大氣冰核對雷暴云電過程影響的數值模擬

師正 管嘯林 林曉彤 譚涌波 郭秀峰 汪海潮

1 南京信息工程大學大氣物理學院/中國氣象局氣溶膠與云降水重點開放實驗室, 南京 210044

2 中國氣象科學研究災害研究院災害天氣國家重點實驗室, 北京 100081

3 無錫學院大氣與遙感學院, 無錫 214105

1 引言

迄今為止，冰晶與霰粒/雹之間的非感應起電過程被認為是雷暴云中最重要的起電機制。云室實驗揭示了霰粒和冰晶單次碰撞過程中轉移電荷的量級和極性，其中霰粒用直徑小于5 mm 的淞附探頭表示（ Takahashi, 1978; Jayaratne and Saunders,1983; Saunders et al., 1991; Pereyra et al., 2000）。這表明冰晶是一種參與雷暴云起電過程的重要冰相粒子。研究表明非感應起電率與冰晶尺寸密切相關，當冰晶尺寸較小時，單次碰撞后的電荷轉移量隨冰晶尺寸增大而快速增加；而當冰晶尺寸較大時，電荷轉移量對冰晶尺寸的響應不敏感（Jayaratne and Saunders, 1983; Mansell et al., 2005）。冰晶與霰粒碰撞引起的轉移電荷極性主要依賴于溫度和液態水含量（Takahashi, 1978; Jayaratne and Saunders, 1983;Saunders et al., 1991; Pereyra et al., 2000），處于高溫區的冰晶粒子電荷極性發生反轉，因此雷暴云底部形成強正電荷區（譚涌波等, 2015）。Mansell et al.（2005）模擬了一次理想多單體個例，研究了冰晶濃度對雷暴云電過程的作用，并揭示了高濃度的冰晶粒子是底部次正電荷堆形成的關鍵因素。由此可見，冰晶微物理特征（尺度、分布及濃度）對雷暴云起電和空間電荷結構分布具有重要影響?？扇苄詺馊苣z液滴的同質核化或是在大氣冰核幫助下完成的異質核化是云中冰晶粒子形成的重要來源（Pruppacher and Klett, 1997; Koop et al., 2000; Liu and Penner, 2005; DeMott et al., 2010）。而冰核在一定條件下核化形成冰晶粒子，那么大氣冰核可能對雷暴云電過程的產生重要作用。

由于目前對云微物理發展過程的觀測手段比較有限，人們主要基于數值模式進行冰晶核化過程與云相互作用關系的研究，而且主要是集中在研究大氣冰核對云降水的作用這一科學問題上。對流云的發生、發展和演變過程受冰核的影響較大，其很大程度上影響著云的微物理發展。冰核通過凝華增長使云滴不斷蒸發消亡，云滴數濃度顯著降低。當冰核濃度增加時，冰晶數濃度增加，冰晶尺度減小，大量小尺度冰晶滯留在云中，大大延長了云的生命周期（Van Den Heever et al., 2006; Zeng et al., 2009;Morrison et al., 2015）。而有關大氣冰核影響雷暴云電過程的研究工作還少見報道。Gon?alves et al.（2012）基于區域模式研究了細菌性冰核濃度對雷暴云微物理、降水及閃電發生率的作用。其中閃電發生率與沉降性冰相粒子質量流和非沉降性冰相粒子質量流密切相關，冰相粒子質量流由云內垂直上升氣流速度和冰相粒子質量流計算得出。譚涌波等（2015）在雷暴云起放、電模式中試驗了一種與氣溶膠有關的冰晶核化方案，并與原有的冰晶核化經驗公式進行了對比試驗，分析了兩種方案下的冰晶粒子和電荷結構演變特征。李澤宇等（2016）在一維半云和氣溶膠分檔云模式中試驗了兩種非感應起電過程，并探討了不同初始沙塵冰核濃度對非感應起電過程的影響，結果表明：隨著沙塵冰核數濃度的提升，云中冰晶粒子與霰粒的數濃度都分別增加，起電過程提前，空間電荷密度增強。以往的研究并未闡明同質核化過程和異質核化過程分別對雷暴電過程的作用，對冰核濃度影響雷暴云動力、微物理及電過程的演變還很少進行深入研究。為了全面了解冰核濃度對雷暴云電過程的作用，有必要開展相應的模式研究。

