基于雙金屬球三維電場探空儀的一次雷暴云內電荷結構觀測研究

張鴻波, 郄秀書, 劉明遠, 蔣如斌, 陸高鵬, 劉瑞婷, 劉冬霞,陳志雄, 孫竹玲, 李宗祥, 李進梁, 馬子龍

1 中國科學院大氣物理研究所中層大氣與全球環境探測重點實驗室， 北京 100029 2 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室， 北京 100081 3 中國科學院大學， 北京 100049 4 中國科學技術大學地球和空間科學學院， 合肥 230026 5 北京城市氣象研究院， 北京 100089 6 南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心， 南京 210044

0 引言

在雷暴生成和發展過程中，云內復雜動力-微物理過程的共同作用會使雷暴云攜帶大量分層聚集的正、負極性電荷，并最終導致閃電的發生.對雷暴云電荷結構的客觀認識和深入理解有助于了解云內的起電和閃電的產生機制、進一步揭示雷暴云內動力-微物理-電過程的相互作用.此外，雷暴云電荷結構也是雷暴電耦合數值模式研究、雷暴氣象研究的基礎(MacGorman et al., 2015; 譚涌波等，2015).因此，開展雷暴云電場觀測，研究云內電荷結構及其發展演變和形成原因具有重要的科學意義.

雷暴云電荷結構的觀測手段主要分為兩類：雷暴云電場探空，即原位觀測和地基遙感測量，后者主要是利用地基多站觀測，通過計算閃電放電中和的電荷源位置或閃電輻射源三維定位來反演電荷結構.Simpson和Scrace(1937)通過穿云觀測提出了經典的雷暴三極性電荷結構分布；之后，諸多學者通過遙感測量手段進行研究，廣泛接受和認同了這一電荷結構模型(Krehbiel et al., 1979; Bruning et al., 2007).通過地基連續探測發現，電荷結構會隨雷暴的發展而變化，也發現了反極性電荷結構的存在和青藏高原特殊三極性電荷結構等(張義軍等, 2002; Qie et al., 2005; Wiens et al., 2005; 郄秀書等, 2013).但地基遙感反演只能獲得雷暴云內參與放電區域的電荷結構，而且得到的雷暴電荷結構比較簡化，尤其是僅有少量閃電發生的雷暴或較少閃電發生的雷暴層云等區域，則很難通過地基測量反演得出.為了獲得雷暴云內更為準確、詳細的電荷結構，必須借助雷暴云內電場的原位探測.

常見的電場探空儀有電暈探針(Byrne et al., 1983; 趙中闊等, 2008)、場磨電場探空儀(Marshall et al., 1995)和雙金屬球電場儀(Marshall et al., 1995; 羅福山等, 1999).其中，雙金屬探空儀可以同時獲得雷暴云內電場的三維分量，且探測誤差相對較小.探空儀的載體有氣球、火箭和飛機.通過對比氣球和火箭的同步探空結果發現，雖然兩種設備的探測路徑和時間有所差別，但得到的電場廓線顯示出相似性，表明氣球探空結果可以較好地反映雷暴云電荷結構(Marshall et al., 1995).因此國際上多選用雙金屬球電場探空儀的原理進行儀器研制，并利用氣球為載體開展雷暴外場探空實驗.Stolzenburg等(1998b)通過對美國新墨西哥州單體雷暴的電場探空發現，上升氣流區內的電荷結構呈四極性，而上升氣流區外，垂直方向上有至少6個電荷層.利用多組電場探空數據，Stolzenburg等(1998c)提出了雷暴對流區具有代表性的電荷結構模型，同時指出，雷暴云內電荷層的高度和溫度范圍有所不同，可能與不同類型雷暴的最大垂直上升速度相關.已有探空數據表明，實際的雷暴云電荷結構遠比三極性結構復雜(Rust and Marshall, 1996; MacGorman et al., 2005).雷暴云電荷結構不僅與地域、雷暴類型相關，而且隨雷暴的發展階段和云內所處位置(對流區、層云區、云砧等)不同而有所差異，呈多樣性(Stolzenburg et al., 1998a,b, 2001; Weiss et al., 2008; Marshall et al., 2009; 趙中闊等, 2009; Zhang et al., 2015).

