西北內(nèi)陸高原雷暴云電活動與微物理場特征的相關(guān)性

郭鳳霞，張義軍，言穆弘，王濤

(1.南京信息工程大學氣象災(zāi)害省部共建教育部重點實驗室，江蘇南京210044;2.南京信息工程大學中國氣象局大氣物理與大氣環(huán)境重點開放實驗室，江蘇南京210044;3.中國氣象科學研究院雷電物理與防護工程實驗室，北京100081;4.中國科學院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所西部氣候環(huán)境與災(zāi)害實驗室，甘肅蘭州730000)

0 引言

雷暴云內(nèi)的電場探空研究(Krehbiel and Roble，1986;Stolzenburg et al.，1998a，1998b，1998c)發(fā)現(xiàn)，上升氣流區(qū)通常存在上下兩個正電荷區(qū)，上部正電荷區(qū)是正電荷的主要累積區(qū)域，位于－20℃高度附近，下部正電荷區(qū)位于0℃高度附近，尺度和電荷量都較小，在兩個正電荷區(qū)之間，－10～－20℃高度上有一個負電荷區(qū)。這種典型結(jié)構(gòu)被稱為偶極性(只有主正電荷區(qū)和中部負電荷區(qū))或三極性(出現(xiàn)底部正電荷區(qū))電荷結(jié)構(gòu)(Williams，1989)。

20世紀80年代以來，有一些研究在觀測資料的基礎(chǔ)上，通過點電荷模式、地面電場的極性和閃電電場變化的多站地面觀測，擬合了閃電源的位置，推斷了云中電荷分布。研究發(fā)現(xiàn)，在我國西北內(nèi)陸高原地區(qū)，雷暴云底部的正電荷區(qū)比常規(guī)三極性電荷結(jié)構(gòu)雷暴內(nèi)的正電荷電荷量大、分布范圍廣(Liu et al.，1989)。這種獨特的電荷結(jié)構(gòu)使雷暴云呈現(xiàn)出特殊的電特性:雷暴云當頂時，地面電場多為正極性;云地閃比例大(郄秀書和郭昌明，1990)，具有較高的正地閃發(fā)生比例(Qie，1991);云內(nèi)放電過程的K變化起始于負電荷區(qū)，并向下部正電荷區(qū)傳播(郄秀書等，1998);幾乎所有的云內(nèi)放電都發(fā)生于云的下部，并中和云中部的主負電荷和下部的正電荷(Qie et al.，2000);所有的人工引發(fā)雷電都為正極性閃電，并僅有連續(xù)電流階段(Liu et al.，1994)。

為了對該地區(qū)電荷結(jié)構(gòu)特征及其形成原因做進一步探討，2005年和2007年夏季在甘肅平?jīng)龅貐^(qū)利用國內(nèi)第一部可移動式X波段全相參多普勒雙偏振天氣雷達714XDP(馬學謙，2007;王致君和楚榮忠，2007)、大氣平均電場儀、閃電快慢電場變化儀和雨量計等儀器，對雷暴云進行了動力、微物理和閃電過程的同步觀測。本文根據(jù)714XDP提供的雷達參量和高度(相對高度，下同)，利用分層決策法識別了雷暴云內(nèi)的水凝物粒子類型，并分析了雷暴云內(nèi)微物理和電過程之間的關(guān)系。

1 觀測概況

平?jīng)隼纂娕c雹暴試驗站(106°41'E、35°34'N，海拔1 599.9 m)位于甘肅省平?jīng)鍪斜避?。距該站以?0 km、最高點海拔2 940 m的六盤山沿南北向?qū)⑦@一區(qū)域分為西高東低的兩部分，所以這個地方氣流容易受地形的擾動、抬升，當冷鋒天氣系統(tǒng)過境時，常有積雨云和強風暴產(chǎn)生。