鑒于此，本文在已有的二維雷暴云起、放電模式中，植入了新的同質核化方案和異質核化方案，并設置不同的大氣冰核濃度背景分別進行模擬試驗，分析了不同冰核濃度對雷暴云動力、微物理及起電過程的影響，進一步探討其與雷暴云電荷結構之間的關系并給出相應的微物理解釋。

2 模式簡介

本文采用的非靜力積云模型（胡志晉和何觀芳, 1987）源于中國氣象科學研究院，在此基礎上，譚涌波（2006）、譚涌波等（2006）引入隨機放電參數化方案，建立了二維高分辨率雷暴云起、放電模式。該模式的計算域為76 km×20 km，云模式框架分辨率為250 m×250 m，放電過程在細分辨率12.5 m 背景下計算完成。水成物粒子分成了五種粒子，分別為云滴、雨滴、冰晶、霰粒和冰雹。微物理轉換過程包括五種粒子的蒸發、碰并、凝結凝華、自動轉化、融化凍結以及核化繁生等。模式主要考慮了兩種起電機制：（1）霰粒（雹）和云滴碰撞分離時產生的感應起電過程；（2）霰粒（雹）與冰晶（雪晶）碰撞回彈產生的非感應起電過程。感應起電采用的是Ziegler et al.（1991）的參數化方案。非感應參數化方案基于Gardiner-Pereyra 方案（詳見師正等, 2015）。為了限制云中電荷過量增長，模式考慮了閃電放電過程，放電參數化方案基于譚涌波（2006）、Tan et al.（2014）的二維隨機高分辨放電模型。下面將對關鍵的方案進行具體介紹。

2.1 冰晶核化方案

原模式中采用一種經驗公式描述冰晶核化過程，該參數化方案主要基于Fletcher（1962）云室實驗結果，其中冰核數濃度與溫度有關。實驗證明冰核核化速率還與水汽過飽和度有關（Young and Kenneth, 1974），因此胡志晉和何觀芳（1987）在Fletcher（1962）基礎上設計了用溫度和過飽和度計算冰核濃度的參數化公式。隨著對大氣冰核研究不斷推進，相關研究表明核化過程不僅僅與溫度和濕度有關，氣溶膠顆粒的濃度、粒徑大小以及化學組分與大氣冰核核化率密切相關（Phillips et al.,2008; DeMott et al., 2010; 楊磊等, 2013）。單一的經驗公式不能描述具體核化物理過程，因此有必要對模式中冰晶核化過程進行改進。本研究綜合考慮同質核化過程和異質核化過程，同質核化采用Koop and Murray（2016）的參數化方案，異質核化方案基于DeMott et al.（2015）的觀測結果。

2.1.1 同質核的核化方案

相關研究表明：10 μm 的液滴在-35°C 的環境溫度下需經過數小時才能凍結，而當溫度低至-38°C 后凍結僅需數秒，因而將-38°C 認定為同質核化閾值（Koop and Murray, 2016）。但這并不意味著環境溫度達到閾值則同質核化必然發生，因為臨界分子簇的形成具有隨機性，凍結概率的高低取決于液滴的體積、凍結持續時間（Knopf et al.,2020）。模式中同質核化的計算基于經典成核理論，過冷液滴的同質核化速率（ω）為

其中，V為粒子總體積，Jv(T)為同質核化率系數。

由于研究中難以保證所有樣品都為純凈水而不包含任何可作為冰核的雜質，且核化過程對溫度相當敏感，該核化率系數的測定往往存在一定的偏差。通過對比一些廣泛應用的研究結果，最終采取了Koop and Murray（2016）的擬合方案：

其中，T為云內溫度，Tm=273.15 K，i和ci為參數（表1）。

表1 同質核化參數Table 1 The parameter for the homogeneous freezing process

液滴在單位時間（Δt）內被凍結的概率Pf(T,t)：

結合公式（2）與（3）可求得云滴核化率Qcif：

其中，Qc為云滴比質量。

此外，為盡量減小誤差，將模式中溫度小于-45°C 區域的液滴全部進行凍結處理。同時，由于處于241 K（約-32°C）左右的液態水核化速率不足0.1 cm-3s-1，故將模式該溫度設為起始凍結溫度，并認為暖于-32°C 的環境下同質核化不會發生。