從20世紀60年代開始，我國陸續有學者從事探空儀的開發研制，但用于雷暴云電場探空實驗相關研究很少(袁箴等, 1965; 趙中闊等, 2008).趙中闊等(2009)基于電暈放電原理自主設計的GPS強電場探空儀，可以實現云內強垂直電場的一維測量.通過利用該儀器對甘肅平涼地區的雷暴進行穿云觀測，研究獲得了我國內陸高原雷暴的電荷分布，并且對基于地基遙感發現的高原特殊三極性電荷結構的觀點進行了驗證(Qie et al., 2005)，目前該探空儀繼續應用在甘肅平涼和青海大同等地區的雷暴強電場探空實驗中(Zhang et al., 2018).

夏季，華北平原地區經常發生不同類型的雷暴，并伴隨較大頻數的閃電(馮桂力等, 2008).國內學者基于有限的地基閃電三維定位數據對華北平原地區的雷暴云電荷結構開展了個例研究(鄭棟等, 2010; 李亞珺等, 2012; 劉冬霞等, 2013; Zhang et al., 2016).但到目前為止，對該地區的雷暴云電荷結構研究尚無電場探空數據，其詳細的電荷結構、各主要電荷區分布高度等基本問題還不清楚.因此為了直接獲得華北平原地區雷暴云電荷結構，進一步研究云內電荷結構的形成機制，本研究團隊自主研制了具備較高探測精度、可同時測量云內電場三維分量的雙金屬球三維電場探空儀，并在山東沾化地區開展雷暴電場探空觀測實驗.本文就2019年8月7日獲取的一次中尺度對流系統的電場和氣象要素綜合探空數據，結合地面大氣電場、雷達回波、數值模式反演的動力場等資料，對其云內電場和電荷分布進行分析，首次通過穿云觀測給出華北平原地區雷暴云電荷結構分布特征.

1 雙金屬球三維電場探空儀及實驗觀測

雙金屬球三維電場探空儀的工作原理是靜電感應，在外界電場的作用下兩個對稱放置的金屬球分別帶有等量異號的感應電荷.大氣電場的變化比較緩慢(秒量級及以上)，在一定時間內認為是常數.為了定量探測“準常數”大氣電場，儀器采用旋轉傳感器-雙金屬球的方式來周期性改變其感應電荷量，使得有電流通過放大電路獲得電壓測量值，進而反演獲得大氣電場(Stolzenburg et al., 1998b; 羅福山等, 1999).根據靜電場作用下雙金屬球感應電荷計算方法(Davis, 1964)和測量電路的工作原理可知，探空儀的電壓輸出與大氣電場在兩球球心連線方向的分量呈線性關系.

圖1 自主研制的雙金屬球三維電場探空儀及綜合探空系統構成圖Fig.1 Structure diagram of the self-developed three-dimensional electric field sonde and the thunderstorm integrated sounding system

電場探空儀的核心部件是完全自主研制的對稱放置的內部包含有電場測量電路、電子羅盤傳感器、音頻編碼、通訊模塊、單片機、供電模塊等完整獨立電路的雙金屬鋁球(圖1b)(Stolzenburg et al., 1998b).電場探空儀結構如圖1a最下側所示，重量約1200 g.探空儀工作時在豎直和水平平面內同時旋轉.測量雙金屬球感應電荷量的同時，采用電子羅盤傳感器同步測量電場探空儀的三維姿態，包括雙金屬球的相對上下和環氧管的水平方位角；進而可以矢量分解獲得大氣電場的三維分量.探空電場采樣率為32 Hz，三維姿態采樣率16 Hz，所測數據逐秒實時回傳至地面.