該基地安裝了一套由虹吸式雨量筒，大氣平均電場儀，閃電快慢電場變化測量儀和GPS系統(tǒng)構(gòu)成的閃電綜合觀測平臺。714XDP天氣雷達放置在距該基地北面約500 m處的開闊區(qū)域。714XDP是2004年由中國科學院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所與國營第784廠雷達研究所合作研制的國內(nèi)第一部車載可移動式X波段雙偏振多普勒天氣雷達。它能交替或同時發(fā)射和接收水平與垂直的偏振波，不僅能得到目標對兩種不同偏振狀態(tài)電磁波的后向散射信號強度的變化信息(水平反射率因子ZH)和相位(平均徑向速度V、譜寬W)，還能得到目標相對兩種不同偏振狀態(tài)電磁波后向散射回波的差異信息(差分反射率因子ZDR、雙程傳播相位差φDP、差分傳播相移KDP和零滯后互相關(guān)系數(shù)ρHV)。綜合這些參量能夠反映云內(nèi)流場特征及水凝物的相態(tài)、大小和取向等信息，更有助于全面了解云和降水，特別是災(zāi)害性天氣的形成機理及其微物理的變化過程。主要性能指標見馬學謙(2007)。

由于大多數(shù)儀器探測范圍有限，本文僅選擇了距雷達站較近的三次典型雷暴過程，分別發(fā)生在2005年6月30日、7月30日和2007年7月24日。這三次過程對流不穩(wěn)定能量基本處在臨界不穩(wěn)定范圍內(nèi)(0～1 000 J/kg)，中層平均相對濕度適中，對流較弱。

2 水凝物粒子識別

2.1 資料預(yù)處理

為了減少天氣擾動對觀測資料產(chǎn)生的誤差，所有資料都必須經(jīng)過預(yù)處理，對于ZH、ZDR和ρHV分別采用3、5和5點大小進行徑向數(shù)據(jù)濾波。對雙程傳播相位差φDP使用兩種濾波方式，一種是窗口大小為9點，對原始數(shù)據(jù)輕微的濾波，另外一種是窗口大小為25點的，對第一種濾過的數(shù)據(jù)再濾波。在計算差分傳播相移KDP時，對φDP采用以上兩種過濾方式，目的是對不同的降水強度提高雷達分辨率，一般情況下，輕微降水的雷達分辨率經(jīng)過濾波后分辨率在6 km左右，而強降水的雷達分辨率經(jīng)過濾波后分辨率可控制在2 km內(nèi)。ρHV以0.85為起始值，可以濾除非氣象因子產(chǎn)生的值，但為了保持原始數(shù)據(jù)的完整性，仍然保留觀測數(shù)據(jù)，不剔除ρHV小于0.85的值。由于降雨會對短波段雷達的ZH和ZDR造成明顯的衰減，甚至會嚴重影響雷達探測的精度，因此必須對其進行衰減訂正，以獲取更精確的雷達觀測信息。就雙偏振多普勒雷達而言，差分傳播相移常數(shù)KDP對雷達標校、波束阻塞、傳播距離影響和系統(tǒng)噪聲不太敏感，在中到大雨的定量估測、衰減訂正和雷達硬件標校等方面具有潛在優(yōu)勢。本文參考馬學謙(2007)的方法，采用其通過714XDP實測的降雨資料與R—KDP關(guān)系和Z—R關(guān)系的對比，并利用KDP對ZH和ZDR進行衰減訂正得到的公式(1)、(2)。

其中:ZH和ZDR表示真值;Z'H和Z'DR是觀測值;α、β是溫度影響因子，通過散射模擬表明α、β在0～30℃之間可近似為常數(shù)，α=0.84，β=0.045;b、d是滴譜影響因子，b=1.05、d=1.15。

