朱义青 高安春

(临沂市气象局，山东 临沂 276004)

引 言

图1 2016年6月13日08时500 hPa环流形势(等值线，单位：gpm)及风场(a)和13日14时章丘站订正T-lnp图(b，基于08时章丘探空资料)Fig.1 (a)The 500 hPa circulation situation (contour， unit: gpm) and wind field at 08∶00 BST; revised skew T-lnp diagrams for Zhangqiu station (b，based on data for Zhangqiu station at 08∶00 BST) at 14∶00 BST on 13 June 2016

中尺度对流系统通常伴随剧烈的天气活动，带来短时强降水、冰雹、大风和雷电等灾害。飑线属于中尺度带状对流系统，由许多雷暴单体侧向排列而形成的强对流云带，过境时，通常会出现气压涌升、气温急降、风向突变、风速剧增以及短时强降水等严重灾害。随着雷电探测技术的发展，利用闪电定位网、天气雷达以及卫星等探测手段对中尺度对流系统中闪电活动特征进行的统计分析，加深了我们对强对流天气中雷电活动的认识。Holle,et al[1]通过分析4个中尺度对流系统的地闪分布后发现，地闪频数峰值出现在风暴生成后几小时，在成熟阶段正地闪比例增加，在消散阶段负地闪频数急剧下降；冯民学等[2]分析了发生在江苏的一次飑线过程的全闪活动特征，结果表明，云闪发生位置更具随机性，易发生在弱回波区和层状云区，闪电的发生与云顶高度有很高的相关性，云闪发生位置与剖面反射率因子中强回波区的发展有很好的一致性；冯桂力等[3]发现，中尺度对流系统(Mesoscale Convective System, MCS) 中地闪出现在 <-50 ℃ 的云区和前部大的温度梯度区，集中发生在<-60 ℃的云区，且地闪维持时间与强对流时间相当；刘东霞等[4]对华北一次中尺度对流系统中的闪电活动特征及其与雷暴动力过程的关系进行分析，认为中尺度对流系统的地闪主要集中在气流表现为气旋性切变或水平风呈现切变的区域。

虽然目前已有一些对飑线过程中闪电活动特征，但是飑线天气过程以及雷电特征具有明显的地域特征和个体差异，不同地域的雷暴具有不同的闪电活动特征。本文对 2016年6月13日山东地区的一次飑线过程的地闪演变和多普勒雷达回波特征进行深入分析，以期增强对飑线发展过程中闪电活动规律的认识。

1 资料和方法

所用地闪定位资料来自山东省电力公司的地闪定位网，该网络理论探测精度500 m，可以探测到网络内90%的地闪[5]。为提高雷电资料在分析中的准确性，采用地闪定位网中4站或4站以上的定位结果，同时滤除了同一个闪电造成的多个闪击的影响。

2 环流形势

2016年6月13日下午，山东省经历了一次快速发展的飑线天气过程。13日08时(北京时，下同)，500 hPa等压面(图1a)上，东北地区有一冷涡发展，西伯利亚地区有阻塞高压稳定维持，阻塞高压东侧偏北气流受东北冷涡的阻挡，在蒙古中部地区不断堆积而切断出一低涡。切断低涡不断发展加强并向东南方向移动，从而加强了中高层的冷空气强度和下传。低层850 hPa 西南风配合暖脊将暖湿空气向东北输送使得暖舌强烈东北伸展，从而建立起山东中西部高空冷空气与低层暖湿空气相叠加的不稳定层结。山东中西部地区建立的上冷下暖不稳定层结在合适的环流背景下，13日下午到夜间形成此次飑线过程。