電場探空儀懸掛于雷暴電場綜合探空系統的底端.系統構成還包括氣象探空儀、降落傘、探空氣球等，所有設備使用防水尼龍繩連接，有效減小因繩子上雨滴凍結帶電對電場探空儀測量結果的影響.氣象探空儀可以提供時間、位置和探空路徑上的溫度、相對濕度等，與探空電場數據共同構成雷暴電場-氣象綜合探空資料.地面接收單元，與電場探空儀配套開發使用，由室外接收天線、信號放大器、解碼模塊和接收機構成.通過串口讀取和保存探空數據，并利用自主編寫軟件進行數據保存、處理和顯示.實驗室測試和外場實驗結果表明整套探空系統良好穩定工作.需要說明的是由于該電場探空儀的標定難度比較大，目前還沒有對其進行整體標定，本文所用的探空儀輸出信號與電場的轉換系數采用理論計算值.但由外場試驗數據可知，近地面的探空電場與同時刻地面大氣電場儀的觀測結果極性相同、幅值基本相同；探空電場信號中記錄的人工引雷脈沖幅值變化與郄秀書等(1996)利用模式計算結果基本相同；以及后文介紹的探空系統上下往返結果的相似性均說明了電場探空數據的可靠性.另外，轉換系數的偏差只會引起探空電場強度小幅度的變化，而對電場極性和反演的電荷結構分布結果沒有影響.

基于電場探空儀測量數據，發展數據解析算法獲得探空軌跡上的三維電場分量，進一步結合氣象探空儀同步資料得出云內垂直電場廓線.然后，利用高斯定理的一維近似(公式(1))，計算得出雷暴云內探空路徑上的電荷密度分布特征:

(1)

其中ρ為電荷密度，z為高度，ε為大氣介電常數(8.85×10-12F·m-1).電荷結構計算中剔除了厚度較小(Δz<200 m)或電荷密度很小(|ρ|<0.1 nC·m-3)或|ρΔz|<50 nC·m-2的電荷層，篩選閾值與國內外其他研究相同(Stolzenburg et al., 1998b).Stolzenburg和Marshall(1994)利用觀測實驗和數值模擬說明了高斯定理一維近似計算的合理性.本文中電場極性采用物理學定義，即豎直向上為電力線的正方向(向上的電場為正).文中所標注的時間，均為世界時.

探空實驗站點位于華北平原腹地山東省沾化地區(37.828°N,118.115°E)，地形平坦，東臨渤海灣，夏季會有較多雷暴系統過境(馮桂力等, 2008).實驗站點布設有一臺大氣平均電場儀和一套地面自動氣象站用于實時監測雷暴地面電場和風溫濕壓的變化，相距1.5 km的山東引雷實驗主觀測站點也安裝有大氣平均電場儀、快慢天線、磁天線等設備，進行協同觀測.另外，河北滄州市的S波段多普勒天氣雷達(探空實驗站點西北方向127 km處)提供了對流系統的雷達回波及其發展演變，也是判斷探空氣球釋放時機的重要參考依據.同時，為了獲得雷暴系統高時空分辨率的動力場特征，本文還結合了北京城市氣象研究院變分多普勒雷達分析系統(VDRAS, Variational Doppler Radar Analysis System)的分析場數據.該系統利用四維變分技術對多普勒雷達資料進行同化分析，并融合區域5 min自動氣象站資料以及中尺度數值模式結果，實現對流系統三維熱、動力特征的反演(陳明軒等, 2016).

2 雷暴云電場探空觀測結果分析

2.1 雷暴特征概述

2019年8月7日山東省沾化區附近發生了一次中尺度對流系統天氣過程.05∶06雷達觀測到在探空站點西北方向23 km處有雷暴局地生成，隨后迅速發展加強，到05∶48雷暴進入成熟期，整體呈西南-東北分布，最大回波強度超過50 dBZ，強回波(≥35 dBZ)面積約430 km2.隨著雷暴向測站方向緩慢移動，其南北兩側呈現非對稱發展，北側回波強度逐漸減弱并向東北擴展，而中側和南側則繼續發展，并在南側不斷觸發新的對流而向南伸展，雷暴逐漸呈現近“T”型分布.至07∶00，雷暴整體開始減弱，進入消散階段，圖2給出了該階段不同時刻的雷達組合反射率因子圖.可以看出，07∶30雷暴東北側的弱回波區開始與雷暴主體分裂，隨后回波強度和面積有所增加，繼而減弱消散，最大回波強度不超過40 dBZ.雷暴西北側、南側對流區也不同程度減弱.09∶00雷暴基本消亡.

