山東一次典型持續冰雹過程的閃電活動和雷達特征分析
2024-03-25 12:33馮桂力侯淑梅張騫鄧猛
海洋氣象學報 2024年1期
馮桂力 侯淑梅 張騫 鄧猛
摘 要 2020年6月1日下午至夜間，山東部分地區出現降雹天氣，利用衛星和雷達以及閃電探測資料詳細分析此次降雹過程的閃電和雷達參量特征。結果表明：（1）魯北和魯中雹暴閃電活動的主要差異為：魯中雹暴的對流強度強于魯北雹暴，其正地閃比例和正地閃平均強度明顯高于魯北雹暴。其相同特征為：在開始階段正地閃比例和云閃占總閃電的比例較高；在地面降雹開始之前總閃電頻數均出現躍增，其峰值提前降雹6～18 min，同時云閃表現更加活躍；地面出現降雹之后，云閃頻數快速下降，地閃占總閃電比增加，甚至超過50%。（2）雹暴的閃電活動均發生在云頂溫度小于-50℃的云區內，且密集出現在云頂溫度小于-60℃的范圍內。閃電主要發生在30 dBZ以上回波區域，密集的云閃對應強對流區，表明云內垂直運動劇烈。負地閃與差分相移率KDP>0.5 （°）·km-1和差分反射率ZDR＞2.0 dB的區域對應關系非常一致，表明負地閃與強降水區密切相關。雹暴回波穹隆區的ZDR值較高、零滯后相關系數（Cc）值較低，很好地指示了上升氣流區。較高的水平反射率因子（ZH）和較低的Cc以及較低的ZDR區域對應冰雹粒子區域。閃電很好地對應于云內霰、濕雪、冰雹、干雪等大的冰相粒子區。（3）0℃以上ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積、ZH≥30 dBZ的冰水含量與總閃電頻數的時間演變趨勢基本一致，其與總閃電頻數的相關系數分別為0.756、0.780和0.710，進一步證實大的冰相粒子在起電過程中發揮著主導作用。
關鍵詞 雙偏振雷達特征；雹暴；總閃電；觀測分析
中圖分類號：P446；P412.25文獻標志碼：A文章編號：2096-3599（2024）01-0024-15
DOI：10.19513/j.cnki.hyqxxb.20230728002
收稿日期：2023-07-28；修回日期：2023-10-07
基金項目：山東省自然科學基金項目（ZR2023MD025，ZR2021MD010）；山東省氣象局科研項目（2022sdqxz8）
第一作者簡介：馮桂力，男，博士，正高級工程師，主要從事強對流天氣及閃電活動研究，fenggl@lzb.ac.cn。
通信作者簡介：
Analysis on lightning activities and radar characteristics of a typical continuous hail process in Shandong
FENG Guili1，2，3， HOU Shumei1，4， ZHANG Qian1，5， DENG Meng1，5
（1. Key Laboratory for Meteorological Disaster Prevention and Mitigation of Shandong， Jinan 250031， China; 2. Shandong Institute of Meteorological Sciences， Jinan 250031， China; 3. Changdao National Climate Observatory， Changdao 265800， China; 4. Shandong Meteorological Observatory， Jinan 250031， China; 5. Shandong Meteorological Engineering Technology Center， Jinan 250031， China）
Abstract Hailstorms occurred in several areas of Shandong from afternoon to night on 1 June 2020. Using data of satellite， radar， and lightning detection system， the characteristics of lightning and radar parameters in the hailstorms are analyzed in detail. The results show that the major differences of the hailstorms in the northern and central Shandong Province are that the convective intensity of the hailstorm in the central Shandong Province is stronger than that in the northern part， and the ratio of positive CG （cloud-to-ground） to total CG lightning and the average current intensity of positive CG lightning in the central Shandong Province are obviously higher than those in the northern part. The common features of the two hailstorms are that the proportion of positive CG lightning is higher at the initial stage， and the percentage of IC （intracloud） lightning with respective to total lightning （including IC lightning and CG lightning） at the developing stage is higher than that at other stages. The lightning frequency， for both total lightning and IC lightning， increases sharply before hail is observed， their peak values are 6-18 min in advance of the occurrence of hailstones on the ground， and IC lightning is more active. After the hailstones land on surface， the frequency of IC lightning decreases rapidly， and the proportion of CG lightning to total lightning increases， even exceeding 50%. The lightning activities of hailstorms all occur in the cloud area where the cloud top temperature is below -50℃， and tend to cluster? in the area of cloud top temperature below -60℃. The lightning occurs mostly in strong convective areas with the reflectivity above 30 dBZ. The dense IC lightning corresponds to the strong convective area， where the vertical velocity in the cloud is very high. The spatial distribution of negative CG lightning is remarkably consistent with the area with KDP>0.5 （°）·km-1and ZDR>2.0 dB， indicating that negative CG lightning is closely related to the strong rainfall area. The high ZDRand low Ccin the echo vault of hailstorm are good indications for the strong updraft area. The areas with high ZH， low Cc， and low ZDRcorrespond to the areas with hailstones. The location of lightning corresponds well to the areas with large ice particles such as graupel， wet snow， hail， and dry snow. The volume with ZDR≥1.0 dB， the volume with ZH≥30 dBZ， and the ice water content of ZH≥30 dBZ above 0℃ are basically consistent with the evolution trend of the total lightning frequency， and the Pearson correlation coefficients between them and the total lightning frequency are 0.756， 0.780， and 0.710， respectively. It is further confirmed that large ice particles play a leading role in the electrification of thunderstorms.