飑线过程发生前，山东中西部地区近地面晴空辐射增温对大气不稳定能量的积累有重要作用。13日08时章丘探空资料(图略)已表明，900 hPa以下存在一逆温层，对流有效位能291 J·kg-1，大气对流抑制能量(Convective Inhibition, CIN)为127 J·kg-1，不足以触发对流，使得对流活动受到抑制，也使得能量能够在近地面层得到积累。此后的几个小时内，由于地面太阳晴空辐射增温的影响，近地面层不断增暖导致逆温层逐渐消失，CIN逐渐减小，同时大气的对流不稳定性得到增强。利用章丘站14时地面温度(26 ℃)和露点温度(20 ℃)对08时探空数据进行订正后(图1b)，CIN消失，对流有效位能显著增至1 600 J·kg-1，说明在超级单体风暴被触发前环境大气已经具备了充足的不稳定能量。

本次飑线的形成很可能还与较强的垂直风切变密切相关。以往的研究表明，在中尺度对流云团组织形成飑线的过程中垂直风切变通常十分重要[6-7]，08时章丘站探空计算的0～3 km风垂直切变约为8 m·s-1，0～6 km 垂直风切变为18 m·s-1，达到中等强度的风垂直切变利于组织化的强对流风暴发展[8]。

3 飑线过程的地闪分布特征

3.1 飑线演变过程地闪分布特征

2016年6月13日下午到夜间，山东大部历经一次自西北向东南方向移动、由多个对流单体通过合并加强形成的一条中尺度强回波带(飑线)。本次飑线过程中，对流云团在13日13时左右在山东西北部与河北交界处开始出现，18时前后通过对流单体的合并发展组织成飑线，此后以70～80 km·h-1的速度快速向东南方向移动，14日02时左右在江苏东北部消散，整个生命史长约12 h。造成山东大部出现大风、冰雹、短时强降水和强雷电天气。根据地面观测和雷达回波的演变将本次飑线的发展过程分为四个阶段：(1)形成阶段：13日13—18时；(2)发展阶段：13日18—20时；(3)成熟阶段：13日20时—14日00时；(4)消散阶段：14日00—02时。

图2给出了2016年6月13日13时—14日02时飑线过程从形成、发展、成熟到消散过程中逐6 min地闪频次的时间分布，整个飑线过程共观测到地闪37 666次，其中负地闪33 618次，占地闪总数89.25%。这是由于在绝大多数风暴中，正地闪位于云的上部，云的下部有大量的负地闪，负电荷中心离地面比较近，放电相对更容易。13日13—18时为飑线的形成阶段，地闪频数在波动中缓慢增加，在其发展的最初期(13时30分—16时)，地闪频数平均为58次/(6 min)，到17时48分地闪频次增大为227次/(6 min)，其中负地闪210次，正地闪17次。在飑线的形成阶段，负地闪占主导地位，正地闪仅占地闪总数的7.7%。13日18—20时为飑线的发展阶段，地闪频数有一次明显的跃增，在此阶段内，地闪频数以20次/(6 min)的频率快速增加，负地闪增加频率明显较正地闪大，正地闪仅占地闪总数的9.2%，仍以负地闪占绝对优势。13日20时—14日00时飑线进入成熟阶段，这一阶段地闪频数维持较高的特征，均在550次/(6 min)，21时06分出现最大峰值790次/(6 min)，在此阶段，负地闪频数达到最大峰值阶段，正地闪频数也有所增加，正地闪占总地闪数的11%，负地闪频数达到最大峰值后的5～10 min(21时12分左右)，正地闪也出现最大峰值91次/(6 min)，此时在21时10分—20分飑线所经过的汶上站附近出现33.9 m·s-1的极大风速、34.3 mm/(10 min)的短时强降水和直径超过2 cm的冰雹。此阶段后负地闪每一次峰值后都对应地闪活动的下降，出现地闪活动的谷值，这与刘东霞等[9]的研究结果一致。从闪电频数空间分布(图略)看，成熟阶段的21时12分前后为闪电高峰期，山东汶上附近为闪电高密度区，闪电密度达2.01次/km2。13日23时38分飑线开始减弱，地闪频数呈现下降的趋势，此阶段内，仍以负地闪为主，但是正地闪在总地闪中所占比例达到15.9%。到14日00时48分，地闪频数下降到100次/(6 min)，此时雷达回波为大范围的层云降雨区。

