;d.霰;e.全部水成物粒子Fig.7　The x-z vertical profiles of charge density(units:nC/m3) of hydrometeors at model integral 35 min with Takahashi parameterization scheme(Solid line represents positive charge density and dashed line shows negative charge density with the unit of nC/m3.The horizontal solid and dashed lines indicate isotherm with the unit of ℃)　　a.ice crystal;b.snow crystal;c.aggregates;d.graupel;e.total

由模拟结果可知,在23 min雷暴云发展期时,Saunders参数化方案下雷暴云呈正偶极性,而Takahashi参数化方案下雷暴云呈反偶极性,表现出了两种参数化方案的差异性。23 min时,霰主要分布在-10～-20 ℃,霰的最大值中心接近于-10 ℃,此时霰粒子所处区域液态水含量很小,低于0.2 g/m3,该区域为低液水含量区,在Saunders起电参数化方案下处于负电荷范围,而在Takahashi参数化方案下霰处于正电荷范围,说明雷暴云的电荷分离决定于环境温度以及液态水含量。两种参数化方案是建立在不同的试验基础之上,在与凇附靶接触前,Takahashi方案是将冰晶和过冷水置于不同的云室中,而Saunders方案是将冰晶与过冷水滴置于相同的云室中,这一差异是影响模拟结果的主要原因。除此之外,Saunders方案将液态水含量转换成了有效液态水含量,这一差异在一定程度上也影响了模拟结果。

对于本次个例,两种参数化方案在首次放电前均呈现出正偶极性电荷结构,Altaratz(2004)和Altaratz et al.(2005)在RAMSv4.3中引入这两种起电参数化方案,对发生在地中海附近的冬季雷暴云进行了模拟研究,指出Takahashi参数化方案下呈现三极性电荷结构,而Saunders参数化方案下呈现反偶极性结构。这说明,对于不同的个例,其环境温度以及液水含量都不同且影响着粒子的荷电情况。大量观测研究表明雷暴云的电荷结构较为复杂,其中较为常见的几种雷暴云电荷结构为正偶极性电荷结构(Wilson,1916,1929)。反偶极性电荷结构(Wormell,1939)以及三极性电荷结构(Simpson and Scrase,1973),除此之外也曾观测到过四极性电荷结构(Stolzenburg et al.,1998)。大量模拟研究也表明了雷暴云的偶极性(Mansell et al.,2005)和三极性电荷结构(Krehbiel et al.,2003)。就目前而言,由于雷暴研究的局限性,无法讨论Saunders起电参数化方案和Takahashi起电参数化方案两者谁更优越,但从本文的模拟结果可以看出,两个参数化方案下的电荷结果有较好的对应,并与以往的观测和模拟研究结果相符合。

3敏感性试验

气溶胶是影响雷暴云的一个重要部分,气溶胶数浓度与云滴数浓度存在非线性关系,总体而言,云滴数浓度随着气溶胶数浓度的增加而增加。为了研究雷暴云的电荷结构特征随云滴初始数浓度的变化,本文进行了两组敏感性试验。云滴初始数浓度分别设置为50、500、1 000和2 000 cm-3,分别代表在较清洁海洋性气团、典型大陆性气团、污染背景和严重污染背景下云的发展状况(银燕等,2009;杨正卿等,2012)。

3.1　雷暴云中电荷变化分析

3.1.1Takashi参数化方案下试验结果

模式积分第35 min时雷暴云的电荷结构分别如图8a、7e、8b、8c所示。正电荷中心密度依次为0.1、0.7、1.0和1.8 nC/m3,负电荷中心密度依次为-0.06、-0.6、-0.6和-1.2 nC/m3。由此发现,当云滴初始数浓度增加时,雷暴云中电荷量增加。但是,雷暴云的电荷结构未发生极性的转变,仍为正偶极电荷结构。若再继续增加云滴初始数浓度,则在云滴初始数浓度低于2 500 cm-3范围内,电荷密度随着云滴初始数浓度的增加而逐渐增大;在云滴初始数浓度达到5 000 cm-3左右时,电荷密度骤减;超过5 000 cm-3时,电荷密度较低(图略)。在实际云中,一般云滴初始数浓度最大值小于2 000 cm-3,超过该值的云在实际中较少存在,仅为数值模拟结果。

