雷暴与强对流天气

雷暴常出现在春夏之交或炎热的夏天,大气中的层结处于不稳定时容易产生强烈的对流,云与云、云与地面之间电位差达到一定程度后就会发生放电,有时雷声隆隆、耀眼的闪电划破天空,常伴有大风、阵性降雨或冰雹,雷暴天气总是与发展强盛的积雨云联系在一起。在天气预报中,人们常常说雷雨     

大气冰核对雷暴云电过程影响的数值模拟

利用已有的二维雷暴云起、放电模式模拟了一次雷暴天气,并通过敏感性试验研究了冰核浓度变化对雷暴云动力、微物理及电过程的影响。结果表明：随着大气冰核浓度的增加,雷暴云发展提前,上升气流速度和下沉气流速度均呈现降低的趋势。大气冰核浓度提升有利于异质核化过程增强,冰晶在高温区大量生成,而同质核化过程被抑制,因此冰晶整体含量降低,引起低温区中霰粒含量降低和高温区中霰粒尺度降低。在非感应起电过程中,正极性非感应起电率逐渐减小,负极性非感应起电率逐渐增大。由于液态水含量随大气冰核浓度的增加逐渐降低,高温度冰晶携带电荷的极性由负转变为正的时间有所提前。在感应起电过程中,由于霰粒尺度减小及云滴的快速消耗,感应起电率极值逐渐降低。冰晶优先在高温区生成而带负电,不同大气冰核浓度下的雷暴云空间电荷结构在雷暴云发展初期均呈现负的偶极性电荷结构。在雷暴云旺盛期,随着冰核浓度增加,空间电荷结构由三极性转变为复杂四极性。在雷暴云消散阶段不同个例均呈现偶极性电荷结构,且随着冰核浓度的增加电荷密度值逐渐减小。     

雷暴

雷暴常伴有大风、暴雨、雷电,以至冰雹和龙卷,是一种局部的但很猛烈的灾害性天气。 产生雷暴的基本条件 雷暴是大气中强烈对流运动的产物。大气中充沛的水汽、大量不稳定能量的储存和足够的对流触发     

地面电场监测数据在雷暴预报中的应用

利用2XDD-03/E型大气电场仪对丹东地区2005年夏季的雷暴过程进行监测,分析雷暴云的电荷结构、地面电场曲线的波型特征,揭示出电场扰动与雷暴发生具有0、1化关系,找到了判断浓积云发展成雷暴云的判据,提出利用地面电场曲线的变化特征对雷暴预报预警的方法。     

夏季雷暴云雷达回波特征分析

根据南昌713雷达2000年6－7月取获的雷暴云回波资料，结合雷电灾害实况，对夏季雷暴云回波特征、天气形势及大气稳定度进行初步分析。结果表明，强雷暴云回波特征为：最大顶高达17－18km，最大强度达55dBz；大多数强雷暴云回波的强度为40－45dBz，主要产生在水平尺度大于30km的雷暴团和雷暴短带上，强雷电与强降水、雷雨大风、冰雹等强对流天气一样，与地形有关，而且均来自强烈发展的雷暴。     

县站大气垂直稳定度的一种判定方法

夏季,做好雷雨、冰雹天气预报,对于农业生产具有重要意义。而大气中是否蕴藏着大量的不稳定能量,则是能否形成雷暴天气必不可少的重要条件之一。因此,在雷暴天气预报中,大气垂直稳定度的判定具有重要的作用。     