通過分析雷達回波和地面大氣電場信息，于07∶24釋放探空系統.圖2中的黑色曲線即為探空系統飛行軌跡的水平投影，紅點為雷達對應時刻探空系統所處的位置，可以發現探空系統始終處于該雷暴東北側的弱回波區域.另外，結合圖中不同時刻探空系統所處高度的VDRAS水平風場可知，探空系統的飛行軌跡與雷暴云內的三維風場相對應，說明二者數據的一致性和可靠性.進一步結合電場綜合探空資料和雷達數據可知，08∶30探空系統(所處高度9 km)已經從雷暴云頂飛出，到09∶20飛行至最大高度20.1 km，所測電場強度接近0 kV·m-1，因此本文只分析探空系統上升階段0～9 km的有效電場綜合探空數據.

圖2 探空期間不同時刻的雷達組合反射率因子數據黑色曲線代表探空系統飛行軌跡的水平投影；紅點為雷達對應時刻探空系統所處的位置；灰色箭頭是雷達對應時刻VDRAS輸出的探空系統所處高度(子圖中數字)的水平風場；粉色橫線為圖7(a—c)的剖線位置；藍色Δ為探空系統水平移動距離計算的參考點(118.14°E, 37.83°N)，是探空軌跡與粉色剖線的交點.Fig.2 Composite reflectivity of S band weather radar at different moments during the period of sounding Black curve represents the horizontal projection of the flight path of the sounding system, the red point is the real-time position of the sounding system, the gray arrow shows the horizontal wind field of VDRAS data at the altitude of the sounding system. Pink line presents the section line in Fig.7(a—c), and the blue Δ is the reference point to math the horizontal distance of sounding system which is the intersection of flight path and pink section line.

2.2 地面大氣電場及閃電特征

圖3為探空站點記錄的地面大氣平均電場隨時間變化的曲線.雷暴期間，地面大氣電場偏弱，最大值僅為2.5 kV·m-1(根據以往記錄，強雷暴系統當頂時的地面大氣電場強度通常可達5 kV·m-1).從圖中地面電場波形疊加的脈沖可以看出，06∶15開始該雷暴中只有很少的閃電發生，其中07∶00前后的三個大脈沖是由一次人工引雷和近距離的自然閃電產生，通過現場觀測和探空站點附近的閃電電磁信號記錄表明，該雷暴共發生閃電20余次，且基本發生在06∶00前后的雷暴成熟階段的初期.探空期間的地面大氣電場如圖3虛線框內所示，探空系統釋放時地面電場強度為+1.8 kV·m-1.

圖3 探空站點的地面大氣平均電場隨時間變化曲線，矩形框對應電場探空時間段Fig.3 Surface electric field at the sounding station, the dashed rectangle corresponds to the period of sounding

2.3 雷暴垂直電場和氣象要素探空觀測結果

圖4給出了電場探空系統的飛行高度隨時間變化曲線，圖5為其垂直和水平運動速度廓線以及探空路徑上的溫度.探空系統以2～5 m·s-1的垂直速度(圖5b)上升至4.4 km高度，隨后受下沉氣流的影響，以相近的速度下降至3.3 km，同時水平向東南方向移動.7 min后探空系統再次上升并穿過雷暴云頂，垂直速度基本不變.由此看來，探空系統在4 km高度附近經歷了上升—下沉—再次上升的復雜過程.結合圖2探空系統飛行軌跡的水平投影也發現，探空系統由東北轉向東南-正東-東北方向飛行，其運動軌跡受雷暴云內動力場的影響.當探空系統飛行至可識別的電荷層頂部高度7 km(圖6b)時，其東-西方向的最大運動距離約為10 km，南-北方向約6.5 km.圖5c可以看出，探空系統在5 km以下的水平運動速度在0～9 m·s-1之間振蕩，高于5 km后逐漸增加，最大速度達18 m·s-1.圖5a顯示，近地面的大氣溫度為25 ℃，溫度遞減率約為5.5 ℃·km-1，0 ℃和-10 ℃溫度層對應的高度分別為4.8和7.0 km.在探空系統準備和釋放時雷暴系統已經產生地面降雨，近地面相對濕度接近100%，與探空站點的地面自動氣象站數據一致；進入雷暴云后可能由于氣象探空儀的傳感器結冰或其他原因，相對濕度一直為100%，因此圖5中沒有給出其垂直廓線.