2.1.2 異質核的核化方案

很多氣溶膠粒子如沙塵、粉塵、黑炭等都可以作為冰核，并且異質核化過程有多種機制，如凝華、碰觸、浸潤及沉積等（Szyrmer and Zawadzki, 1997;Chen et al., 1998; Cziczo et al., 2004）。相關研究指出浸潤核化是冰晶最為主要的產生源（Fan et al.,2017），因此本文采用DeMott et al.（2015）建立的參數化方案計算新生產的冰晶數濃度。大于0.5 μm 的氣溶膠濃度與冰核濃度關系密切相關（DeMott et al., 2003, 2010; Stith et al., 2009），因此DeMott et al.（2015）基于多年觀測資料統計分析得到的與氣溶膠濃度有關的核化方案，具體公式如下：

其中，NIN為大氣冰核數濃度；Naer0.5表示尺寸大于0.5 μm 的氣溶膠粒子數濃度，其與氣溶膠濃度的關系為Naer0.5=0.0012N0（王夢旖, 2019），N0為地面處氣溶膠初始濃度；cf為校正因子，cf=1；a=0、b=1.25、c=0.46、d=-11.6。

2.2 試驗個例及初始擾動條件

本文選用一次雷暴云電的綜合過程作為模擬個例。圖1 為該探空個例的環境溫、濕度層結曲線和垂直風廓線。本次雷暴過程為山地雷暴，地面溫度相對低（12°C 左右），露點溫度在4.5°C 左右，0°C 層位于550 hPa 高度左右，低層大氣的相對濕度在40%～80%區間內。初始時間設置的熱濕泡擾動的大小為：水平半徑5 km，垂直半徑為1 km，它的中心所在的格點位于該模式中區域的左側，高度為1 km，中心取70%的相對濕度擾動，中心的最高溫度取4 K，以余弦函數向外依次減小。本文改變初始氣溶膠濃度，分別取值為100 cm-3（C 個例）、500 cm-3（M 個例）、1000 cm-3（P 個例）來代表大氣冰核濃度相對低、中等及相對高的三種情況，并進行敏感性試驗。模擬的時間步長為2 s，模擬時間為80 min。

圖1 探空個例的（a）環境溫度、濕度層結和（b）垂直風廓線。圖a 中實（虛）線代表環境（露點）溫度；圖b 中實（虛）線代表水平（垂直）風速Fig.1 (a) Environment temperature and humidity stratification and (b) vertical wind profile for a sounding example.In Fig.a.the solid (dashed) line represents the environment (dew point) temperature.In Fig.b, the solid (dashed) line represents horizontal (vertical) wind speed

3 模擬結果分析

3.1 動力過程

為了探討不同冰核濃度對雷暴云電過程的作用，本文模擬了不同冰核濃度下的雷暴云動力、微物理過程及電過程。圖2 給出了三次個例中的最大上升氣流速度和最大下沉氣流速度隨時間的變化分布。三次個例的最大上升氣流速度隨時間的演變特征大致相似，均呈現先增加后降低的趨勢，并且對流發展旺盛時間范圍為15～55 min。整體而言，隨著冰核濃度的增加，最大上升氣流速度呈現降低的趨勢，C 個例中最大上升氣流速度為17.33 m s-1，M 個例中最大上升氣流速度為11.22 m s-1，而P 個例中最大上升氣流速度為9.28 m s-1。這可能因為冰核濃度增加，冰晶的異質核化過程增強，同質核化過程被抑制，冰晶總含量減少（后面詳細闡述），釋放的潛熱降低，進而最大上升氣流減弱。此外，從圖2 中不難發現，M 和P 個例中最大上升氣流速度在23 min 左右出現首次峰值，而C 個例在33 min 左右出現首次峰值，因此隨著冰核濃度的增加，對流發展提前。由于冰核在雷暴云中相對低的高度（相對于同質核化過程）核化產生冰晶，并且異質核化過程先于同質核化過程發生，因此高濃度冰核在核化過程中會提前產生更多的潛熱，促進了對流的發展。三次個例中最大下沉氣流隨時間的演變特征也基本相似，同時下沉氣流的活躍階段位于15～55 min，這與上升氣流旺盛的時間范圍相同。由于冰核濃度的增加，降水粒子的含量受到抑制，因此隨著冰核濃度增加，最大下沉氣流速度呈現降低的趨勢。與最大上升氣流演變特征相似，隨著冰核濃度的增加，最大下沉氣流速度的峰值也提前出現。