图2 2016年6月13日14时—14日02时飑线云团地闪频数随时间的演变Fig.2 The evolution of the flash frequency of the cloud from 14∶00 BST on 13 to 02∶00 BST on 14 June 2016

从图2中可以看到，负地闪频数比正地闪频数大1～2个量级，总地闪频数和负地闪频数随时间的变化趋势基本一致，说明在雷暴云团的形成、发展、成熟和消散过程中负地闪占绝对优势，因此负地闪频数随时间的变化也能表征总地闪频数随时间的变化。另外总地闪、正地闪和负地闪频数随时间的变化是一个先增加到顶峰后在减小的过程。在雷暴云的发展初期负地闪频率开始增大而无正地闪出现，随着雷暴云团逐渐发展到强盛时，负地闪的峰值落后正地闪的峰值5～10 min，之后随着雷暴云团的减弱，负地闪频数迅速减少，正地闪频数虽然也有所减小，但是减小幅度明显小于负地闪，而当正地闪达到峰值时，地面出现灾害性天气。

3.2 飑线的雷达回波结构与地闪分布特征

多普勒雷达具有较高的时空分辨率，对监测和分析强对流天气十分重要，选取济南多普勒天气雷达回波演变及相应时段闪电特征分析并揭示雷暴云的结构和特征。

图3是此次飑线天气过程雷达回波随时间的演变过程，由图可见，2016年6月13日13时左右(图3a)对流云团出现在山东西北部与河北交界处，回波大多呈块状结构，面积较小，回波强度为40～55 dBZ，闪电频数为10～20次/(6 min)。随后回波面积逐渐扩大，并向东南方向快速移动，18时左右(图3b)处于初始对流单体西侧在雷达西南252°、约81 km处不断有新生单体生成发展，20时左右(图3c)新生单体通过发展合并与初始对流单体相连接组织成飑线，此时开始出现闪电频数>400次/(6 min)的雷电活动。20时06分形成一条从新泰、肥城、平阴到聊城的长约200 km的中尺度带状回波(飑线)，该带状回波由多个不同强度的对流单体组成。在此后以70～80 km·h-1的速度向东南方向移动，回波强度有所增强，范围持续增大。21时04分(图3d)，强对流区主要位于飑线系统的西侧前部区域，此时地闪频数>780次/(6 min)，飑线系统达到最强阶段，闪电异常活跃，正地闪频数显著增加，但是增长率远小于负地闪，负地闪多数发生在>45 dBZ的强回波区域中，多数正地闪也发生在这个区域，少量正地闪出现在回波相对较弱的区域。21时04分最大回波强度达到65 dBZ，与其对应的径向速度上(图4)，飑线系统强回波处0.5°仰角上是一个很强的气旋式切变速度并出现速度模糊，经速度退模糊后算的旋转速度达27 m·s-1，1.5°仰角(高度约4 km)中气旋旋转速度约为22 m·s-1，属于强中气旋，可见飑线系统内对流活动十分活跃。13日23时38分以后飑线在向东南移动过程中减弱、消失，回波强度减弱至45 dBZ，强度>30 dBZ面积开始增大，表现出回波消散特征，地闪频次开始低于300次/(6 min)并开始明显减小，地面灾害性天气范围和强度迅速减小，带状回波逐渐变为片状的层状云回波，负闪电迅速减少，正闪电数量缓慢减少。