Keywords dual-polarization radar characteristics; hailstorm; total lightning; observational analysis
引言
冰雹天氣系統除產生降雹外，通常還伴有強降水、破壞性大風和閃電等災害性天氣，對農業生產和人們的生命財產造成嚴重危害。近年來，隨著雷暴探測技術的飛速發展，國內外研究人員利用閃電定位系統和多種雷達觀測資料對冰雹天氣過程進行了大量分析，并得出了許多有意義的結論。大量的觀測發現，冰雹、龍卷等強風暴的閃電活動特征通常不同于普通雷暴，往往表現出較高的正地閃比例［1-3］。MacGorman等［4］、Stolzenburg［5］研究表明，強對流天氣通常發生在風暴中正地閃占優勢的階段，還有研究［6-7］表明在災害性天氣發生前通常會出現閃電頻數躍增現象。Yao等［8］發現正地閃比例與冰雹直徑之間存在正相關關系，正地閃比例高的雷暴降雹持續時間傾向更長。然而，一些強風暴卻產生異常低的地閃頻數［9-10］，而并非通常認為的對流越強，雷暴的地閃活動也越強。Carey等［11］研究發現，一些非常強的風暴并沒有產生大量的正地閃，甚至在降雹階段和降雹區域出現的地閃非常少［12-13］。Qie等［14］對中國內陸高原地區雷暴的地閃特征進行研究也發現，弱雷暴過程通常具有較高的正地閃發生比例，中尺度對流系統的層狀云區通常也以正地閃為主。Seity等［15］分析發現閃電頻數、上升氣流和雹/霰回波體積之間存在很好的相關性，云閃頻數能很好地指示霰粒區域的垂直拓展情況。López等［16］對一個具有超級單體結構的雹暴進行研究發現，凍結層以上霰粒的增長與總地閃數量的增多或減少有關，該雷暴出現的3次短時間地閃增多現象均是由小冰雹下落造成的。還有一些研究［17-18］表明大尺度雹粒子主導的區域電荷濃度低，不利于閃電活動。一是因為冰雹數濃度較低而具有較小的集合表面積，在冰-冰碰撞中電荷轉移總量??；二是冰雹降落過程中不斷融化形成液態水膜，不利于冰-冰碰撞彈開而產生電荷分離。
近年來，由于雙線偏振雷達具有識別降水粒子相態的能力，其在冰雹識別預警等強對流天氣研究方面已經得到廣泛應用［19-24］。研究發現差分反射率（ZDR）柱與強風暴上升氣流密切相關，是對流風暴明顯的偏振特征之一。ZDR柱形態特征的變化信號可以提前于上升氣流最大值的出現和反射率因子的增強，與冰雹增長潛力、地面降水強度以及龍卷強度相關［25-32］。Zhao等［33］研究發現冰雹關鍵區位于ZDR柱的上方，ZDR為-2～0 dB，且水平反射率因子（ZH）大于50 dBZ，冰雹關鍵區上層的高密度霰粒作為雹胚的來源，碰凍來自冰雹關鍵區下方的過冷云滴，導致在關鍵區的低層形成大量冰雹粒子。
縱觀國內外對雹暴過程閃電活動特征的研究發現，盡管對冰雹云閃電活動特征有一定共識，但由于對雹暴中的動力、云微物理、降水及閃電活動等同步觀測和研究較少，對閃電與降雹的關系依然了解不深。本文綜合應用常規氣象觀測資料及雷電、雙偏振多普勒雷達、衛星等觀測資料，對2020年6月1日發生在山東的冰雹天氣過程的閃電活動特征進行分析，尤其利用偏振雷達參量深入探討云內微物理和動力結構對閃電活動的影響，以期進一步加深對冰雹天氣過程發生、發展規律的認識，促進閃電資料在強對流災害性天氣監測預警和人工防雹作業指揮中的應用。
1 資料和方法
所用的閃電資料由中國科學院電工研究所布設的全國短基線甚低頻/低頻（very low frequency/low frequency，VLF/LF）三維閃電探測網獲取，該探測網由分布在全國的400多個VLF/LF三維閃電探測儀組成，采用三維時差定位算法，獲取閃電發生的時間、類型、經緯度、高度及峰值電流強度等物理參量。該閃電定位系統的時鐘同步精度可達到0.1 μs，10 kA以上地閃的探測效率大于90%，平均水平定位誤差小于0.3 km；云閃的探測效率較低，垂直定位誤差小于0.5 km［34］。
同時，使用了濟南雙偏振多普勒雷達（波長為10 cm）資料和國際空間站（international space station，ISS）閃電成像儀（lightning imaging sensor，LIS）觀測的總閃電數據。LIS包含1個光學凝視成像儀，閃電放電時產生的云內亮度的瞬間變化是其識別閃電活動的依據，因此能同時給出雷暴中云閃和地閃發生的時間、位置、持續時間和閃電光輻射能等。LIS是設計安裝在熱帶降雨測量任務（tropical rainfall measuring mission，TRMM）衛星上的閃電探測設備，后來TRMM衛星于2015年停止工作，LIS的備份設備于2017年2月安裝在ISS上繼續開展閃電的觀測，LIS覆蓋的空間范圍為55°S～55°N，視域范圍約為655 ×655 km2，視域的觀測時間約為90 s，星下點的分辨率為4 km，閃電探測效率約為90%［35-37］。
2 天氣背景與環境物理量
2.1 天氣過程簡要分析