大气环境层结对闪电活动影响的模拟研究

利用一个二维面对称雷暴云起电、放电模式,选取了北京地区3次雷暴过程的环境层结,计算并讨论了不同层结条件下雷暴中动力、微物理过程及其对起电、放电活动的影响。结果表明,上升速度和水汽条件是影响雷暴动力、微物理过程和闪电活动的最重要因子。上升速度的大小决定了雷暴发展到成熟的时间和雷暴的强弱,较强的上升气流有利于雷暴云在较短时间内达到较大的高度。而持续的上升气流和充足的水汽有利于雷暴的成熟期延长从而增强闪电活动。较强的上升速度和充足的水汽可以产生更多的对闪电起电、放电有直接影响的冰相物并能使其持续生成,从而形成较大的电荷浓度。较强的上升速度和不利的水汽条件也可以在某时形成较大的冰相物浓度,但冰相物难以持续生成。而较弱的上升速度和充足的水汽则容易形成暖云过程,对冰相物的生成也有不利影响。上升速度和水汽相互影响,又共同受到环境层结的支配。大气低层潮湿、中层湿度适中,较大的不稳定能量和一定量的对流抑制能量将有利于强闪电活动的发生。表现在大气不稳定参数的取值上,对流性稳定度指数的值小于-10℃(负值表示不稳定),对流有效位能值在1000 J/kg以上,对流抑制能量大于40 J/kg,700 hPa相当位温在340 K以上,700—400 hPa中层平均湿度在35%—85%,有利于强闪电活动的发生。     

大气电场资料在黑龙江雷电监测预警中的应用

文章利用大气电场仪资料,结合常规气象资料、黑龙江省闪电定位系统监测资料和雷达资料分析了哈尔滨市2014年5月18日的一次雷暴天气过程。结果表明:这次由午后强对流活动引发的雷暴过程分布不均,具有局地性、突发性。负地闪所占比例较高,平均雷电流强度为中等,其中首次地闪的雷电流强度最大;大气电场能够较好地反映带电云的产生、聚集、消亡过程;此次雷暴过程中大气电场仪曲线在雷暴发生前15min剧烈快变抖动,对雷电监测预警具有明显的指示作用。大气电场仪资料结合雷达资料和闪电定位仪资料能够提高雷电预报的准确率。     

地面大气电场资料在强对流天气预报中的应用

利用大气电场仪对2008年6～10月天津地面大气电场变化进行连续监测。讨论晴空、稳定型降水、飑线和暴雨天气下地面大气电场强度特点,结合新一代多普勒天气雷达资料和闪电定位资料,对2008年9月4日飑线过程和2008年7月14日暴雨过程进行分析。结果发现:大气电场仪曲线在雷暴发生前15～50min剧烈变化,在强对流天气的雷电监测中有明显的指示作用。结合雷达资料和闪电定位仪资料能够提高雷电预警和短时临近预报的准确率,多站点的大气电场仪数据能够扩大雷暴监测范围并且判断雷暴云移动路径。     

青岛地区电场仪资料在一次雷暴天气过程中的应用分析

利用大气电场仪资料,结合天气实况、天气雷达和闪电定位仪等资料,对2013年7月1日青岛地区一次雷暴天气过程进行了综合分析。结果表明,当地面电场强度曲线在几十到几百毫秒量级内发生极性反转,变化幅度在2 kV/m以上,且完成后电场值会迅速回到极性反转前的电场值附近时,可以判断为发生了一次地闪。单站电场强度曲线可以反映出雷暴云与测站间距离的变化,闪电发生前电场强度的增加可为雷电预警提供时间。大气电场仪组网监测资料可以对雷暴云的移动路径做出判断。综合分析大气电场仪组网数据、天气雷达以及闪电定位资料等多源资料,可以更好地判断雷暴云的活动状况,提高雷电的预警准确率和时间提前量。     

2016年初冬陕西一次高架雷暴天气过程分析

利用常规地面高空观测资料、西安和安康多普勒天气雷达观测资料、欧洲中心细网格模式预报等资料对2016年11月22日发生在陕西地区的一次雷暴过程进行诊断分析,结果表明：陕西中南部雷暴区位于地面冷锋后350~500 km的区域内,雷暴区3 km以下是深厚的冷垫,同时中低层存在明显的逆温层,低层是绝对稳定的大气层结,这说明此次雷暴天气为高架雷暴。通过诊断饱和假相当位温、假相当位温、湿位涡和绝对涡度表明不同地区不稳定机制是不同的。西安地区不稳定机制为条件性对称不稳定,安康地区不稳定机制为条件性不稳定。在条件性对称不稳定区域,降雪回波呈现出数个平行带状回波,与0~6 km风切变矢量(西西南风)平行;在条件性不稳定区域,降水回波为小尺度的块状回波。强垂直风切变表明大气斜压性强,中高层暖湿气流增强了大气的湿斜压性,从而使中高层形成条件性对称不稳定,产生倾斜对流;中低层偏南气流输送暖平流和水汽,使得大气较为暖湿,中高层温度平流较弱,大气较干,形成位势不稳定,锋面抬升中低层暖湿大气使其饱和,位势不稳定转化为条件性不稳定,产生垂直对流。不稳定与上升运动及回波高度有着较好的对应关系。     