图8　云滴初始数浓度分别为50 cm-3 (a)、1 000 cm-3 (b)和2 000 cm-3(c)时Takahashi参数化方案下35 min时雷暴云电荷结构的x-z垂直剖面(实线代表正电荷密度,虚线代表负电荷密度,单位:nC/m3;水平实线和虚线表示等温线,单位:℃)Fig.8　The x-z vertical profiles of charge structure in thunderstorm at model integral 35 min with Takahashi parameterization scheme when the initial number concentration of cloud droplets is (a)50 cm-3,(b)1 000 cm-3,and (c)2 000 cm-3,respectively(Solid line represents positive charge density and dashed line shows negative charge density with the unit of nC/m3.The horizontal solid and dashed lines indicate isotherm with the unit of ℃)

3.1.2Saunders参数化方案下试验结果

模式积分第35 min时雷暴云的电荷结构分别如图9a、5e、9b、9c所示。正电荷中心密度依次为0.25、0.7、2.0和1.2 nC/m3,负电荷中心密度依次为-0.25、-0.4、-2.0和-1.2 nC/m3。可知当云滴初始数浓度增加时,雷暴云中电荷量增加,当云滴初始数浓度增加到2 000 cm-3时,电荷量减小。

图9　云滴初始数浓度分别为50 cm-3 (a)、1 000 cm-3 (b)和2 000 cm-3(c)时Saunders参数化方案下35 min时雷暴云电荷结构的x-z垂直剖面(实线代表正电荷密度,虚线代表负电荷密度,单位:nC/m3;水平实线和虚线表示等温线,单位:℃)Fig.9　The x-z vertical profiles of charge structure in thunderstorm at model integral 35 min with Saunders parameterization scheme when the initial number concentration of cloud droplets is (a)50 cm-3,(b)1 000 cm-3,and (c)2 000 cm-3,respectively(Solid line represents positive charge density and dashed line shows negative charge density with the unit of nC/m3.The horizontal solid and dashed lines indicate isotherm with the unit of ℃)

由上述结果可知,在两种起电参数化方案下,随着云滴初始数浓度的增加,雷暴云的电荷结构没有发生极性转变。电荷量的变化是先增加然后变缓,随后电荷量减小。当云滴初始数浓度增加到1 000 cm-3时,在Saunders参数化方案下雷暴云带电量比在Takahashi参数化方案下增加迅速,电荷量相差两倍左右。当云滴数浓度大于2 000 cm-3时,Takahashi参数化方案下雷暴云电荷量继续增加,Saunders参数化方案下雷暴云电荷量减小。

关于CCN(cloud condensation nuclei)的变化对雷电的影响,不同的研究者给出了不完全相同的结果。Westcott(1995)最早提出城市气溶胶造成雷暴云闪电增加的观点。Orville et al.(2001)根据闪电定位资料发现美国休斯顿地区城市比郊区有更高的闪电密度。Kar et al.(2009)分析韩国五大城市地区气溶胶对闪电活动的影响并得到相似结果。Albrecht et al.(2011)运用耦合了Takahashi参数化方案的一维云模式,对亚马逊地区CCN对雷暴云电过程影响进行研究,认为高CCN数浓度情况下能够产生更高混合比的冰相粒子以及更多的闪电。Wang et al.(2011)统计分析了2000—2006年间珠江三角洲地区闪电等观测资料,指出更高的闪电密度与大气气溶胶增加有关,其数值模拟结果表明闪电潜力指数在污染条件下增加。Altaratz et al.(2010)通过分析观测资料指出,随着气溶胶数浓度的增加,对流强度增强,当气溶胶数浓度增加到一定程度时,抑制对流云的发展,减小了雷电发生的可能性。Mansell and Ziegler(2013)应用高分辨率的三维云模式(COMMAS)分析不同CCN数浓度对云微物理结构和起电过程的影响,指出:当CCN数浓度小于1 000 cm-1时,电荷分离和闪电缓慢增加;当CCN数浓度在1 000～2 000 cm-1时,电荷分离和闪电显著增加,主要原因是次生冰晶过程即Hallett-Mossop过程;当CCN数浓度大于2 000 cm-1时,在忽略云滴尺度的微物理参数化方案下,闪电继续增加,在考虑云滴尺度的微物理参数化方案下,闪电减少。根据本文的敏感性试验得知,对于云内电荷量的变化是先增加然后变缓,随后电荷量减小,电荷的增加和聚集促进了闪电的发生。尤其是在Takahashi参数化方案下,在云滴初始数浓度小于2 500 cm-1时,电荷量随云滴初始数浓度是单调增加的。因此,与其他相关研究结果比较可知,本文的敏感性试验结果与前人的研究结果在一定程度上是相符合的。