受高空槽和低層切變影響，2020年6月1日下午至夜間山東大部地區出現強對流天氣。6月1日08：00，華北中南部地區中高空為偏西氣流，低層為西南到東南風，蒙古到我國河套地區為高空槽。高空槽在向東南方向移動過程中，引導冷空氣南下不斷觸發對流發展，導致在魯中和魯北形成2個強的對流云團，分別稱為魯中雹暴和魯北雹暴，其移動路徑見圖1。魯中雹暴于13：30起源于河北邢臺境內，一直沿東南方向（基本維持120°方向）先后經過德州、聊城、濟南、泰安、臨沂等地，導致部分地區出現8～11級雷雨大風和短時強降水，其中聊城高唐三十里鋪、濟南長清馬山炮點和泰安泰山邱家店3個區域氣象觀測站出現11級大風，極大風速分別為 30.2 m·s-1、31.8 m·s-1和30.4 m·s-1。強冰雹主要出現在濟南市區、平陰和長清，德州夏津、齊河和禹城，聊城高唐，泰安市區、新泰，臨沂蒙陰一線（圖1）。泰山站、新泰站、蒙陰站觀測到的冰雹最大直徑分別為3.1 cm、3.0 cm和4.0 cm。有目擊者報告泰安泰山省莊鎮、新泰天寶鎮最大冰雹直徑超過5.0 cm。魯北雹暴于17：00在河北石家莊東部快速發展，并沿東偏南方向先后經過德州、濱州、東營、濰坊、煙臺等地，導致慶云、東營市區、河口、利津和墾利出現冰雹。據民政部門災情統計，此次雹暴災害造成經濟損失6.2億元，其中泰安、臨沂受災最重。
2.2 環境物理條件分析
鑒于15：00魯中雹暴進入夏津后快速增強，因此用夏津站14：00氣溫和露點溫度資料訂正08：00濟南章丘站探空資料。由訂正后的探空圖（圖2a）可以發現，對流有效位能（convective available potential energy，CAPE）高達2 225.3 J·kg-1，對流抑制能（convective inhibition，CIN）為0 J·kg-1，850 hPa與500 hPa溫差（t850-500）高達31.6℃，最大抬升指數（best lifting index，BLI）為-2.8℃，760～713 hPa有1個淺薄濕層，非常有利于午后出現強對流天氣。0～6 km風速差為22.5 m·s-1，達到強垂直風切變標準［38］，有利于對流風暴組織化發展。0℃層、濕球0℃層、-20℃層的高度分別為3.6 km、3.3 km、6.5 km，適宜大冰雹增長。對流層中層和低層分別有1個干層，713 hPa以下溫度直減率接近干絕熱遞減率，下沉對流有效位能為1 131.4 J·kg-1，利于出現雷暴大風。20：00（圖2b）雖然CAPE只有70.8 J·kg-1，但0～6 km垂直風切變高達31.3 m·s-1，t850-500為28.2℃，BLI為-1.7℃，抬升凝結高度（lifting condensation level，LCL）只有646 m，水汽充足，850 hPa比濕為9.4 g·kg-1，700 hPa、850 hPa西南低空急流源源不斷地將充足的水汽輸送到山東，并且受高空槽主體影響，有利于夜間出現強對流天氣。
3 兩次雹暴過程閃電活動特征分析
2020年6月1日午后和夜間在魯中（夏津至蒙陰一帶）和魯北（慶云至萊州一帶）分別發生了2次較大范圍的強對流天氣過程（即魯中雹暴和魯北雹暴），2次對流天氣過程地面共觀測到總閃電（云閃和地閃）12 113次。這2次雹暴過程發生的閃電總數分別為5 777次和6 336次，數量基本相當（表1）。但是2次雷暴閃電活動特征存在明顯的差異，魯中雹暴的正地閃比例平均為40.96%，顯然高于魯北雹暴（正地閃比例為27.32%）。盡管2個雷暴的負地閃平均強度值比較接近，但是魯中雹暴的正地閃強度（34.96 kA）明顯大于魯北雹暴（27.70 kA）。另外，魯中雷暴的云閃占總閃電比例為49.04%，高于魯北雷暴的相應值（41.43%）。主要原因是這2次雹暴過程的強度不同，由回波懸垂的高度可以看出魯中雹暴的上升氣流強于魯北雹暴，其云頂高度最大值為18.2 km，也明顯高于魯北雹暴云頂高度（14.8 km）。
圖3給出了魯中、魯北雹暴閃電活動的時間演變。13：30，魯中雹暴開始出現地閃，閃電頻次較低，且以正地閃為主（圖3a）。隨后地閃頻數快速增加，14：30，云閃頻數出現首個峰值，達72次/6 min；14：36，地閃頻數也出現首個峰值，達64次/6 min。14：54—15：06，云閃和地閃活動均有所減弱后又快速增強。15：24，云閃頻數出現第2個峰值，高達113次/6 min，12 min之后地閃頻數隨之出現第2個峰值，達97次/6 min，也是此次過程地閃頻數最大值。隨后的1 h內，地閃頻數基本維持在50次/6 min，云閃頻數維持在40次/6 min以上。16：54，云閃頻數出現第3個峰值，達148次/6 min，也是該系統出現的最大值。17：30之后，云閃活動有所減弱，地閃開始活躍?？梢钥闯?，17：30以后地閃次數均超過云閃，且在18：00前后地閃頻數出現了60次/6 min以上的峰值。由正地閃比例的演變來看，從13：30到14：18的時段內，雹暴正地閃比例比較高，基本在50%以上，隨后隨著閃電頻數的增加正地閃比例有所下降，圍繞30%上下波動，18：12以后，隨著閃電活動的減弱，正地閃比例明顯增加，絕大多數超過40%。
地面降雹觀測資料表明，15：30，夏津開始出現降雹，之后在系統向東南移動過程中沿途經過的區域相繼觀測到降雹，各地降雹持續時間為1～10 min。開始降雹之前總閃電頻數出現明顯躍增，總閃電頻數由15：00的84次/6 min激增為15：24的200次/6 min（圖3a），該峰值提前降雹時間6 min。同時云閃也非?；钴S，其占總閃電的比例高于50%，而且正地閃比例有所增加。降雹開始之后，云閃頻數開始減弱，地閃占總閃電的比例有所增加，超過50%以上。18：00前后，泰安市的泰山區、岱岳區出現最大直徑為3～5 cm的冰雹，對應時間段（17：54—18：06）地閃非?；钴S（均在60次/6 min以上），伴隨著地面降雹云閃頻數從18：00的42次/6 min減弱到18：18的14次/6 min。