圖2 C 個例（氣溶膠濃度為100 cm-3）、M 個例（氣溶膠濃度為500 cm-3）、P 個例（氣溶膠濃度為1000 cm-3）的最大上升氣流和下沉氣流速度隨時間的變化Fig.2 Time evolutions of maximum and minimum vertical velocities in C case (aerosol concentration: 100 cm-3) , M case (aerosol concentration: 500 cm-3), P case (aerosol concentration: 1000 cm-3)

3.2 微物理過程

圖3 給出了不同冰核濃度下的冰晶粒子最大混合比的時空分布。三種冰核濃度下的冰晶粒子均分布在2～10 km 高度范圍之內，同時在2～4 km 和6～10 km 兩個高度范圍內呈現高含量的冰晶。這些冰晶粒子分別由異質核化過程和同質核化過程貢獻（圖4）。冰晶粒子在2 km 高度處先產生于異質核化過程，并隨著強上升氣流向上擴散，而同質核化產生的冰晶分布在6～10 km 高度范圍內。由于異質核化過程發生的高度相對低，異質核化優先于同質核化發生。圖5 給出了三次個例的冰晶最大數濃度隨高度的變化。從圖中可以看出，同質核化過程產生的冰晶數濃度明顯大于異質核化過程，因此同質核化主要貢獻云砧內大量貯存的小冰晶粒子，而異質核化過程在云中產生的冰晶粒子尺度大但數濃度低，這與目前的研究結果相似（Heymsfield et al., 2005; Phillips et al., 2005; Ekman et al., 2007）。此外，隨著冰核濃度增加異質核化過程加強，2～4 km 范圍內的冰晶含量增加，6～10 km 的冰晶含量明顯減?。▓D3、4）。這可能是由于當大氣冰核濃度提升時，異質核化優先于同質核化發生，異質核化過程生成的冰晶凝華增長，消耗水汽，進而抑制同質核化的發生。如圖4 所示，當冰核濃度增加時，異質核化率增強，而同質核化率被削弱。目前大量的研究已表明：隨著冰核濃度增高，異質核化率顯著增加，同質核化和冰晶異質核化競爭水汽，進而抑制同質核化過程，使同質核化率明顯減低，從而使得高溫區的冰晶含量增多，低溫區的冰晶含量減少（Chen et al., 2000; Ekman et al., 2007;Phillips et al., 2007; Li et al., 2013; Jensen et al., 2013;Zhang et al., 2013; Shi and Liu, 2016）。因此本研究對冰晶微物理過程的描述與已有認知相符。當冰核濃度增加時，同質核化過程受到抑制，加之同質核化率大于異質核化率，導致了雷暴云中整體的冰晶含量降低。三次個例中的冰晶粒子最大混合比分別為8.28 g kg-1（C 個例）、2.09 g kg-1（M 個例）以及1.78 g kg-1（P 個例），而三次個例中冰晶粒子數濃度也出現降低的趨勢，最大數濃度分別為1.16×108kg-1、1.44×107kg-1及6.77×106kg-1。模擬結果與K?rcher（2004）的研究一致。

圖3 冰晶粒子最大混合比（單位：g kg-1）隨時間的變化分布：（a）C 個例；（b）M 個例；（c）P 個例。棕色實線代表等溫線Fig.3 Distributions of the maximum mixing ratio (units: g kg-1) of ice crystals with time: (a) C case; (b) M case; (c) P case.The brown solid line represents the isotherm

圖4 不同冰核濃度個例（C 個例、M 個例、P 個例）中最大核化率（單位：g kg-1 s-1）隨高度的變化：（a）異質核化；（b）同質核化Fig.4 Variations of the maximum ice nucleation rate (units: g kg-1 s-1) with height in different ice nucleus concentration cases (C case, M case, and P case): (a) Heterogeneous nucleation process; (b) homogeneous nucleation process

圖5 不同冰核濃度個例（C 個例、M 個例、P 個例）中冰晶最大數濃度（單位：kg-1）隨高度的變化Fig.5 Variations of the maximum ice crystal particle concentration(units: kg-1) with height in different ice nucleus concentration cases (C case, M case, and P case)