云滴初始数浓度决定了微物理过程的效率,而微物理过程的改变会影响云的动力学过程,从而改变雷暴云的电荷结构。因此,分析雷暴云中微物理量场和微物理过程随云滴初始数浓度的变化是必要的。

3.2　微物理量场分析

模式积分35 min时,当云滴初始数浓度为50 cm-3时,冰晶、雪晶、聚合物和霰的质量混合比最大值分别为0.27、0.7、2和1.1 g/kg;当云滴初始数浓度为500 cm-3时,上述粒子质量混合比最大值分别为0.2、0.6、2.4和1.6 g/kg;当云滴初始数浓度为1 000 cm-3时,质量混合比最大值分别为0.18、0.6、2.4和1.4 g/kg;当云滴初始数浓度为2 000 cm-3时,质量混合比最大值分别为0.16、0.6、2.6和1.2 g/kg。当云滴初始数浓度增加时,几种冰相粒子在空间分布上更广(图略)。

由上述结果可知,在增大云滴初始数浓度的过程中能够产生更高混合比的冰相粒子,并且冰相粒子在空间上的分布更广,有利于冰相粒子的碰并,利于聚合物、霰粒子碰撞分离产生电荷。结合雷暴云电荷结构的模拟结果可知,高云滴初始数浓度情况下使得冰相粒子混合比增大,雷暴云中电荷量增加,理论上能够缩短电场达到击穿阈值的时间,有利于闪电发生。

3.3　微物理过程分析

在雷暴云发展初期,当云滴初始数浓度从50 cm-3增长到500 cm-3时,云滴、雨滴、聚合物、霰的质量混合比增加。由于云滴初始数浓度增大,云滴有效半径减少,导致云中碰并过程减弱,大量云水停留云中,有利于云滴凝结增长,使得云滴的质量混合比增长。大量云水停留在云中,也有利于冰相粒子淞附增长和贝吉隆过程,导致聚合物和霰的质量混合比增加。聚合物和霰增长变大后,下落到0 ℃层以下融化成雨滴,使雨滴质量浓度增加。当云滴初始数浓度增长到1 000 cm-3时,云滴的质量混合比增加,雨滴、冰晶、雪晶、聚合物和霰的质量混合比与云滴数浓度为500 cm-3时相近,由于争食云内可被利用的水汽,这将阻止微滴的增长过程,因此此时增加云滴初始数浓度,微滴的增长将逐渐减缓,变化并不显著。当云滴初始数浓度继续增加到2 000 cm-3时,云滴数浓度增加,云雨自动转化率降低,雨滴数浓度减少,云滴有效半径减小,与霰的碰撞效率降低,导致霰的质量浓度降低,由于云滴数浓度的增加,随着垂直上升气流,更多的云滴输送到更高层冻结成冰晶,导致了冰晶、雪晶、聚合物的增加(图略)。