圖3b給出了魯北雹暴閃電活動的時間演變。18：00，開始出現閃電活動，并且不斷增強，19：25—20：12，云閃和地閃均比較活躍，峰值分別為82次/6 min和73次/6 min。隨后1 h內云閃和地閃活動均有所減弱。21：00之后，云閃和地閃出現躍增。21：15以后，地閃頻數開始高于云閃。21：30，地閃頻數最高值為136次/6 min，云閃頻數高達80次/6? min。24：00以后，系統開始減弱消散。系統開始階段正地閃比例較高，18：36—21：30，絕大多數正地閃比例在30%以上，之后在地閃活躍階段正地閃比例卻明顯偏低，在20%左右。降雹的觀測資料也表明在地面降雹之前，總地閃頻數出現明顯的躍增現象，19：48，峰值為149次/6 min，且提前地面降雹約18 min。
4 雹暴過程衛星雷達回波特征
圖4給出了FY-4A提供的魯中雹暴云頂溫度（cloud top temperature，CTT）的分布。由14：30衛星云圖（圖4a）可以看出，雷暴主體在河北境內，CTT最低為-67℃。15：30前后，雷暴系統自河北衡水進入山東境內，小于-60℃的云頂覆蓋范圍隨時間明顯增加。受高空風的影響（12 km處最大風速達60 m·s-1），云頂明顯向東南方向延伸，大范圍的卷云導致系統前部的溫度梯度比較小，系統后部的溫度梯度較大。
由CTT疊加5 min的閃電分布（圖4）可以看出，閃電活動均發生于CTT小于-50℃的云區內，且密集出現在CTT小于-60℃的范圍內。密集的閃電對應系統的強對流區域，而稀疏的閃電對應系統前部大范圍的層狀云區。19：00，CTT小于-60℃的云區覆蓋范圍雖然較大（圖4d），CTT最低也達到-69℃，但是結合閃電資料卻發現低于-65℃的云區內沒有閃電活動，僅有零星的閃電散布在低于-60℃的云區內，表明云內對流強度明顯減弱，系統進入減弱階段。
由于魯北雹暴位于山東北部，且距離濟南雷達站較遠，主要分析魯中雹暴雷達回波的演變特征。濟南多普勒雷達觀測表明，魯中雹暴于午后生成于河北的邢臺市境內，15：00前后由夏津進入山東境內，強對流系統一直維持較強的強度，表現為排列緊湊的多單體風暴簇，14：53開始出現中氣旋，一直持續3個多小時，呈現出明顯的超級單體特征。
圖5給出了16：09的ZH、Cc、ZDR和KDP的剖面圖，剖面起始點的極坐標分別為（294.7°，60.0 km）和（239.6°，24.4 km）。30.0 km處出現回波穹隆，穹隆區的回波強度為5～10 dBZ（圖5a）。對應于回波穹隆區出現ZDR柱（圖5c），大于2.0 dB的ZDR高度達到8.3 km，ZDR最大值為6.4 dB，同時回波穹隆區的Cc＜0.9（圖5b），這些特征均指明ZDR柱對應強上升氣流區，該區域45 dBZ的回波高達12.3 km，表明云頂高度較高。在ZDR柱的左側（對應遠離雷達一側），出現負值的ZDR柱，最小值為-0.84 dB，該區域回波強度非常低，且Cc比較?。ㄐ∮?.9），是由穹隆區內上升氣流攜帶的非氣象目標物或者由于三體散射造成的［22］。
大于60 dBZ的強回波區緊鄰回波穹隆區的左側，位于4～5 km高度范圍內（溫度為-10～-3℃），回波強度最大值為65 dBZ。強回波區的ZDR為0.8～1.5 dB，KDP為0.5～2.4 （°）·km-1（圖5d），Cc為0.90～0.97，均表明強回波區內存在冰雹粒子［22-23］。
17：01，雹暴移至長清，回波最大值為73.5 dBZ，65.0 dBZ強回波高度超過9 km（圖6a）?；夭仿挾冉咏?0 km，頂高約為8 km，說明上升氣流的水平范圍較大，有利于大冰雹的生成。穹隆區域內Cc為0.3～0.8（圖6b），表明液相和冰相粒子共存。在4.5～7.5 km高度層出現大于3.0 dB的ZDR柱，ZDR最大值達到7.35 dB（圖6c），ZDR的高值區對應上升氣流的核心區域，顯然云內強盛的上升氣流非常有利于大冰雹的產生?？紤]到上升氣流比較強，說明云內過冷云滴比較豐富，通過碰并過程來不及形成較大的雨滴，就被強盛的上升氣流輸送到高空，而高層下落到上升氣流的較大冰雹或者霰粒，可以通過碰并淞附過程收集大量的過冷雨滴和云滴，導致冰相粒子出現快速增長，云內非感應起電活動會隨著冰相粒子的增多而迅速加強［1-2］，因此ZDR的高值區內可以預示云內起電和放電活動將得到加強。
5 閃電活動與雷達參量分析
為了分析閃電活動與雷達參量之間的對應關系，選取魯中雹暴16：09、16：55、18：05等3個時次進行詳細分析。
在強的高空風作用下，風暴頂部向東偏北出流非常明顯，魯中雹暴（向東南方向移動）的左前側存在大片的穩定性降水回波，其中夾雜著幾個弱的對流單體。16：09，強對流回波區位于雷暴系統的右后側，且該處的回波水平梯度最大。大于30 dBZ的強對流回波近似圓形，最大值為65 dBZ（圖7a）。由空間分布來看，密集的地閃主要發生在大于30 dBZ的強對流回波區，大片的穩定性降水回波區內閃電零星發生。由極性分布來看，負地閃主要發生在45 dBZ以上的區域，且趨向強回波中心聚集。正地閃分布范圍相對廣泛，前部密集的正地閃對應雷暴前部30～45 dBZ區域。逐仰角對照分析可以發現，密集的正地閃對應雷暴系統前部的懸垂回波，而對應區域低仰角回波非常弱，甚至在10 dBZ以下。相比之下，云閃則簇集在強回波區域，表明密集的云閃更易于識別強對流區域。密集的負地閃與KDP>0.5 （°）·km-1和ZDR＞2.0 dB的區域對應關系非常好（圖7d、g），對應區域的相關系數為0.90～0.98，說明負地閃與強降水區密切相關，而正地閃密集區域ZH和KDP很小，ZDR較大（大于4.0 dB），Cc<0.9，可以推測出降水粒子為稀疏的大雨滴。