圖6 為不同冰核濃度下的云滴、雨滴以及霰粒最大混合比的時空分布。云滴由云凝結核活化形成，在不同個例中的產生時間相當，但隨著冰核濃度的增加，云滴含量呈減少的趨勢，云滴比質量大于0.5 g kg-1的區域明顯減小。在M 個例中，云滴在50 min 左右被完全消耗，而P 個例中，這一時間被提前至40 min 左右（圖6a-c）。這可能是由于冰核濃度增加，異質核化增強，冰核核化需要“爭食”水汽，使得云滴生成量迅速減少。雷暴云發展至25 min 之后，云滴含量由于自動轉化以及冰晶粒子碰并增長的消耗急劇下降。不同冰核濃度下的云滴最大比質量分別為4.24 g kg-1（C 個例）、4.29 g kg-1（M 個例）、4.02 g kg-1（P 個例），其最大比濃度均為2.42×108kg-1（圖7a），因此不難推斷三個例中云滴含量及尺寸基本相同。

圖6 不同冰核濃度個例[C 個例（左）、M 個例（中）、P 個例（右）]中（a-c）云滴、（d-f）雨滴及（g-i）霰粒最大混合比（單位：g kg-1）隨時間的分布。橘色實線代表等溫線Fig.6 Distributions of the maximum mixing ratio (units: g kg-1) of (a-c) cloud droplet, (d-f) rain, and (g-i) graupel with time in different ice nucleus concentration cases [C case (left), M case (middle), and P case (right)].The orange solid line represents the isotherm

圖6d-f 為不同冰核濃度下雨滴最大混合比的時空分布。三次個例中雨滴均在25 min 左右出現，C 個例中在35 min 左右出現極大值，而在M 個例和P 個例分別在42 min 和45 min 出現極大值。這可能由于C 個例中云水含量相對高，雨滴由云滴自動轉化及冰相粒子融化共同形成，而M 個例和P 個例中雨滴主要由雷暴中后期的冰相粒子的融化降水過程貢獻。此外，當冰核濃度增加時，由于云中云水被快速消耗，雨滴混合比降低。三次個例中雨滴的最大比質量分別為3.12 g kg-1（C 個例）、2.57 g kg-1（M 個例）及2.44 g kg-1（P 個例）。在高冰核濃度雷暴個例中，0°C 高度層以下的雨滴主要來源于冰相粒子的融化，此時大量小尺度冰相粒子融化產生了大量的小雨滴。從圖7b 中不難發現隨著冰核濃度提升，雨滴的數濃度增加明顯，三次個例中雨滴最大數濃度分別為4.17×104kg-1（C個例）、2.79×105kg-1（M 個例）及4.87×105kg-1（P 個例），因此雨滴的尺度隨著冰核濃度增加而減小。

圖7 不同冰核濃度個例（C 個例、M 個例、P 個例）中（a）云滴、（b）雨滴及（c）霰粒最大數濃度（單位：kg-1）隨高度的變化Fig.7 Variations of the maximum number concentration (units: kg-1) for (a) cloud droplet, (b) rain, and (c) graupel with height in different ice nucleus concentration cases (C case, M case, and P case)

霰粒的生成依賴于冰晶的轉化，其對云水的碰并收集是霰粒增長的重要來源之一，所以霰粒的分布取決于冰晶和云水條件。如圖6g-i 和圖7c 所示，隨著冰核濃度的增加，霰粒的比質量[最大混合比分別為：9.23 g kg-1（C）、9.74 g kg-1（M）及10.1 g kg-1（P））和數濃度[最大數濃度分別為2.68×104kg-1（C）、1.59×105kg-1（M）及3.31×105kg-1（P）]均呈現增加的趨勢。這是由于當冰核濃度增加，尺度相對大的冰晶含量增加，而這些大尺度的冰晶粒子可以生長成霰粒。同時隨著冰核濃度的增加，由于雷暴云中云水含量的不斷降低，霰粒難以通過碰并收集云滴進一步增長，因此冰核濃度高的雷暴個例中霰粒的尺度有所降低。雨滴和霰粒的尺度隨著冰核濃度增加而減小，因此不難解釋高冰核濃度個例中下沉氣流速度呈現降低的趨勢。此外，雷暴云9 km 處（低溫區）的霰粒含量明顯降低，這可能是由于該區域的冰晶含量降低（圖3）。