2.2 粒子識別算法

本文參考董振賢和李妙英(2004)的分層決策方法及Straka et al.(2000)提出的針對S波段不同粒子對應(yīng)的偏振參量和溫度(高度)的閾值，依據(jù)雷達參量ZH、ZDR、KDP、ρHV和高度H，將水凝物粒子分為10類:小雨(LR)、中雨(MR)、大雨(HR)、雨/雹(R/H)、濕軟雹(WG)、大濕雹(WH)、干雹(DH)、濕雪(WS)、干雪(DS1)、實雪(DS2)。識別流程見圖1。

3 資料分析

3.1 近距離雷暴

2005年6月30日和7月30日的兩次過程的回波中心距測站較近，在10 km左右，測站都出現(xiàn)了降雨。

3.1.1 地面電場、閃電及回波的關(guān)系

6月30日07:05(北京時間，下同)，回波主要分布在距測站直徑20 km內(nèi)東偏南及東北面。08:00左右，強回波區(qū)移至觀測站的東、北及東北方向。降雨傾瀉(rain gush)指突然的或強烈的降水，降水過程中，地面電場極性常會發(fā)生改變，這被稱為FEAWP(field excursion associated with precipitation)(Moore and Vonnegut，1977)。這次過程中，降雨傾瀉發(fā)生在07:30—08:00之間，降雨傾瀉期間，地面電場呈倒“V”字型(規(guī)定頭頂為正電荷時地面電場為正)(圖2a)。

7月30日的雷暴過程，強回波區(qū)主要集中在測站東南、南及西南15 km的范圍內(nèi)，并沿東北—西南的方向從測站的東南面經(jīng)過。13:55—15:15距測站最近，對應(yīng)著降雨傾瀉，且該期間地面電場與6月30日的正好相反，呈“V”字型(圖2b1)。

對比圖2a、2c和2e可見，降雨期間地面電場極性和強回波(30～48 dBZ)頂高度有較好的反相關(guān)性。降雨傾瀉前期對應(yīng)著較多的閃電，此時，大于30 dBZ的各強度回波頂高等值線相對密集，表明各相態(tài)的水凝物粒子共存的幾率增加，更有利于互相碰撞，轉(zhuǎn)移更多的電荷量，使云內(nèi)電場增加，放電發(fā)生。隨著降水的持續(xù)，總閃減少，但是地閃的比例增加，降水結(jié)束時，閃電數(shù)最少。

圖1 水凝物粒子識別流程Fig.1 The flowchart of hydrometeor type classification

圖2 地面電場和降水量(a，b)、閃電數(shù)(c，d)及各強度回波最大頂高(e，f)隨時間的變化a，c，e.2005年6月30日;b，d，f.2005年7月30日Fig.2 The time variations of(a，b)Egndand rainfall，(c，d)lightning flash rate and(e，f)the height of reflectivity top a，c，e.30 June 2005;b，d，f.30 July 2005

對比圖2b、2d和2f可見，強回波頂高較低，尤其大于40 dBZ的回波頂高基本在4.5 km以下。降水期間，強回波頂高度越高，地面負極性電場越大。降雨結(jié)束后，大于45 dBZ的強回波不存在，大于30 dBZ的強回波頂高也只有4 km左右，地面電場為弱的正極性。閃電發(fā)生期間也基本對應(yīng)于回波強度大于30 dBZ的回波頂高等值線相對密集之處。

3.1.2 粒子分布與地面電場和閃電的關(guān)系

6月30日的雷暴過程中，強回波中心和測站之間的水平距離基本穩(wěn)定在10～15 km。07:34為雷暴云成熟階段，40 dBZ的回波頂高達7 km，強回波中心對應(yīng)濕軟雹、中雨及少量冰雹的混合區(qū)。濕軟雹范圍較大，頂高延伸到近8 km高度。強回波外圍主要是小雨，觀測站附近降中雨，云中上部是冰相粒子干雪和實雪(圖3a)。