16：55，系統正好移至雷達站的南部，雹暴發展非常強盛，大于60 dBZ的范圍明顯擴大，雷暴頂高也達到17 km。6 min內閃電（云閃和地閃）出現148次，其中云閃為75次，說明云內放電活動非?；钴S。由6 min閃電與組合反射率因子的疊加（圖7b）可以清楚看出，閃電都發生在30 dBZ以上的雷達回波區內，主要集中在大于50 dBZ的雷暴核心區域。地閃以負極性為主，負地閃密集發生在系統的前部，而正地閃稀疏地分布在雷暴系統的后部。17：30以后，強回波面積有所減弱，但10 min之后系統又明顯加強。17：41，回波頂高達18.2 km，最大回波強度達75 dBZ，大于60 dBZ的回波面積有所增加，推測系統短暫增強可能受地形抬升影響所致，因為該時段魯中雹暴正好經過泰山區域。16：40—17：30，雹暴的云閃和地閃頻數較高，分別在60次/6 min和30次/6 min以上（圖3a），基本對應或者超前雹暴的強盛階段，意味著當雷暴系統的云閃和地閃比較活躍時，系統會繼續維持或進一步發展增強。
對照低仰角的雙偏振參量（圖7e、h、k）和粒子識別產品（圖7n）可以看出，16：55，閃電密集區域正好對應冰雹粒子區和大雨滴區。圖7e白色圓圈區域的雷達反射率因子總體大于55 dBZ，ZDR普遍小于1.5 dB，KDP＞2.4 （°）·km-1；Cc＜0.97，甚至出現幾片小于0.80的區域，表明該區域降水粒子濃度較大，粒子尺度中等，里面夾雜著冰雹粒子。而在圖7e白色矩形區域的偏振特征正好相反，該處回波強度較弱，KDP也比較小，基本在1.7（°）·km-1以下，但是ZDR介于3～5 dB之間，大多數Cc在0.90以下，這些特征表明該區域雨滴尺度較大，濃度較低，且降水粒子多為正在融化的冰相粒子，總體來看比較符合冷雨過程形成的大雨滴特征?；夭☉掖刮挥谙到y的前部，且懸垂回波也比較強，可能會導致大的冰相粒子脫離傾斜的上升氣流而降落下來。抬高仰角還發現，雷暴強反射率核心的ZDR為負值時，可能云內存在直徑大于5 cm的大冰雹，因為米散射效應能夠導致5 cm以上冰雹的ZDR轉為負值［29］，并且得到了地面觀測（最大冰雹直徑為5 cm）的證實。
18：05，魯中雷暴中心已經移至濟南雷達站東南方向約90 km處，回波最強達到71.5 dBZ。由圖3a和圖7c、f、i、l、o可以看出，6 min內云閃發生56次，云閃依然比較活躍。該時段內正負地閃分別為42次和37次，正地閃比例高達53.2%。與正地閃相比，負地閃的分布相對稀疏。正地閃密集區域位于回波核的前部以及KDP高值區的前部，對應的組合反射率因子為30～60 dBZ；KDP較低且絕大多數在0.15 （°）·km-1附近；ZDR基本在2.5 dB以下，在紅色圓圈區域（圖7f）出現弱的負值區；Cc也比較低，在0.70左右，說明正地閃密集區域內存在明顯的液態降水粒子和固態或者正在融化的冰相粒子。粒子識別產品與閃電的疊加圖也證實閃電主要對應冰相粒子區域（濕雪、霰和冰雹）。
差分反射率是雙偏振天氣雷達的一個重要參量，對于最大軸為水平方式排列的水成物來說，其ZDR為正值，且扁平狀的粒子尺度越大其ZDR正值也越大。當正ZDR延伸到融化層高度以上時形成的柱狀連續的ZDR正值區域稱為ZDR柱，研究發現ZDR柱可以提供關于風暴上升氣流位置和強度的信息［25］，在強對流風暴及災害性天氣的預警中具有潛在的應用價值［32］。為了研究ZDR柱對閃電活動的影響，鑒于計算方便，僅計算了每個體掃時刻0℃層高度以上所有ZDR≥1.0 dB的體積，同時計算了0℃層高度以上ZH≥30 dBZ的體積以及該體積內冰相粒子的含水量［39］。圖8給出了魯中雷暴每個體掃時刻的0℃以上ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積、ZH≥30 dBZ的冰水含量與總閃電頻數的演變，由于雷達故障，14：53—15：34出現缺測?？傮w來看，ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積和ZH≥30 dBZ的冰水含量的演變趨勢與總閃電頻數的變化存在較好的一致性。14：36之前，ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積和ZH≥30 dBZ的冰水含量均呈增加趨勢；14：36之后，總閃電頻數有所下降，ZH≥30 dBZ的體積和ZH≥30 dBZ的冰水含量均同步出現下降，但ZDR≥1.0 dB的體積呈增加趨勢。15：52—16：28，閃電頻數出現低谷，基本維持在100次/6 min，同樣ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積和ZH≥30 dBZ的冰水含量也都出現了谷值。16：38之后，系統出現快速增長，ZDR≥1.0 dB的體積和閃電頻數出現躍增，并同時出現最大值（體積最大值為52 391 km3，閃電頻數最大值為228次/6 min），而ZH≥30 dBZ的體積和ZH≥30 dBZ的冰水含量則分別在16：44和16：49出現峰值（體積最大值為29 942 km3，冰水含量最大值為2.27×1010kg），均提前于閃電峰值時間。鑒于ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積和ZH≥30 dBZ的冰水含量與總閃電頻數存在較好的時間一致性，還計算得到總閃電頻數與ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積和ZH≥30 dBZ的冰水含量的皮爾遜相關系數分別為0.756、0.780和0.710。通過上述分析可以發現，0℃層高度以上的上升氣流和冰相含水量與總閃電關系密切，ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積、ZH≥30 dBZ的冰水含量峰值超前或者與總閃電峰值同步出現。