北京地区雷暴大风预报研究

利用NCEP1°×1°分析场资料,对北京地区2000—2005年夏季和2006年5—6月出现的30个雷暴大风日对流有效位能(CAPE)、对流抑制能量(CIN)、大气可降水量(PWAT)、垂直速度(ω)、相对湿度(RH)和抬升指数(LI)等物理量平均场进行了研究。结果表明,在雷暴大风发生之前,CAPE有一个明显增大的过程,与之相对应,CIN有一个减少的过程。垂直速度和相对湿度垂直-时间剖面图显示,在雷暴大风发生前,对流层低层一般为上升运动,来自大气中、上层的干冷空气及其伴随的下沉气流有利于不稳定层结的增强;雷暴大风发生当日的20时,大尺度环境场为较强的上升运动控制,上升运动可达到对流层顶高度附近,与之配合,大气中层(600hPa左右)存在一相对湿度为70%的高值区,其中55%的相对湿度高度可伸展到300hPa,大气可降水量达到最大值,抬升指数最小;从22时左右开始,随着不稳定层结的破坏,500hPa以下逐渐转为下沉气流控制。通过与2004—2005年5—8月期间46个普通雷暴日和非雷暴日平均场对比分析还发现,大气可降水量对雷暴大风和普通雷暴有很好的指示意义,即普通雷暴要求大气中含有较高的可降水量,而雷暴大风则较低。认真分析不同类型雷暴大风多普勒雷达回波特征,尤其是多普勒速度图像是做好雷暴大风临近预报的关键。     

主动-被动式雷达探测雷暴源

宽波段主动－被动式雷达探测雷暴云是获得云中电状态信息的新手段,它不仅可用来确定雷暴前期大气电的发展程度,还可确定威胁飞机 (或飞行器等 )的雷暴云危险程度。在雷暴期间可确定不同尺度雷电产生的时刻和部位以及它们维持的时间。根据当时得到的资料可确定雷电活动的时空状态,并可预测雷电发展的趋势。 随着人类在空中活动的不断增多,飞机尺度和飞行速度的明显增大,飞机遭受意外雷击的飞行事故也相应增多。不仅产生过非雷暴云对邻近飞机的雷击,甚至在冬季也产生过雷击现象。这些现象产生原因与常规气象探测手段不能足够客观地评价…     

雷暴云内电场探测仪及初步实验结果

雷暴云内的电场探空是了解雷暴电荷结构的重要手段之一。为了定量了解雷暴云内的电场分布以确定雷暴的电荷结构,本文根据强电场环境中尖端放电原理,制作了尖端放电电流传感器。该电流传感器包括两根长度均为1 m的同轴电缆和一个时间常数为0.1 s、量程±16μА的精密电流放大电路;两根同轴电缆悬空垂直于地面,相对放大电路对称布置,两个尖端的长度为5~6 cm。利用该电流传感器,同时配合温度、相对湿度、GPS等传感器,组成了雷暴云内电场综合探空仪,并于2007年夏天在甘肃平凉地区进行了初步实验。利用雷暴天气条件下的大气平均电场仪与尖端放电电流传感器进行的地面同步观测记录,得出了大气电场—尖端放电电流的拟合关系,发现负电晕放电(尖端为阴极)的阈值电场和正电晕放电阈值电场存在一定差异,且负电晕放电的阈值较低。本文认为这一差异源于正、负电晕放电机制的差异。利用气球携带的电场综合探空仪进行了探空实验,得到了一次空中电场的初步探测结果,在此基础上,对探空路径上可能存在的电荷区域进行了分析。     

新津机场雷暴的特征

利用1986～1996年新津机场雷暴观测资料,分析了该区域雷暴天气发生的时间和空间分布特征.在此基础上结合典型的天气个例,用天气动力学方法,讨论了新津机场雷暴天气的物理成因.结果显示:新津机场雷暴集中在4～9月,以热雷暴为主.高温、高湿、不稳定能量的大气和动力触发是其形成的重要条件.     