降雨傾瀉中期(圖3b)與07:34(圖3a)比較可知，中雨和濕軟雹的區(qū)域大大減小，濕軟雹頂高降落到4 km。降雨傾瀉后期，雷暴云下部主要的水凝物粒子為中雨和小雨，此外有少量濕軟雹。濕軟雹頂高達到6 km(圖3c)。

7月30日雷暴過程中降雨傾瀉前期濕軟雹的面積很小，頂高僅4 km，粒子的分布與圖3b相似，強回波距離測站更近，在2～14 km之間(圖3d)。降雨傾瀉中期，強回波區(qū)頂高5 km，面積小，僅分布著極少量濕軟雹和雹/雨，與圖3c相似。中心距離測站水平距離約15 km(圖3e)。降雨結(jié)束時，在測站上空4 km的高度上，僅有極小片范圍的濕軟雹(圖3f)。

對比兩次過程，雖然降雨期間地面電場有倒“V”和正“V”字型兩種特征，但地面電場的變化和軟雹粒子的分布有很好的相關(guān)性，地面電場在軟雹粒子頂高大于約6 km時為負，在4.5～6 km之間時為正，低于4.5 km時為負。

圖3 水凝物粒子及回波強度隨時間的變化(等值線表示回波強度)a，b，c.2005年6月30日;d，e，f.2005年7月30日Fig.3 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)a，b，c.30 June 2005;d，e，f.30 July 2005

Jayaratne and Saunders(1984)指出位于溫度高于反轉(zhuǎn)溫度(約－10℃)的軟雹帶正電荷，對應(yīng)于底部正電荷中心的形成。Marshall and Stolzenburg(1998)和Bateman et al.(1999)發(fā)現(xiàn)，對于新墨西哥雷暴，底部的正電荷中心主要由攜帶電荷的降水形成。由此可以粗略推斷位于雷暴云底部(＞0℃)的濕軟雹粒子(固態(tài)粒子)帶正電荷。

Stolzenburg et al.(1998a，1998b，1998c)指出主負電荷區(qū)中心的平均溫度依賴于上升速度，上升速度越大，主負電荷中心高度越高，溫度越低。Krehbiel and Roble(1986)觀測發(fā)現(xiàn)，有云閃及地閃產(chǎn)生的中部負電荷區(qū)中心基本停留在海拔7 km高度上(－15℃)。Krehbiel et al.(1979)發(fā)現(xiàn)大多數(shù)云閃和地閃的負電荷中心接近于雷達反射中心，且通常在最大反射之上。在這兩次過程中，－10℃基本位于5.8 km相對高度上，－20℃基本位于7.7 km相對高度上，上升氣流區(qū)－10℃和－20℃之間正好處在最大反射中心之上，與以上結(jié)論一致。因此，推斷此區(qū)域的粒子帶負電荷。這里一般分布著軟雹、過冷水及冰晶粒子(濕雪和實雪)。

Rutledge and MacGorman(1988)指出，尾部層狀云區(qū)域正閃的出現(xiàn)是由對流體上部荷正電的冰粒子向后的水平輸送引起的。08:45處于雷暴云的消亡后期，出現(xiàn)了幾次正地閃，這可能是云砧處的正電荷區(qū)域?qū)Φ胤烹娨鸬模纱丝梢酝茢?，云上部的干雪和實雪粒子攜帶正電荷。

以上的推斷與前面地面電場極性和軟雹頂高之間的關(guān)系一致。兩次過程中，測站與強回波中心的水平距離約為10 km，地面電場主要受底部電荷區(qū)和中部電荷區(qū)的控制，此外，上部電荷區(qū)也會對其產(chǎn)生較弱的影響。當軟雹頂高達到6 km以上時，中層的軟雹多，負電荷區(qū)強，地面電場為負極性;當軟雹頂高在4.5～6 km之間時，中層的軟雹減少，負電荷區(qū)減弱，地面電場在底部的濕軟雹控制下為正極性;當軟雹頂高低于4.5 km時，軟雹所在的體積也大大減小，底層的正電荷區(qū)減弱，中層其他帶負電荷的粒子(過冷水、濕雪、實雪)形成的負電荷區(qū)使地面電場為負極性。