3.3 電過程

圖8 為不同冰核濃度下非感應起電率隨時間的變化，其中正（負）的非感應起電率代表冰晶單位時間內荷正（負）電的電荷密度。雷暴云中冰晶在溫度低于-15°C 的區域為荷正電，而在溫度高于-15°C 的區域，冰晶獲得轉移電荷的極性發生反轉（荷負電）。在雷暴云的初始發展階段，相對于同質核化，異質核化過程優先發生，冰晶在高溫區（大于-15°C）產生，同時在非感應起電過程中獲得負極性電荷。在雷暴云的中后期，部分冰晶所帶電荷極性沒有發生反轉（冰晶通過非感應起電過程獲得正電荷），并且這種現象發生的時間隨著冰核濃度的增加而明顯提前，這可能主要是因為冰晶和霰粒碰撞后轉移的電荷極性以及電荷量與液態水含量、溫度息息相關，隨著冰核濃度的增加，M 個例和P 個例在雷暴云中后期的云滴幾乎消失殆盡，導致液態水含量降低，冰晶所帶電荷不發生極性反轉。從圖8 中不難發現，三次個例中，起電的啟動時間基本在12 min 左右，垂直分布區域也均在2～8 km 之間。隨著冰核濃度的增加，正極性非感應起電率逐漸減弱，而負極性非感應起電率呈增大趨勢，這可能是由于隨著冰核濃度的增加，同質核化過程被抑制，在高溫區（2～4 km 高度范圍內）異質核化生成的冰晶含量增加。

圖8 （a）C 個例、（b）M 個例、（c）P 個例的最大非感應起電率（單位：pC m-3 s-1）隨時間的變化。黑色實線代表等溫線Fig.8 The time variations of the maximum non-inductive charging rate (units: pC m-3 s-1) for (a) C case, (b) M case, and (c) P case.The black solid line represents the isotherm

圖9 給出了三次個例中最大感應起電率的演變規律，灰色粗實線為正感應起電率，即霰粒通過感應碰撞后獲得正極性電荷，黑色細實線為負感應起電率，即霰粒獲得負極性轉移電荷。感應起電過程主要分布在2～8 km 之間，主要貢獻雷暴云中部電荷區和底部次正電荷區。此外，隨著冰核濃度的增加，云滴被大量消耗，在中后期就不再產生，且霰粒的尺寸有所減小，碰撞效率降低，因此冰核濃度較大的M 個例和P 個例在55 min 左右不再發生感應起電，且起電率的極值逐漸減小。

圖9 （a、d）C 個例、（b、e）M 個例、（c、f）P 個例的中感應起電率（單位：pC m-3 s-1）極值隨時間的變化：（a-c）正感應起電率；（d-f）負感應起電率。黑色實線代表等溫線Fig.9 The time variations of the maximum inductive charging rates (units: pC m-3 s-1) for (a, d) C case, (b, e) M case, and (c, f) P case: (a-c) The positive inductive charging rates; (d-f) the negative inductive charging rates.The black solid line represents the isotherm

雷暴云的電荷結構主要由不同水成物粒子通過非感應起電和感應起電獲得不同極性的電荷所貢獻形成。圖10 為不同冰核濃度下，分別取雷暴云發展初期（22 min）、旺盛期（45 min）和消散期（65 min）三個不同時刻的空間電荷結構分布。在22 min 時，三個個例的雷暴中均以強的上升氣流為主，并開始逐漸向右發展（見圖10a-c）。強上升氣流可以促進大量的水成物粒子發展至過冷區，產生強烈的起電過程。三個個例均為負的偶極性電荷結構，負電荷堆主要分布在3.5～6 km 高度范圍內，而正電荷堆分布在2～3.5 km 高度范圍內。這主要是由于存在冰核的情況下，源于異質核化過程的冰晶在溫度高于-15°C 的區域優先生成，同時在這種云水含量相對充足的條件下冰晶通過非感應起電過程獲得負電荷。如圖11a-c 所示冰晶攜帶負電荷，而霰粒荷為正電。因此在雷暴發展初期，雷暴云上部負電荷區由冰晶荷負電貢獻，而霰粒攜帶正電荷貢獻了雷暴云下部正電荷區。三個個例中冰粒子攜帶的電荷量均在4 km 左右達到最大值。