圖4 探空獲取的云內垂直電場及探空系統飛行高度隨時間變化曲線Fig.4 Time variations of vertical electric field in the thunderstorm and the flight height acquired by the developed sounding system

電場探空數據包含平滑波形(大氣電場)和突變點(閃電或噪點)，由于單次閃電時間尺度很小(通常為1 s)，對雷暴大氣電場變化曲線的影響可以忽略,因此首先對原始數據進行平滑處理，去除突變點.然后，根據電場探空儀的電壓輸出與大氣電場在雙球球心連線方向的分量呈線性關系，利用探空資料的外包絡線計算出空中垂直電場和水平電場幅值隨時間變化的曲線(Stolzenburg et al., 1998c).通過分析本次電場探空數據發現，探空電場幅值主要由垂直電場貢獻，水平電場分量相比很小，可以忽略不計.另外，利用電子羅盤傳感器的三維姿態數據可以得到兩個金屬球的相對上下位置，從而獲知垂直電場的極性.通過得到的垂直電場幅值和極性，獲得大氣垂直電場隨時間變化的曲線，如圖4黑色曲線所示.進一步結合探空電場和同步氣象探空儀數據，計算得出垂直電場廓線，如圖6a所示.由圖可知，垂直大氣電場在高度上有多次極性變化.雖然電場探空儀整體標定存在難度，還未開展，但近地面的探空電場強度在2～4 kV·m-1左右，與同時刻地面大氣電場儀的觀測結果(幅值和極性)基本相同，說明了電場探空數據的準確性；350 m～2 km高度間的電場為負值，峰值約-33 kV·m-1.探空系統由2 km首次上升至4.3 km高度時，電場極性轉變為正，最大值約55 kV·m-1，對應高度為3.6 km；隨后電場再次為負，4.4 km時達最小值-56 kV·m-1，是電場廓線中的最大幅值；探空系統在4 km附近下沉和再次上升中探空電場均顯示為負值.當探空儀上升至5.1 km，電場又轉變為正；到7.0 km再轉變為負，此時的電場強度已經很弱，繼續上升電場強度逐漸變小并趨于0 kV·m-1.

圖5 探空獲取的溫度、垂直和水平運動速度廓線Fig.5 Profiles of sounding temperature, vertical and horizontal flight velocity

圖6 (a) 2019年8月7日探空垂直電場和溫度廓線； (b) 基于高斯定理一維近似計算的雷暴云電荷結構(紅正黑負)，4 km附近下降B和上升C階段的電荷層分別用藍色和綠色框區分標識，具體見圖8Fig.6 (a) Profiles of sounding vertical electric field and temperature; (b) the corresponding charge structure based on one-dimensional approximation of Gauss′s Law. Red/black rectangle represents positive/negative charge layer, while the charge layers of falling stage B and rising again stage C near 4 km are marked as blue and green to distinguish with that of rising stage A (more details in Fig.8)

2.4 雷暴云電荷結構分布

利用公式(1)的高斯定理一維近似方法，將上述探空垂直電場廓線計算得出雷暴云內電荷密度的垂直分布，如圖6b所示，紅色和黑色分別代表正和負極性電荷層.可以看出處于減弱階段的該雷暴弱回波區域內存在多個正、負極性交替的電荷層.其中0 ℃附近為一個正極性電荷區，高度在4.4～5.6 km之間，電荷密度為0.32 nC·m-3.3.6～4.4 km高度范圍內有多個不同強度、不同厚度的電荷層，整體呈負極性.由于探空系統在該高度范圍內經歷了上升、下沉和再次上升過程，電荷分布表現比較復雜，詳細分析見下文.1.0～3.6 km高度之間具有三個正極性的電荷層，厚度和電荷密度分別為(780 m, 0.33 nC·m-3)、(420 m, 0.62 nC·m-3)和(860 m, 0.24 nC·m-3).1 km以下有一個厚570 m的負極性電荷區，密度是-0.16 nC·m-3.0 ℃層上方有一個很微弱的負電荷區，高度范圍為5.7～6.9 km，密度僅為-0.075 nC·m-3，雖然該電荷區的電荷密度小于篩選閾值，但考慮該電荷區的高度位置，推測其可能為雷暴云頂附近的電荷屏蔽區，因此將其列出(采用灰色標注，以區別于其他滿足篩選條件的電荷層).7 km以上電場幅值平穩且在0 kV·m-1附近，沒有可識別的電荷區.