6月30日，降雨傾瀉之前云閃較多(圖2c)，表明云上部和中部的電荷區(qū)較高，范圍及電荷密度較大，云閃發(fā)生在兩者之間。閃電多使地面電場產(chǎn)生瞬時的正極性變化，表明云底部的電荷為正極性。降雨傾瀉前期總閃較多，但云閃減少，負地閃增加。這與Rutledge and MacGorman(1988)的結(jié)論一致:在對流降水密度最大時期負地閃率達到最大。這至少說明中部負電荷區(qū)較強，而且其底部存在激發(fā)負地閃產(chǎn)生的正電荷區(qū)。降雨傾瀉后期，總閃大幅減少，只有1次正地閃和1次云閃發(fā)生，地面電場由正極性向負極性轉(zhuǎn)變，正地閃的發(fā)生使地面電場產(chǎn)生瞬時的負極性變化。這些表明隨著降雨，中部的負電荷和底部的正電荷大量消耗，但相比較而言，底部的正電荷消耗更大，中層的負電荷區(qū)相對明顯，地面電場主要受其控制，正地閃則很可能起始于云砧。降雨結(jié)束后云閃又開始增加，地閃很少，表明云中部的負電荷區(qū)有所恢復(fù)。07:57地面電場達到負的最大值，表明此時云底部的正電荷最弱。雷暴結(jié)束時出現(xiàn)幾次正地閃，表明云砧處的正電荷較多。

7月30日的雷暴過程比較弱，降雨之前基本沒有閃電發(fā)生，降雨傾瀉前期地面電場為正極性，發(fā)生了2次負地閃和2次正地閃，均使地面電場發(fā)生了正極性的變化，表明云底部分布著正電荷區(qū)，而且中上層的電荷區(qū)較低，降雨中后期，地面電場為負極性，發(fā)生了4次云閃，而且云閃使地面電場發(fā)生負極性的變化，表明控制地面電場的電荷區(qū)主要是上部正電荷區(qū)和中部的負電荷區(qū)，而且中部負電荷區(qū)很弱，底部的正電荷區(qū)基本消失。

這些特征與前面對粒子攜帶電荷的推斷結(jié)果一致。而且對于不同粒子所帶電荷極性的推測與非感應(yīng)冰—冰碰撞分離起電機制的實驗室結(jié)果一致(Takahashi，1978;Jayaratne et al.，1983;Saunders et al.，1991)。

3.2 遠距離雷暴

2007年7月24日發(fā)生了2次對流過程，分別發(fā)生在12:00—13:50和14:40—17:20期間，強回波中心基本都在距測站15 km以外。兩次過程快慢天線共采集到47次閃電，絕大多數(shù)是云閃，只能聽到隱約雷聲，沒有清晰的聲光差記錄，說明閃電發(fā)生的地點較遠。

3.2.1 回波與地面電場及閃電的關(guān)系

12:00—13:02閃電很少，地面電場主要為正極性。13:02—13:41地面電場為較大的負值，閃電頻繁，且一般引起地面電場的正極性變化。13:12測站出現(xiàn)短時毛毛雨。15:35—16:35約發(fā)生20多次閃電，地面電場在15:47—16:11期間為正，其余時間基本為負，閃電一般引起地面電場正極性的變化。15:47開始出現(xiàn)毛毛雨，期間地面電場由正極性轉(zhuǎn)變?yōu)樨摌O性，幾分鐘后降水結(jié)束，地面電場又恢復(fù)為正極性(圖4)。

對比兩組人員糖化血紅蛋白檢測（HbAlc）、空腹血糖水平（FPG）以及口服葡萄糖50 g篩選測試糖耐受量水平（GCT）；同時對比不同檢測方式在妊娠期糖尿病中的診斷情況[3]。