雷暴云發展至45 min 時（圖10d-f），云體高度隨著上升氣流達到10 km 左右，同時三次雷暴個例中氣流結構產生了差異。C 個例中高溫區上升氣流以向右上方發展為主，而低溫區以水平風為主。這主要由于高溫區的冰相粒子含量相對較低，其沉降形成下沉風并不顯著，而低溫區由于同質核化產生大量的冰晶及霰粒，上升風被抑制從而表現為水平風為主。在M 個例和P 個例中，由于異質核化產生了大尺度冰晶，其含量相對高，同時霰粒含量提升，受重力沉降作用，因此在高溫區也出現了部分下沉風。類似地，M 個例和P 個例在低溫區均以水平風為主。此外，冰核濃度較低的C 個例中電荷結構演變為三極性電荷結構。而M 個例和P個例呈現多級性電荷結構，這主要是因為該階段水汽的消耗，液水含量較少，高溫區（2～4 km 高度范圍內）冰晶攜帶的電荷極性未發生反轉，保持為正極性（圖8）。圖11d-f 給出了三次個例中45 min時不同水成物粒子的電荷的垂直分布特征。雷暴云主負電荷區主要由霰粒貢獻，主正電荷區主要由冰晶貢獻。C 個例呈現三極性電荷結構，其中由于感應起電極值量級較小，對電荷結構的貢獻較小，而在非感應起電機制作用下，霰粒攜帶負電荷大致分布在4～8 km 高度范圍內，霰粒和冰晶電荷量均在7 km 達到極值。在M 個例和P 個例中，電荷結構均呈現四極性電荷結構，霰粒在1～4 km 和4～7 km 處為荷負電，電荷量在3 km 處達到極值。如前文所論述，液態水含量相對較低，因此冰晶在2～5 km 和5～10 km 高度范圍內通過非感應起電過程獲得正電荷，電荷量在4 km 處達到極值。當冰核濃度繼續增加時，水汽含量供應不足，霰粒和冰晶的含量減小，從而使得霰粒以及冰晶的電荷量進一步減少。

圖10 C 個例（左）、M 個例（中）、P 個例（右）中雷暴云發展（a-c）22 min、（d-f）45 min、（g-i）65 min 的風場（箭頭，單位：m s-1）和空間電荷量（陰影，單位：nC m-3）結構分布。黑色粗線代表雷暴云的輪廓；紅色實線代表等溫線Fig.10 Wind (arrows, units: m s-1) and structures of charge (shadings, units: nC m-3) of thunderstorm at (a-c) 22 min, (d-f) 45 min, (g-i) 65 min for C case (left), M case (middle), and P case (right).Thick black lines show the contour of thunderclouds; the red solid line represents the isotherm

圖11 C 個例（左）、M 個例（中）、P 個例（右）（a-c）22 min、（d-f）45 min、（g-i）65 min 水成物粒子電荷量（單位：nC m-3）垂直分布Fig.11 Vertical distributions of the charge (units: nC m-3) of hydrate particles at (a-c) 22 min, (d-f) 45 min, (g-i) 65 min for C case (left), M case(middle), and P case (right)

在65 min 時刻（圖10g-i），雷暴云進入消散階段，云中風速均呈現下降的趨勢，尤其在M 個例和P 個例中，由于云水的加速消耗，導致對流被明顯削弱。另外，三次個例均呈現偶極性電荷結構。隨著冰核濃度的增大，由于雷暴云中水汽含量的快速降低，起電過程減弱，電荷密度呈現逐漸減小的趨勢。C 個例中，霰粒在1～7 km 高度范圍內為荷負電，冰晶在3～9 km 高度范圍內為荷正電。因此，C 個例的主負電荷區由霰粒貢獻，而主正電荷區由冰晶貢獻，霰粒的電荷量在5 km 達到極值，冰晶的電荷量在5.5 km 達到極值（圖11g-i）。在M個例和P 個例中，冰晶和霰粒電荷情況與C 個例類似，但水汽的快速消耗導致云中電荷量呈逐漸降低的趨勢。