圖7(a—c)分別給出了07∶42、08∶00、08∶12三個時刻沿37.83°N(圖2f剖線)的雷達反射率因子和VDRAS垂直風速的剖面圖，其中該剖線位于電場探空軌跡水平投影南-北向的中間位置，與兩端最大距離為2～3 km，因此不同時刻的剖面圖能夠反映探空系統所在位置的相關信息.由于雷達最低仰角的原因，滄州站的雷達數據未能提供近地面的雷達回波.從圖中可以看出，探空期間該雷暴一直處于減弱消散階段，弱回波區的云頂高度約8 km，相比成熟階段(>10 km)云體高度降低，云內的電荷層高度也會隨之變低.結合圖6云內電荷結構的空間分布推斷，4.4～5.6 km高度之間(0 ℃層附近)的正電荷區為該雷暴弱回波區的云內主正電荷區，緊挨下方3.6～4.4 km高度之間是云內主要負電荷區，3.6 km以下的三個正電荷層構成雷暴云內下部位置的正電荷區.雷暴主體電荷結構呈現正-負-正極性分布，但中部負電荷區和下部正電荷區均包含多個不同強度、不同厚度的電荷層.此外，0 ℃層上方的弱電荷區為云頂附近的負極性電荷屏蔽區，1 km以下的負電荷區則可能是由于攜帶負電荷的降水粒子下沉以及近地面電暈粒子聚集形成.雷暴中部位置分布的正-負-正電荷區與李亞珺等(2012)基于地基閃電觀測反演的該地區一次多單體雷暴消散階段的結果有較大差異，可能與雷暴的發展屬性、雷暴云內的電特性(閃電發生頻次明顯差異)等有關.

圖7d顯示了不同時刻探空系統位置對應的雷達反射率因子廓線.可以看出，探空路徑上的回波頂高基本不變，回波強度先隨時間略有增大，08∶24后減弱消散，與雷暴弱回波區(圖7(a—c))的發展趨勢一致.圖中也給出了不同時刻探空系統相對參考點(118.14°E, 37.83°N)的水平距離(括號內數字)，考慮到探空系統飛行到該參考點時所處高度為3.8 km，對應中部負電荷區，因此計算距離表示其與中部負電荷區的水平距離.圖7d中的方框代表各電荷層(包括對應高度和時間)，橫虛線為不同極性電荷區之間的分界線.由圖可知，3～6 km之間雷暴云的電荷結構主體呈現正-負-正分布，上部正電荷區、下部正電荷區與參考點的水平距離均約為3.7 km，時間間隔分別為15 min和13 min.如果基于探空系統的運動速度計算，對應位置的相隔時間和距離不會這么大，而該個例中較大的間隔是由于探空系統上升過程中在4 km附近經歷了下沉、再次上升的往返過程.根據Marshall等(1995)火箭和氣球同步探空結果可知，雖然氣球上升需要一段時間，但探空結果仍能較好地反映雷暴云內的電荷結構，研究也指出探空路徑水平偏移1～3 km，所得的電場廓線變化較小、電荷結構分布基本不變，相關數值模擬對此也做出了驗證(Stolzenburg and Marshall, 1994; Zhang et al., 2018).因此本文的探空結果一定程度上可以表示該雷暴弱回波區的垂直電荷結構分布.

圖7 (a—c)不同時刻沿圖2f粉色剖線的雷達反射率因子圖，色標與圖2相同.(d)不同時刻探空系統所處位置對應的雷達反射率因子廓線，括號內數字為對應時刻探空系統相對參考點Δ的水平距離，方框代表圖6中各電荷層，橫虛線為不同極性電荷區之間的分界線，0 ℃和-10 ℃層所處高度如藍線所示Fig.7 (a—c) Same as Fig.2, but the vertical profiles of radar reflectivity along 37.83°N, pink line in Fig.2f. (d) Radar reflectivity profiles of the grids closest to sounding system over time, the number in parentheses is the distance between sounding system and reference point Δ. The rectangles are the calculated charge layers in Fig.6b, and the horizontal dotted lines are the rough boundary of charge regions of different polarity. The heights of 0 ℃ and -10 ℃ layers are shown by the blue line