6 魯北雹暴中云閃和地閃分布特征
2020年6月1日21：33左右，ISS上攜帶的閃電成像儀正好掃過魯北雹暴，注視雷暴的時間約為90 s，記錄到總閃電318次，而同時段地面探測到正地閃為19次，負地閃為31次，地面系統共探測到地閃50次。由于地面系統采用的是低頻和甚低頻電磁波來進行閃電信息的探測，而云閃的電磁輻射能多集中在高頻段，再加上高頻和甚高頻電磁信號在大氣直線傳播過程中衰減較快，導致地面系統探測云閃的效率較低，因此不考慮地面探測系統提供的云閃信息。由LIS觀測的總閃電信息（318次）和地面系統探測的地閃信息（50次），可以簡單估算出21：33前后云閃和地閃的比值為5.4。該值高于美國氣候平均值（2.7）［40］，但低于Mecikalski等［41］給出的23個超級單體的云閃和地閃的平均比值（8.3）。另外需要注意的是，LIS是從太空觀測到閃電發出的光輻射從而確定雷電信息，由于云閃主要發生在云的中上部，其發出的光輻射易被LIS觀測到，而地閃主要發生在云的中下部到地面之間，其發出的光信號易被上部的云所遮擋不易被LIS探測到，因此LIS對發生在云中上部的閃電探測效率略高于云下部［42-43］。
此次強對流過程包含4個比較明顯的雷暴單體（圖9）。通過對比地基和空基探測的閃電，兩者空間位置一致性較好。LIS觀測的總閃電分布比較集中，主要發生ZH≥30 dBZ以上的強對流區域，而同時間段內的地閃相對分散，對應的回波強度在25～55 dBZ。由圖9還可以看出，云閃密集的區域地閃卻沒有想象中的活躍，甚至地閃頻數較低，其原因主要是云閃和地閃的發生都需要云內中上部的主電荷區參與放電，這必然會產生電荷競爭機制，導致同一地點的云閃很頻繁而地閃卻不活躍。已有的觀測也發現風暴越強，其地閃反而越不活躍，這可能主要是由于電荷抬升機制［44］造成的，因為冰雹云垂直氣流速度遠大于一般雷雨云，強上升氣流必然導致云中強的起電過程。同時，上升氣流也將云體抬得更高，相應的電荷區也被抬高。一方面加大了-25～-10℃區間主電荷區與地面的距離，導致地閃頻數有所減??；另一方面減小了主電荷區與其上部電荷區之間的距離，導致云閃頻數大大增加，這兩者的作用都使得冰雹云的地閃次數會小于普通雷暴。
通過閃電與粒子識別產品的疊加可以看出，云閃很好地對應霰、濕雪、冰雹、干雪等大的冰相粒子區，稀疏的地閃主要對應干雪和冰晶區域。圖9總體表明，閃電活動與對流活動對應關系很好，閃電越密集表明對流活動越強，密集的閃電活動與云內大的冰相粒子關系非常密切，進一步證實大的冰相粒子在起電過程中發揮著主導作用。
7 結論
基于雙偏振多普勒天氣雷達、風云氣象衛星、地基和空基閃電探測資料，對2020年6月1日發生的魯中和魯北2次較大范圍的冰雹天氣的閃電和雷達參量特征進行了分析，初步得到以下研究結果：
（1）魯中雹暴和魯北雹暴的主要差異是，魯中雹暴的發展高度高于魯北雹暴，魯中雹暴的正地閃比例和正地閃平均強度明顯高于魯北雹暴。2個雹暴的共同特征是，在開始階段的正地閃比例均較高，云閃占總閃電的比例也高于其他時段。在地面降雹開始之前，總閃電頻數出現躍增，其峰值提前6～18 min，同時云閃表現異?；钴S；地面出現降雹之后，云閃頻數快速下降，地閃占總閃電比例增加，甚至超過50%。結合衛星觀測的閃電資料估算出云閃和地閃比值約為5.4。
（2）雹暴的閃電活動均發生在低于-50℃的云區內，且密集出現在低于-60℃的范圍內。閃電（云閃、地閃）主要發生ZH≥30 dBZ以上的強對流區域，地閃分布相對分散，經常發生在強回波核心周圍或者層狀云區。密集的云閃對應強對流區，表明云內垂直運動劇烈，意味著系統會繼續維持或者進一步發展增強。
（3）雹暴出現明顯的有界弱回波區，對應回波穹隆區的ZDR較高、Cc較低，很好地指示了上升氣流區。高ZH和低Cc以及較低的ZDR區域對應冰雹粒子區域。負地閃與KDP>0.5 （°）·km-1和ZDR>2.0 dB區域對應關系很好，表明負地閃與強降水區密切相關。在降水核心區域出現活躍的正地閃，通常預示冰雹的發生。
（4）閃電與粒子識別產品的疊加分析表明，閃電很好地對應霰、濕雪、冰雹、干雪等大的冰相粒子區。0℃以上ZDR≥1.0 dB的體積、ZH≥30 dBZ的體積、ZH≥30 dBZ的冰水含量與總閃電頻數的時間演變存在較好的一致性，它們與總閃電頻數的相關系數分別為0.756、0.780和0.710，說明總閃電活動與云內大的冰相粒子分布關系密切，也進一步證實了大的冰相粒子在起電過程中發揮著主導作用。
以上僅是個例分析結果，下一步將結合更多的降雹過程分析，利用質控的雷達資料和閃電資料分析總結雹暴的閃電特征和雙偏振參量特征，以便更好改進強對流災害性天氣的識別和預警工作。
致謝：感謝國家科技基礎條件平臺-國家空間科學數據中心（https：//www.nssdc.ac.cn）提供數據資源。
參考文獻：