圖12 給出了三次個例中雷暴云空間電荷結構分布隨時間的變化。從中不難發現在雷暴云發展初期三次個例均呈現負的偶極性電荷結構，且隨著冰核濃度的增加，持續時間略有降低。在冰核濃度較低的C 個例中三極性電荷結構持續的時間范圍為28～58 min。在雷暴發展至40 min 后，M 個例和P 個例中電荷結構會由三極性轉變為四極性，這主要是因為該階段高溫區（4 km 左右）異質核化過程產生的冰晶含量增加。同時此階段水汽的消耗，液態水含量較少，冰晶所帶電荷未發生極性反轉，電荷極性仍為正，引起在40～55 min 時間范圍內5 km 高度以下的區域出現一對強電荷量的正負電荷堆，從而空間電荷結構表現為復雜四極性。此外，從圖12 中可以明顯看到，60 min 后（雷暴云進入消散階段）三次個例均呈現偶極性電荷結構。隨著冰核濃度的增大，由于雷暴云中水汽含量的快速降低，起電過程減弱，電荷密度呈現逐漸減小的趨勢，并且電荷結構的區域有增大的趨勢?？梢?，冰核濃度改變會對雷暴云的電荷結構產生顯著影響。

圖12 （a）C 個例、（b）M 個例、（c）P 個例的雷暴云電荷量（單位：pC m-3 s-1）結構隨時間的變化分布。紅色實線代表等溫線Fig.12 Distributions of the charge (units: pC m-3 s-1) structure of thunderstorms with time for (a) C case, (b) M case, and (c) P case.The red solid line represents the isotherm

4 結論和討論

本文在已有的二維雷暴云起、放電模式上，結合一次雷暴天氣的探空廓線，通過改變冰核濃度進行敏感性模擬試驗。重點分析了不同冰核濃度影響雷暴云動力、微物理及電過程的差異。通過以上研究，得到以下結論：

（1）不同冰核濃度下，雷暴云動力過程變化趨勢相似。隨著冰核濃度的增加，最大上升氣流速度和最大下沉氣流速度呈現逐漸降低的趨勢，同時雷暴云體發展提前。冰核濃度的改變對各水成物粒子的影響顯著。同質核化過程在雷暴云砧處貢獻了大量的小尺度冰晶，而源于高溫區異質核化過程的大尺度冰晶含量相對較低。當冰核濃度增大時，同質核化過程被抑制，而異質核化過程增強，冰晶在高溫區大量生成，但冰晶整體含量降低，從而霰粒在低溫區的含量降低，大量小尺度的霰粒分布在高溫區。同時，云滴含量由于自動轉化和冰晶碰并增長急劇下降，雨滴含量減少，尺度也有所減小。

（2）在雷暴云發展的初始階段，源于異質核化過程的冰晶優先在高溫區產生，并在非感應起電過程中獲得負極性電荷。在雷暴云的中后期，在非感應起電過程中，由于液態水含量的降低，高溫區的冰晶所帶電荷極性不發生反轉，其保持為正極性，且該現象出現的時間隨著冰核濃度的增加有所提前。同時冰核濃度增加時，高溫區的冰晶含量增加，低溫區冰晶含量降低，因此正極性非感應起電率逐漸減小，負極性非感應起電率逐漸增大。由于霰粒尺度減小，云滴的快速消耗，感應起電率極值逐漸降低，且在高冰核濃度的個例中，感應起電過程在雷暴云發展的中后期不再產生。

（3）在不同冰核濃度的雷暴個例中，雷暴云初始階段的空間電荷結構分布均呈現負的偶極性。這主要由冰晶粒子荷負電，霰粒攜帶正極性電荷貢獻形成。在雷暴云旺盛期，隨著冰核濃度增加，高溫區冰晶含量增加，并通過非感應起電過程獲得正極性電荷，導致空間電荷結構會由三極性電荷結構轉變為四極性電荷結構。在雷暴云消散階段均呈現偶極性電荷結構，隨著冰核濃度的增加，雷暴云中云水含量加速消耗，空間電荷密度逐漸減小。

本文在已有的雷暴云起、放電模式上考慮了新的同質核化和異質核化方案，深入探討了不同冰核濃度對雷暴云動力、微物理、起電過程影響以及電荷結構的差異，不過由于模式模擬能力的限制，未分析雷暴云放電過程對冰核濃度的響應。因此在三維模式中改進冰晶核化方案，進行冰核濃度對雷暴云放電過程的影響將作為未來的研究方向之一。

致謝本文所采用的積雨云微物理過程由氣象科學院胡志晉研究員提供。