此外，從圖6b和7d也可以發現，在中部負電荷區高度范圍內(3.6～4.4 km)有多個不同強度、不同厚度的電荷層.電荷層的分界是依據垂直電場廓線的變化斜率或者電荷密度的變化而確定，同一極性電荷區中的多個電荷層反映了其內部電荷(密度)分布的不均勻性.考慮到電場探空系統在中部負電荷區的高度范圍內經歷了上升、下沉和再次上升過程，根據探空系統飛行高度及探空電場的曲線變化，將其分為A、B、C三個階段，如圖4所示.結合雷達回波和VDRAS三維風場資料可以看出，該過程中探空系統的飛行軌跡與云內風場一致，反映了雷暴云內動力環境的復雜性.通過將三個階段對應的探空軌跡、垂直電場、電荷分布以及氣象要素數據等(如圖8所示)綜合分析發現，探空系統以近似穩定的水平運動速度向東南方向飛行，相鄰階段之間的水平距離小于3 km，垂直運動速度的大小也基本相同，方向(向上/向下)不同.但A、B、C三個階段的電場廓線和電荷結構分布雖相似卻不完全相同(圖8(a,b))：上升階段A的電場強度從+53 kV·m-1變化為-53 kV·m-1，呈兩個不同厚度和不同電荷密度的負極性電荷層，上部的負電荷層厚度為290 m，電荷密度達-2.52 nC·m-3，是整個電荷結構中電荷密度的最大值，緊鄰下方的電荷層厚度和電荷密度分別為590 m和-0.38 nC·m-3.下降階段B的電場從-53 kV·m-1變化為-3.8 kV·m-1，同樣為兩個不同密度的負極性電荷層，但電荷密度相比于階段A較小(-0.30 nC·m-3和-0.93 nC·m-3).當探空系統再次上升經歷階段C時(厚度1.0 km)，電場從-3.8 kV·m-1減小為-30 kV·m-1，電場的變化較為復雜，上下兩端為負電荷層、中間為正電荷層，整體呈負極性，電荷密度均小于0.5 nC·m-3.以上由探空系統在中部負電荷區高度范圍內，上下往返但水平間隔較小所獲的數據表明，云內電荷結構分布(電荷層極性、高度及密度)相似但又有差異.分析結果在給出雷暴云內詳細電荷結構分布的同時，結果的相似性再次佐證了電場探空儀數據的準確性，而差異性則反映了雷暴云內電荷分布的復雜性和時空不均勻性.電荷分布的復雜性可能與云內較弱的垂直速度有關，云內荷電粒子不能有效分層而在空間聚集形成多個小的電荷區，與中尺度對流系統層云區域的復雜電荷結構具有一定相似性(Stolzenburg et al., 1998a; Stolzenburg and Marshall, 2008).需要繼續開展更多的雷暴電場探空實驗(尤其是同一雷暴的不同位置、不同階段)進行研究.

圖8 探空系統在上升A—下沉B—再次上升C三個子階段的垂直電場廓線、對應的電荷分布及氣象要素(溫度和垂直運動速度)和運動軌跡Fig.8 Profiles of sounding vertical electric field, corresponding charge structure, meteorological element (temperature and vertical flight velocity), and the flight trace of sounding system during the three stages (A: rising, B: falling, C: rising again)

3 結論與討論

研究團隊自主研制了具備較高探測精度、可同時測量云內電場三維分量的雙金屬球三維電場探空儀，為國內雷暴云電場和電荷結構研究增加新的觀測手段.通過對華北平原地區發生的一次雷暴穿云觀測，并結合地面大氣電場、天氣雷達、VDRAS反演的動力場資料等進行綜合分析，首次給出該地區雷暴云內電場、氣象要素同步探空數據和電荷結構分布特征.