［1］ MacGORMAN D R， RUST W D. The electrical nature of storms［M］. New York： Oxford University Press，1998：163-303.
［2］RAKOV V A， UMAN M A. Lightning： physics and effects［M］. New York： Cambridge University Press，2003：24-52.
［3］張義軍，孟青，KREBIEL P R，等.超級單體雷暴中閃電VHF輻射源的時空分布特征［J］.科學通報，2004，49（5）：499-505.
［4］MacGORMAN D R， BURGESS D W. Positive cloud-to-ground lightning in tornadic storms and hailstorms［J］. Mon Wea Rev，1994，122（8）：1671-1697.
［5］STOLZENBURG M. Observations of high ground flash densities of positive lightning in summertime thunderstorms［J］. Mon Wea Rev，1994，122（8）：1740-1750.
［6］WILLIAMS E， BOLDI B， MATLIN A， et al. The behavior of total lightning activity in severe Florida thunderstorms［J］. Atmos Res，1999，51（3/4）：245-265.
［7］田野，姚雯，尹佳莉，等.不同閃電躍增算法在北京地區應用效果對比［J］.應用氣象學報，2021，32（2）：217-232.
［8］YAO W， ZHANG Y J， MENG Q， et al. A comparison of the characteristics of total and cloud-to-ground lightning activities inhailstorms［J］. Acta Meteor Sinica，2013，27（2）：282-293.
［9］LANG T J， RUTLEDGE S A， DYE J E， et al. Anomalously low negative cloud-to-ground lightning flash rates in intense convective storms observed during STERAO-A［J］. Mon Wea Rev，2000，128（1）：160-173.
［10］SOULA S， SEITY Y， FERAL L， et al. Cloud-to-ground lightning activity in hail-bearing storms［J］. J Geophys Res，2004，109（D2）：D02101.
［11］CAREY L D， RUTLEDGE S A. Electrical and multiparameter radar observations of a severe hailstorm［J］. J Geophys Res，1998，103（D12）：13979-14000.
［12］馮桂力，郄秀書，袁鐵，等.雹暴的閃電活動特征與降水結構研究［J］.中國科學（D輯：地球科學），2007，37（1）：123-132.
［13］王晨曦，鄭棟，張義軍，等.一次雹暴過程的閃電活動特征及其與雹暴結構的關系［J］.熱帶氣象學報，2014，30（6）：1127-1136.
［14］QIE X S， YU Y， WANG D H， et al. Characteristics of cloud-to-ground lightning in Chinese inland plateau［J］. J Meteor Soc Japan，2002，80（4）：745-754.
［15］SEITY Y， SOULA S， TABARY P， et al. The convective storm system during IOP 2a of MAP： cloud-to-ground lightning flash production in relation to dynamics and microphysics［J］. Quart J Roy Meteor Soc，2003，129（588）：523-542.
［16］L?PEZ R E， AUBAGNAC J P. The lightning activity of a hailstorm as a function of changes in its microphysical characteristics inferred from? polarimetric radar observations［J］. J Geophys Res，1997，102（D14）：16799-16813.
［17］XU S， ZHENG D， WANG Y Q， et al. Characteristics of the two active stages of lightning activity in two hailstorms［J］. J Meteor Res，2016，30（2）：265-281.