综上，整个飑线的形成、发展、成熟和消散过程中，正、负地闪主要出现在强对流区域，少量的正地闪出现在强回波边缘的层状云区。从不同极性地闪发生的时间段来看，负地闪主要出现在回波发展至成熟阶段，多发生在>45 dBZ的强回波区域中。正地闪频数较少，主要出现在飑线的成熟至消散阶段。由于本次强对流过程的地闪以负地闪为主，可以推断云的中上部以负电荷为主，且主要为大冰粒子携带，在此次飑线发展至成熟阶段中负电荷区位于雷暴云体中部，而正电荷区分布在雷暴云底部或其上部，在这种电荷区的分布情况下，负电荷区更容易对地放电，而正电荷区被负电荷区屏蔽或抬升的较高，参与对地放电较少，导致正地闪发生数目较少；而在飑线成熟至消散阶段中，上升气流的减弱，造成地闪频数的逐渐减少，同时在下沉气流作用下飑线内部的单体减弱消散，云体中的下沉气流使云中部的负电荷不断向外移动，云顶上部的正电荷显露出来，造成这一阶段正地闪比例的增加，因此正地闪比例的增加也是雷暴云由成熟转为消散的一个特征。

图3 2016年6月13日1.5°仰角反射率因子：(a)13时17分；(b)17时58分；(c)20时06分；(d)21时04分Fig.3 Jinan radar echo of 1.5° elevation reflectance factor on 13 June 2016 at: (a)13∶17 BST; (b)17∶58 BST; (c)20∶06 BST; (d)21∶04 BST

图4 2016年6月13日21时04分济南多普勒雷达径向速度：(a)0.5°；(b)1.5°Fig.4 Jinan Doppler radar radial velocity at 21∶04 BST on 13 June 2016:(a)0.5°; (b)1.5°

3.3 回波顶高与地闪频数关系

图5 2016年6月13日14时—14日02时飑线云团回波顶高与总地闪频数随时间的演变Fig.5 Evolution of the echo height and total ground flash frequency of the cloud group from 14∶00 BST on 13 to 02∶00 BST on 14 June 2016

回波顶高作为对流发展旺盛的特征，是闪电发生的依据之一，如果其发展达不到相应的高度，闪电活动就会较弱[10]。最大回波顶高周围5 km范围内为本次飑线过程的回波强度最强区域，对每6 min雷达资料最大回波顶高周围5 km区域内的回波顶高取平均值。图5给出了本次飑线过程中总地闪频数与最大回波顶高5 km区域内回波顶高平均值随时间演变特征，由图可见，地闪频数的变化与回波顶高的变化趋势基本一致，但是回波顶高与地闪频数的跃增不具备良好的对应关系。在飑线形成和发展阶段，回波顶高均在13 km以上，在飑线的成熟阶段，回波顶高基本维持在14 km以上，峰值处达18.3 km，可见本次飑线过程对流活动十分剧烈。利用积差相关系数计算方法计算地闪频次和回波顶高的相关系数为0.66，相关性较好，并通过了α=0.01的显著检验。

同时结合灾害性天气发生区汶上附近的2 min最大平均风速和10 min降水量变化特征(图7a)发现，降水主要发生在13日21—22时即飑线的成熟阶段，此时地闪频数达到峰值，22时以后降水逐渐减弱，但是降水结束后，仍维持高频次的地闪，闪电的高发时段比强降水持续的要久。

图6 飑线云团正地闪、负地闪和TBB随时间演变Fig.6 The evolution of positive ground flash， negative ground flash and TBB of the squll line cloud over time

3.4 地闪特征与TBB的演变关系

对飑线云团从形成、发展、成熟到消散过程中的闪电频数与云团TBB随时间演变进行分析，进一步研究飑线云团的闪电活动规律与强度的关系。图6给出了飑线云团逐30 min卫星云图的最低TBB和对应前逐30 min负地闪和正地闪频数随时间的演变。

从雷暴云团地闪频数与TBB随时间的演变可以看到，他们具有相似的演变趋势。当TBB下降到最低值-70 ℃，总地闪频数也达到最大的峰值3 836次/(30 min)，其中正地闪413次/(30 min)，负地闪3 423次/(30 min)，说明雷暴云团TBB越低，对流发展越旺盛，总地闪频数越大，即地闪越活跃。从图中可以看到负地闪在整个飑线过程中占主导地位，这与许多观测事实和研究成果一致[11-14]，这与我国雷暴主要具有三极性结构有关，雷暴中负电荷区的电荷浓度比正电荷区的电荷浓度大1个量级，负电荷的回击数较正电荷偏多[15]，其演变趋势能表征雷暴云团地闪活动的演变过程与TBB之间存在一定的相关。