3.2.2 0℃與－10℃層高度回波對比

第一次過程之初，雷達西南方向有一尺度為十幾千米的回波單體A，西北面有兩個尺度為幾千米的回波單體B和C，移動方向均為西北至東南。12:52之前，回波單體A距離測站最近，而B和C距測站較遠，尺度小，回波強度弱，所以地面電場主要受單體A的控制，主要為正極性。多數(shù)時間，單體A的－10℃層高度(約在5.8 km高度)的強回波面積及中心回波強度小于0℃層高度(約在4 km高度)的。在12:30—12:40之間，－10℃和0℃層高度之間的強回波面積之差最大，對應(yīng)負極性的地面電場。12:52回波單體B消散，單體A強度減弱并遠離測站，C移近測站，且強度增強，地面電場主要受單體C的控制。這一時段，單體C的0℃層的強回波面積遠大于－10℃層的強回波面積，在13:10—13:35兩者相差達到最大，介于6～15 km2之間，此時也正好是回波單體距測站最近的時候，閃電頻繁，地面電場為較強的負極性(圖5a，c，e)。

圖4 2007年7月24日雷暴過程地面電場(a)和每10 min的總閃電數(shù)(b)隨時間的變化Fig.4 The time variations of(a)Egndand(b)lightning numbers per 10 min on 24 July 2007

第二次過程僅有一個距測站相對較遠的回波體，但尺度較大，強度較強，強回波面積較大，最初位于雷達的西北方向，不斷向西南方移動。－10℃層和0℃層高度上的強回波面積差別不大。15:42回波中心距測站最近，15:40—16:20期間－10℃層高度上的強回波面積小于0℃層高度上的，這段時間地面電場主要表現(xiàn)為正極性，此后雷暴云逐漸遠離測站，兩個高度上的強回波面積相當，地面電場主要表現(xiàn)為負極性。16:50以后，回波中心繼續(xù)遠離距測站，而且0℃層高度的回波強度明顯的大于－10℃層的，地面電場為正極性(圖5b，d，f)。

由此可見，對于距測站距離較遠的雷暴，當－10℃層高度上的強回波面積比0℃層高度上的強回波面積大，或者兩者相當時，測站地面電場為負極性;當前者小于后者時，地面電場開始向正極性變化;當前者遠遠小于后者時，地面電場開始出現(xiàn)負極性。

3.2.3 粒子的分布與地面電場之間的關(guān)系

選取3個典型時刻12:54、15:31和16:42的體掃資料中兩個仰角12.5°和20°進行水凝物粒子的識別(圖6)。12:54屬于第一次過程，15:31和16:42兩個時刻屬于第二次過程。

12:54時，在仰角為12.5°的PPI(plane position indicator，平面位置顯示)掃描中，單體A已消亡，單體B(西南)和C(西北)仍然存在，兩者中心距測站均約為15 km，對應(yīng)高度為3.3 km。強回波中心主要是濕軟雹，外圍主要分布著中雨和小雨?；夭ㄖ行腂處在降水消亡階段，濕雹所在的高度較低，而回波中心C處于發(fā)展階段，大濕雹所在的高度較高，地面電場表現(xiàn)為負極性。

15:31仰角為12.5°時，回波中心距離測站約25 km，對應(yīng)高度5.5 km。16:42時，回波中心遠離雷達，當仰角為12.5°時，回波中心距雷達約40 km，對應(yīng)高度為9.1 km，可見雖然回波中心遠離了雷達，但是中層的軟雹粒子依然很多。

圖5 2007年7月24日兩次過程0℃與－10℃層高度回波中心距測站距離(a，b)、回波強度大于45 dBZ的面積(c，d)和最大回波強度(e，f)隨時間的變化Fig.5 The time variations of(a，b)the horizontal distance between the strongest reflectivity center and the observation station，(c，d)area with echo strength of more than 45 dBZ and(e，f)the strongest echo strength at 0℃and－10℃on 24 July 2007