如图10所示,模式积分35 min时,随着对流云的发展、垂直速度的增加,液水被带到0 ℃层以上,发生冻结,有利于冰粒子淞附增长,另外通过贝吉隆过程,大量水汽从液滴上蒸发转移到冰粒子上凝华。同时冰晶和雪晶的增长促成聚合物的增长,冰晶等与过冷水接触促进霰粒子的增长。随着云滴初始数浓度增加,霰粒子先增加再减小,冰晶和雪晶质量混合比减小,聚合物粒子增加,此时主要是聚合物粒子与霰粒子碰撞发生电荷转移。对于液相粒子,在0 ℃层以下,随着云滴初始数浓度增加,云滴质量混合比增加,雨滴质量混合比减小,模式积分到35 min时各种水成物粒子的变化趋势与模式积分到25 min时的变化趋势几乎是一致的。

从微物理特性方面可知,云滴数浓度增加,云滴有效半径减少,从而抑制了收集、碰并过程,并增强了混合相过程,尤其是聚合物粒子,随云滴初始数浓度增加而质量混合比增长。在云滴初始数浓度小于2 000 cm-3时,霰粒子质量混合比增大;当云滴初始数浓度大于2 000 cm-3时,霰粒子质量混合比减小。从雷暴云电荷结构方面可知,当云滴数浓度增加,两种参数化方案下雷暴云中的电荷量增加,电荷分布区域更广。因此,冰相物质变化直接影响雷暴云的起电过程。在Saunders参数化方案下,当云滴初始数浓度为2 000 cm-3时,雷暴云电荷量减小,其变化趋势与霰粒子质量混合比是一致的,证明霰在与冰相粒子碰撞发生电荷分离的过程中起主要作用。

4结论

本文采用耦合了Takahashi和Saunders两种非感应起电参数化方案的RAMS模式,模拟分析了2010年7月15日发生在重庆地区的一次雷暴过程,并进行了两组云滴初始数浓度对雷电产生影响的敏感性试验,得到如下主要结论:

1)对比雷达反射率模拟结果与实际雷达回波可知,模拟的云顶高度、云形分布、最大雷达回波及其高度与实况较为一致。雷暴云发展到成熟阶段时,云的高层主要由冰晶、雪晶和聚合物组成,构成了高层的电荷载体,中层主要是由霰粒子构成,构成中层的电荷载体,下层主要是由雹粒子、雨滴和云滴构成。

图10　云滴初始数浓度分别为50 cm-3(a)、500 cm-3(b)、1 000 cm-3(c)和2 000 cm-3(d)时模式积分35 min时水成物的质量混合比(单位:g/kg)Fig.10　Mixing ratio(units:g/kg) of hydrometeor at model integral 35 min when the initial number concentration of cloud droplets is (a)50 cm-3,(b)500 cm-3,(c)1 000 cm-3,and (d)2 000 cm-3,respectively

2)对比Takahashi起电参数化方案和Saunders起电参数化方案的模拟结果发现,在模式积分35 min雷暴云发展到成熟阶段时,电荷结构都呈现正偶极性分布且为同一电荷密度量级,此时两方案表现出较好的一致性。在模式积分23 min雷暴云发展初期时,两种起电参数化方案下电荷结构不同,在Saunders方案下为正偶极分布,在Takahashi方案下呈反偶极性分布。环境温度和云中液态水含量影响雷暴云电荷结构的分布特征,并且两种起电参数化方案分别建立在不同的试验条件下,对起电区域的划分有明显差异,不同区域带电情况的计算方法也不同,使得电荷结构的模拟出现差异。其次,在Saunders参数化方案下液态水含量转换成了有效液态水含量,在一定程度上影响电荷结构的模拟结果。当雷暴云发展到成熟阶段时,在其下层均出现了一小部分正电荷,可认为是下沉气流将上部主正电荷区的部分正电荷挟带至雷暴云的下层。雷暴云电荷结构复杂,不同地区、不同季节的雷暴分布也有所不同,具有地域和气候特征,例如我国南方多观测到正偶极性结构,北方多观测到三极性电荷结构(张其林等,2010)。李万莉等(2012)用该模式模拟北京的一次雷暴过程时发现,在两种参数化方案下雷暴云电荷结构均呈现出三极性的分布。而本文用RAMSv4.3模式模拟重庆的一次雷暴过程时发现,在这两种参数化方案下雷暴云电荷结构均呈现出偶极性的分布。