［18］BALAKRISHNAN N， ZRNIC D S. Use of polarization to characterize precipitation and discriminate large hail［J］. J Atmos Sci，1990，47（13）：1525-1540.
［19］曹俊武，劉黎平.雙線偏振多普勒天氣雷達識別冰雹區方法研究［J］.氣象，2006，32（6）：13-19.
［20］潘佳文，蔣璐璐，魏鳴，等.一次強降水超級單體的雙偏振雷達觀測分析［J］.氣象學報，2020，78（1）：86-100.
［21］龔佃利，朱君鑒，王俊，等.2020年6月1日山東強雹暴過程雙偏振雷達觀測分析［J］.海洋氣象學報，2021，41（3）：40-51.
［22］刁秀廣.2020年5月17日和6月1日山東強冰雹風暴雙極化特征分析［J］.海洋氣象學報，2021，41（1）：68-81.
［23］刁秀廣，張磊，孟憲貴，等.兩次強降水風暴雙偏振參量特征分析［J］.海洋氣象學報，2020，40（3）：27-36.
［24］鄭麗娜，劉暢，宿秋蘭，等.2019年6月黃河口6次局地冰雹實例分析［J］.海洋氣象學報，2020，40（1）：79-89.
［25］KUMJIAN M R， RYZHKOV A V. Polarimetric signatures in supercell thunderstorms［J］. J Appl Meteor Climatol，2008，47（7）：1940.
［26］PICCA J C， KUMJIAN M， RYZHKOV A V. ZDRcolumns as a predictive tool for hail growth and storm evaluation［C］. 25th conference on Severe Local Storms. Denver， CO， Amer Metror Soc，2011：11.3.
［27］KUMJIAN M R. Principles and applications of dual-polarization weather radar.Part I： description of the polarimetric radar variables［J］. J Operational Meteor， 2013，1（19）：226-242.
［28］KUMJIAN M. Principles and applications of dual-polarization weather radar. Part II： warm- and cold-season applications［J］. J Operational Meteor， 2013，1（20）：243-264.
［29］KUMJIAN M R， KHAIN A P， BENMOSHE N， et al. The anatomy and physics of ZDRcolumns： investigating a polarimetric radar signature with a spectral Bin microphysical model［J］. J Appl Meteor Climatol，2014，53（7）：1820-1843.
［30］SNYDER J C， RYZHKOV A V， KUMJIAN M R， et al. A ZDRcolumn detection algorithm to examine convective storm updrafts［J］. Wea Forecasting，2015，30（6）：1819-1844.
［31］VAN DEN BROEKE M S.Polarimetric radar metrics related to tornado life cycles and intensity in supercell storms［J］. Mon Wea Rev，2017，145（9）：3671-3686.
［32］KUSTER C M， SCHUUR T J， LINDLEY T T， et al. Using ZDRcolumns in forecaster conceptual models and warning decision-making［J］. Wea Forecasting，2020，35（6）：2507-2522.
［33］ZHAO C H， ZHANG Y J， ZHENG D， et al. An improved hydrometeor identification method for X-band dual-polarization radar and its application for one summer hailstorm over Northern China［J］. Atmos Res，2020，245：105075.
［34］孟曉陽，王佳權，馬啟明，等.2020年基于VLF/LF三維閃電定位系統的全國閃電數據集［J/OL］.中國科學數據，2022，7（1）：31-44. （2022-02-09）［2023-07-28］http：//csdata.org/p/637/.
［35］BLAKESLEE R，KOSHAK W. LIS on ISS： expanded global coverage and enhanced applications［J］. The Earth Observer，2016，28（3）： 4-14.
［36］BLAKESLEE R J， LANG T J， KOSHAK W J， et al. Three years of the lightning imaging sensor onboard the international space station： expanded global coverage and enhanced applications［J］. J Geophys Res： Atmos，2020，125（16）： e2020JD032918.
［37］ERDMANN F， DEFER E， CAUMONT O， et al. Concurrent satellite and ground-based lightning observations from the Optical Lightning Imaging Sensor （ISS-LIS）， the low-frequency network Meteorage and the SAETTA Lightning Mapping Array （LMA） in the northwestern Mediterranean region［J］. Atmos Meas Tech，2020，13（2）：853-875.
［38］俞小鼎，王秀明，李萬莉，等.雷暴與強對流臨近預報［M］.北京：氣象出版社，2020.
［39］陳羿辰，何暉.基于偏振雷達的積層混合云降水增雨潛力識別方法研究［J］.大氣科學，2017，41（3）：578-592.
［40］MEDICI G， CUMMINS K L， CECIL D J， et al. The intracloud lightning fraction in the contiguous United States［J］. Mon Wea Rev，2017，145（11）：4481-4499.
［41］MECIKALSKI R M， CAREY L D. Radar reflectivity and altitude distributions of lightning flashes as a function of three main storm types［J］. J Geophys Res： Atmos，2018，123（22）：12814-12828.
［42］BOCCIPPIO D J， KOSHAK W J， BLAKESLEE R J. Performance assessment of the optical transient detector and lightning imaging sensor.Part I： predicted diurnal variability［J］. J Atmos Oceanic Technol，2002，19（9）：1318-1332.
［43］PETERSON M， RUDLOSKY S， ZHANG D L. Changes to the appearance of optical lightning flashes observed from space according to thunderstorm organization and structure［J］. J Geophys Res： Atmos，2020，125（4）： e2019JD031087.
［44］WILLIAMS E R. The electrification of severe storms［M］//Severe Convective Storms. Boston， MA： American Meteorological Society，2001：527-561.