本次中尺度對流系統持續時間約4個小時，在雷暴成熟階段初期發生了少量(約20個)閃電，之后也僅有極個別閃電發生，地面大氣電場較弱，最大值僅為2.5 kV·m-1.在雷暴減弱階段，對當頂的弱回波區開展電場綜合探空觀測，此時云頂高度約8 km.研究結果表明，大氣垂直電場在高度上有多次極性變化，最大幅值約56 kV·m-1.雷暴云內存在五個極性交替的電荷區，中間主體呈正-負-正分布的電荷結構：4.4～5.6 km之間的上部正電荷區(0 ℃附近)，3.6～4.4 km之間具有多個電荷層的中部主負電荷區，1.0～3.6 km之間由三個不同厚度、不同電荷密度的電荷層構成的正電荷區.此外，在1 km下方有一個負極性電荷區，云頂附近5.7～6.9 km之間是一個弱負極性電荷屏蔽區.探空系統在云內4 km附近(中部負電荷區所處高度范圍)經歷了上升、下沉和再次上升的往返運動過程，通過對探測的3組水平位置變化較小的資料分析發現，雷暴云內動力環境復雜，電荷結構分布相似但又不完全相同，反映了雷暴云內電荷分布的復雜性和時空不均勻性.本文通過對僅有極少閃電發生、地面電場表現較弱的雷暴(不能通過地基反演方法獲取電荷結構)穿云觀測發現，其云內確實存在電場和電荷結構分布.這為今后類似情形開展探空實驗提供指導和依據，也為認識這類少有閃電發生的雷暴云內電過程以及對比研究產生不同頻次閃電的雷暴特征提供技術手段和數據支撐.

基于上述分析的雷暴云內電荷結構分布特征，結合雷達回波和VDRAS動力場資料，進一步對雷暴云內的電荷分布及可能形成機制進行探討.前面分析得知3～6 km高度雷暴云電荷結構的主體呈正-負-正極性分布，與經典的三極性電荷結構相似；但這三個電荷區所處的環境溫度均高于反轉溫度(一般在-10～-15 ℃)，不能用軟雹碰撞冰晶的非感應起電機制(Takahashi, 1978; 孫凌等, 2018)很好地解釋.不過在雷暴的成熟階段，最大云頂高度達12 km，地面電場有一定強度(約1 kV·m-1)，有少量的閃電發生，反映雷暴云內已經形成一定的電荷分布；當雷暴進入減弱階段，云頂高度降低，使得云內已有的電荷區高度下降(Zhang et al., 2015).另一方面，結合VDRAS的三維風場分析發現，雷暴云內的水平風向為西偏南，由強回波區指向探空所處的弱回波區，可能將一定量荷電粒子平流輸送至弱回波區，進而對該區域云內電荷分布產生貢獻(Carey et al., 2005).另外，除了已有電荷區下降和電荷的平流輸送外，該弱回波區內可能也存在一定的局地起電能力而貢獻于云內電荷分布(Shepherd et al., 1996; Wang et al., 2018).此外，該區域內幾乎沒有閃電發生，有助于雷暴云內電荷的累積(Zhang et al., 2015).中部負電荷區內復雜的電荷分布，也反映了雷暴云內動力場對于電荷分布具有重要的作用.雷暴最上方的弱負電荷區，通常是云內電荷在云頂附近形成的電荷屏蔽區.而1 km下方的負電荷區則可能是在雷暴條件下地面電暈粒子形成的近地面電暈屏蔽層(Qie et al., 1994; 郄秀書等, 1998)，攜帶負電荷的降水粒子下沉也可能有一定作用(Stolzenburg et al., 1998c).另外，07∶30前后地面電場和探空電場的變化規律比較相似，由此提出一種猜測1 km下方計算的負電荷區也有可能不是真正的電荷層，而是由于雷暴云內的電荷分布變化而導致的近地面電場的變化，這需要后續開展多點探空觀測來驗證.

接下來將利用耦合了起電-放電方案的WRF-Elec模式(孫凌等, 2018)對該雷暴開展模擬研究，進一步探討電荷分布的形成機制.本文給出了華北平原地區一次中尺度對流系統的云內電荷結構，但由于個例的特殊性(很少閃電發生)和電荷分布的復雜性，仍需進一步對該地區雷暴電荷結構及其形成機制進行研究.我們將繼續開展更多的電場綜合探空實驗，通過多個個例對比研究，結合地基閃電定位反演和數值模式來全面充分認識華北平原地區雷暴云的電荷結構.

致謝感謝山東人工引雷實驗全體人員對雷電外場觀測和雷暴電場探空實驗付出的努力，感謝美國密西西比大學Thomas C. Marshall和Maribeth Stolzenburg兩位教授對雙金屬球三維電場探空儀研制提供的指導和幫助，感謝山東省氣象局和濱州市氣象局對實驗的大力支持.