3)通过增加云滴初始数浓度,分析了两种参数化方案下雷暴云电荷结构、水成物粒子的变化情况。随着增加云滴初始数浓度增加,两种方案下雷暴云的电荷结构没有发生极性转变,但电荷量出现了显著变化,先增加再变化缓慢,随后减小。在Saunders参数化方案下,当达到严重污染背景时,雷暴云中电荷量减小。而对于水成物粒子,当云滴初始数浓度大于2 000 cm-3时,霰粒子质量浓度也减小,说明霰在冰相粒子碰撞发生电荷分离的过程中起着重要作用。Mansell and Ziegler(2013)在改变次生冰晶过程的相关参数指出,在CCN数浓度大于2 000 cm-3时,闪电减少。本试验在Saunders起电参数化方案下也得到了相似的变化,但引起变化的原因不同。起电参数化方案能够导致模拟结果不同,冰相过程的参数化方案也能够导致模拟结果的显著不同,冰相物质直接影响了电荷的分离,因此微物理过程显得尤为重要。除此之外,雷暴云还受到环境参量、辐射过程以及大尺度背景场等方面的影响。因此,本文的模拟结果还需要结合微物理参数化方案的改变、冰相过程中参数的设置、更多的起电机制、辐射参数化方案等以及结合更多的观测资料对模拟结果进行进一步验证,并改进模式的模拟性能。

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(责任编辑：倪东鸿)

Chongqing and its response to changes in

initial number concentration of cloud droplets

WANG Ya1,YIN Yan1,XIAO Hui1,ZHAO Peng-guo1,WU Jian-cheng2,WU Yi-xiao1

(1.Key Laboratory for Aerosol-Cloud-Precipitation of China Meteorological Administration,NUIST,Nanjing 210044,China;

2.Zhangzhou Meteorological Bureau,Zhangzhou 363000,China)

Abstract:In this paper,RAMS(Regional Atmospheric Modeling System) model,coupled with two non-inductive charging parameterization schemes(Saunders and Takahashi schemes),is adopted to stimulate a thunderstorm occurred in Chongqing.A comparative analysis of two schemes is presented on the distribution of hydrometeor particles,the charge density and the distribution of charge structure in the thunderstorm when the charges start to separate and the thunderstorm reaches its maturity.Simulation results show that a dipole characteristic is presented from electrifying to discharging in the charge structure with Saunders scheme,while the characteristic in the charge structure switches from inverse dipole to positive dipole with Takahashi scheme.To study the impact of CCN(cloud condensation nuclei) on the thunderstorm,two sets of sensitivity tests have been carried out.As the initial number concentration of cloud droplets increase,no polarity conversion occurs in the charge structure,however,in the thunderstorm,the charge amount increases and the distribution area of charge expands,which is conductive to the occurrence of lightning.With Saunders scheme,the amount of charge decreases when the initial number concentration of cloud droplets is over 2 000 cm-3.Through analysis of the microphysical field and microphysical process,it is found that the mass mixing ratio of ice-phase particles increases as the initial number concentration of cloud droplets increases,while the mass mixing ratio of graupel particles decreases when the initial number concentration of cloud droplets is over 2 000 cm-3,with Saunders scheme.This verifies the impact of CCN variation on the microphysical process,thus further on the distribution of charge in the thuderstorm and the occurrence of lightning,especially the impact of variation of ice-phase materials on the electrification process of thuderstorm.

Key words:RAMS model;non-inductive charging parameterization scheme;charge structure;initial number concentration of cloud droplets

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20131226001

中图分类号：

文章编号：1674-7097(2015)04-0433-15P427.3

文献标志码：A

通信作者：银燕,博士,教授,博士生导师,研究方向为云降水物理与大气气溶胶,yinyan@nuist.edu.cn.

基金项目:国家重点基础研究发展计划(973计划)项目(2014CB441403);江苏高校优势学科建设工程资助项目(PAPD)

收稿日期：2013-12-26;改回日期:2014-03-13