4 大风形成机制

与深对流相联系的雷暴大风，一般是由水滴和冰粒下降过程中的拖曳作用产生的，降水负荷和蒸发冷却带来的负浮力是引发和维持下曳气流的因子。降水负荷引起液态水的拖曳效应。蒸发冷却的负浮力是当降水通过不饱和空气层时产生的，中低层的低湿度有利于降水蒸发从而形成负浮力。

图7 2016年6月13日18时—14日02时汶上站10 min雨量及2 min最大平均风速时序(a)和13日20时徐州探空曲线(b)Fig.7 (a)10 min rainfall and 2 minutes maximum average wind speed timing diagram from 18∶00 BST on 13 to 02∶00 BST on14 June 2016 at Weishang station; (b)the T-lnp diagrams at Xuzhou station at 08∶00 BST on 13 June 2016

从汶上观测站逐10 min雨量与2 min最大平均风速时序(图7a)上看，10 min雨量与2 min最大平均风速有较好的对应关系，呈正相关。汶上站21时10分—21时20分最大10 min雨强达34.3 mm，对应2 min最大平均风速跃增至21.5 m·s-1，且记录到33.9 m·s-1的极大风速，说明极大风速出现在雨强的最大时间段内，因此降水的拖曳效应对大风的产生有着一定的作用。而从位于汶上南部的徐州探空站20时探空图(图7b)显示，对流层中层(距离地面3～7 km)有一个干区，满足不饱和空气层的条件。

图8是13日飑线最强时刻济南多普勒雷达1.5°仰角21时04分的反射率因子，可以明显看到，飑线是由A、B、C、D、E 5个强风暴组成。13日21时04分，强风暴B已发展为强超级单体，它距离雷达约120 km，最大反射率因子超过65 dBZ，具有明显的中气旋和三体散射特征。中气旋的正速度出现速度模糊，退模糊后为27 m·s-1，最大负速度约27 m·s-1，旋转速度达27 m·s-1(图4a)，达到强中气旋标准。从该时刻反射率因子垂直剖面(图9)显示，超级单体B大于60 dBZ的强回波伸展到10 km以上，出现明显的中高层回波悬垂和低层弱回波区，具有大冰雹回波特征。平均径向速度剖面图表现为2～6 km强烈的中层径向辐合区，说明对流层中层干空气夹卷进去雷暴，这种夹卷过程可能加速雷暴内的下沉气流，期间在21时10分—20分汶上站观测到大冰雹和33.6 m·s-1的大风。

图8 2016年6月13日21时04分济南雷达1.5°仰角反射率因子Fig.8 Jinan radar 1.5°elevation angle reflectivity factor at21∶04 BST on 13 June 2016

为了进一步分析此次大风的成因，引入预报下击暴流的一个大风指数WINDEX[16]，该经验性指数反映了中低层温、湿特性对地面大风可能产生的共同作用。表达式为WINDEX=5[HMRQ(Γ2-30+QL-2QM)]0.5其中HM为0 ℃层距地高度(AGL)，以km为单位；RQ=QL/12，但是不能大于1 g·kg-1；Γ为地面与0 ℃层的直减率(℃·km-1)；QL为近地面1 km层厚度内的平均混合比(g·kg-1)；QM为0 ℃层处混合比；WINDEX单位为knot(哩/小时)，乘以0.514 7就转化为m·s-1。利用4月13日20时徐州探空资料计算结果为WINDEX=36.8 m·s-1，已经达到12级风的标准。21时汶上气象站观测的最大风速为33.6 m·s-1(12级)，与计算结果较为接近。

5 结论

(1)在东北冷涡影响背景下，山东中西部地区大气层结上冷下暖，随着层结不稳定性逐渐增强和不稳定能量的积蓄，在较强的深厚垂直风切变环境下触发强对流风暴进而组织成飑线。