圖6 2007年7月24日仰角12.5°(a，b，c)及仰角20°(d，e，f)粒子的分布和回波強度(等值線)隨時間的演變a，d.12:54;b，e.15:31;c，f.16:42Fig.6 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)at(a，b，c)12.5°elevation and(d，e，f)20°elevationa，d.12:54 BST;b，e.15:31 BST;c，f.16:42 BST

圖7是12:54和15:26強回波中心的RHI(range-height indicator，距離高度顯示)回波強度及水凝物粒子分布。12:54方位角218°對應(yīng)著回波中心B，強回波頂高為7 km，回波中心距離測站的水平距離在地面附近約為15～20 km，在4 km高度處約為23 km，相應(yīng)的濕軟雹的頂高約為7.6 km，且在底層距地面較近，在高層距地面較遠。15:26強回波頂高快達到10 km，強回波呈紡錘狀，表明對流云內(nèi)對流比較強。強回波中心分布著濕軟雹、濕雹和雹/雨混合粒子，2 km以下這些粒子較少，且離雷達較遠，約為28 km;2 km以上，在水平方向18～33 km都有這些粒子的分布，頂高也達到了10 km。

由此可見，濕軟雹粒子的分布和地面電場之間的關(guān)系與前面分析的強回波面積與地面電場的分布一致，這同樣證實了前述對于不同水凝物粒子荷電極性推測的正確性。

圖7 2007年7月24日水凝物粒子及回波強度隨時間的變化(等值線表示回波強度)a.12:54;b.15:26Fig.7 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)on 24 July 2007a.12:54 BST;b.15:26 BST

4 結(jié)論

本文將雙偏振多普勒雷達引入了雷電的綜合觀測中，通過分析兩次距離測站較近(中心距測站水平距離約10 km)的雷暴和一次較遠距離(中心距離測站水平距離約14～50 km)的雷暴過程中，微物理和電過程之間的相關(guān)性，得出了以下主要結(jié)論:

1)根據(jù)地面電場的變化極性、放電類型和水凝物粒子分布之間的關(guān)系，可以推斷位于雷暴云底部(＞0℃)的濕軟雹粒子(固態(tài)粒子)帶正電荷;處于上升氣流區(qū)－10℃和－20℃之間、最大反射中心之上的粒子(軟雹、過冷水及濕雪和實雪)帶負電荷;云上部的干雪和實雪粒子攜帶正電荷。

2)對于距測站較近的雷暴，地面電場的變化和軟雹粒的頂高有很好的相關(guān)性:當軟雹的頂高達到6 km以上時，中層的軟雹多，負電荷區(qū)強，地面電場為負極性;當軟雹頂高在4.5～6 km之間時，中層的軟雹減少，負電荷區(qū)減弱，地面電場受底部的濕軟雹控制下為正極性;當軟雹頂高低于4.5 km時，軟雹所在的體積也大大減小，底層的正電荷區(qū)減弱，中層其他帶負電荷的粒子(過冷水、濕雪、實雪)形成的負電荷區(qū)使地面電場為負極性。

3)降水期間(對流云距觀測站很近時)，大于30 dBZ的各強度回波最大頂高梯度越大，閃電越多。

4)對于距測站較遠的雷暴，當－10℃層高度上的強回波面積比0℃層高度上的強回波面積大，或者兩者相當時，地面電場為負極性。當前者小于后者時，地面電場開始向正極性變化，如果前者遠遠小于后者，地面電場呈現(xiàn)負極性。

綜上所述，由于此地區(qū)的雷暴多是地形擾動作用形成，強度一般較弱，在雷暴的整個過程中，強回波頂高及軟雹的高度較高的情況較少，所以相對的中層的負電荷沒有南方地區(qū)的強，而底部的正電荷較強，因此當雷暴當頂或靠近觀測站時地面電場多為正極性。

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