图9 2016年6月13日21时04分济南雷达(a)反射率因子剖面和(b)径向速度剖面Fig.9 Profile of (a) radar reflectivity factors and (b) base reflectivity factors at 21∶04 BST on 13 June 2016

(2)在飑线的整个发展阶段，负地闪占绝对优势，约占地闪总数的89.25%。在系统发展的最初阶段几乎全为负地闪，地闪频数呈波动性缓慢增加；在飑线的成熟阶段，地闪频数均在550 次/(6 min)，以负地闪占主导地位，负地闪频数达到最大峰值后的5～10 min，正地闪也出现最大峰值；在飑线减弱消散阶段，地闪频数快速下降，但是正地闪所占比例增大。

(3)负地闪主要出现在回波发展至成熟阶段，多发生在>45 dBZ的强回波区域中。正地闪频数较少，主要出现在飑线的成熟至消散阶段。地闪频次和回波顶高的相关系数为0.66，具有较好的相关性，但是回波顶高与地闪频数的跃增不具备良好的对应关系。雷暴云团地闪活动的演变过程与TBB之间存在一定的相关关系，TBB降低，地闪频数剧增，说明雷暴云团的发展，当TBB达到最低值时，地闪频数达到峰值，TBB升高，地闪频数开始快速较小，说明雷暴云团的减弱。

(4)地面大风阶段对应着剧烈的闪电活动，说明闪电活动信息对灾害性大风具有一定的指示意义。利用WINDEX计算的地面最大风速的潜势与观测的地面极大风速较接近，表明WINDEX在预报强对流潜势中具有一定的参考价值。

闪电发生的触发机制主要为云中正负极性电荷的碰撞放电，雷暴云内电荷结构的复杂性导致雷电发生的随机性和不确定性，目前普遍认为强的上升气流和冰相粒子的碰撞是起电的基本条件。负地闪通常位于风暴的核心部位，负地闪分布越密集，频数越高，说明雷暴云团发展越剧烈，反之亦然。在强上升气流和对起电贡献较大的霰粒、冰晶等共同作用下，使雷暴中的电荷形成[17]，霰粒和冰晶等大冰相粒子通过凇附和凝华过程快速增长，并快速下落。霰粒和冰晶等大冰相粒子从云的中上部逐渐下落至云下部，从而形成云下部的次正电荷区[18]，该电荷区的增强造成高的正地闪频数，即地闪的发生与云中大冰相粒子的沉降有关[15]。因此可用判断在本次飑线过程的成熟阶段出现正地闪的峰值时对应着地面的冰雹、大风和短时强降水的发生，在强对流临沂预报中可以作为参考。冰雹大风的的最强时刻与正地闪的峰值出现时间较为一致。

通过经典的雷暴云电荷分布模型可以推断雷暴云团中负电荷区位于雷暴云体中部，而正电荷区分布在雷暴云底部或其上部，在这种电荷区的分布情况下，负电荷区更容易对地放电，而正电荷区被负电荷区屏蔽或抬升得较高，参与对地放电较少，导致正地闪发生数目较少[19]。由于本次强对流过程的地闪以负地闪为主，可以推断云的中上部以负电荷为主。在飑线最强阶段的13日21—22时，回波顶高由18 km下降到15 km，雷暴质心从8 km下降到4 km，随质心的下降，雷暴云内电荷区必然随之下降，相应负电荷区高度的降低，容易将负电荷输送到地面形成负地闪。在飑线成熟时段内汶上站出现33.9 m·s-1的极大风速对应着剧烈的地闪活动，进一步说明了地闪活动信息对灾害性天气的指示意义。

尽管上述分析在一定程度上揭示了雷电信息在强对流天气的预警和预报工作中具有一定参考价值。由于雷暴过程和闪电产生的物理过程极其复杂，还不能全面的认识此次过程中闪电活动特征，对于不同天气系统影响下飑线过程闪电活动的全面认识还需要积累更多的个例，尤其增加云闪的探测和分析，以便加深对雷暴云放电规律的全面认识。