新津机场雷暴的特征

利用1986～1996年新津机场雷暴观测资料，分析了该区域雷暴天气发生的时间和空间分布特征。在此基础上结合典型的天气个例，用天气动力学方法，讨论了新津机场雷暴天气的物理成因。结果显示：新津机场雷暴集中在4～9月，以热雷暴为主。高温、高湿、不稳定能量的大气和动力触发是其形成的重要条件。     

海南岛雷暴大风天气形势和环境参数特征分析

利用海南岛区域加密自动站资料和海口站探空资料,结合ERA-Interim再分析资料对2014-2018年海南岛雷暴大风的强度、时空分布、环流形势和物理量参数特征进行分析研究。结果表明:(1)海南岛雷暴大风主要出现在5-8月的午后到傍晚时段,最大阵风风速大部分在8级及以上。(2)雷暴大风的环流形势可以分为三类,即西南热低压型、季风槽型和冷锋型,其中季风槽型根据槽线位置可以分为华南沿海槽型和南海低压槽型。(3)西南热低压型雷暴大风的大气不稳定能量最大,上干下湿,垂直风切变较小;冷锋型的大气不稳定能量最小,上干下湿,垂直风切变最大;季风槽型的大气不稳定能量较大,整层较湿,垂直风切变最小。(4)季风槽天气形势下发生雷暴大风时,较容易伴随短时强降水天气,西南热低压型的雷暴大风风力比其他类型更大。     

雷暴云特征数据集及我国雷暴活动特征

基于FY-2E气象卫星相当黑体亮度温度（TBB）和云分类数据（CLC）及全球闪电探测网（WWLLN）闪电数据,通过对TBB不超过-32℃的云区进行椭圆拟合,定义1 h内上述云区或椭圆区域有WWLLN闪电发生的个例为雷暴云,获得雷暴云时间、位置、形态、结构、闪电活动等特征参量,构建雷暴云特征数据集,并基于该数据集初步分析了我国陆地和毗邻海域的雷暴活动特征。研究表明:我国华南、西南、青藏高原东、中部和南海雷暴最为活跃,华北和东北地区是北方雷暴活动较强的区域。雷暴活动时间变化海陆差异明显,陆地雷暴活动峰值出现在6—8月,南海雷暴活动一个峰值出现在5月左右,另一峰值出现在8月后,且纬度越低出现越晚。陆地大部分地区雷暴活动在14:00—20:00（北京时）达到峰值,毗邻海域雷暴活动峰值主要出现在早上。雷暴云TBB不超过-32℃面积符合对数正态分布,峰值区间位于1×103~1×104 km2,平均值为3.0×104 km2。南海雷暴云面积最大,陆地上大于雷暴云面积平均值1.2×105 km2的区域主要分布于我国地形的第一阶梯和柴达木盆地。     

贵阳市一次强雷暴天气环境场分析

从天气学角度出发,对2005年4月28日晚贵阳市区遭受的强雷暴天气进行环境场分析,得出这次强雷暴天气是高原东侧短波槽在低层切变线上扰动生成局地中小尺度气旋形成强烈的对流天气.强雷暴天气产生前地面持续的增温,低层扰动逆温层的存在,使得大气低层积聚大量不稳定能量,同时持续加强的西南暖湿气流为强雷暴天气的发生提供了充足的水汽.     

河北保定"7.9"致灾雷暴大风环境场与风暴特征

利用常规观测资料、地面加密观测资料、雷达产品、卫星云图以及NCEP/NCAR逐日6 h再分析资料,对2017年7月9日保定区域性雷暴大风的环境条件和风暴特征进行分析。结果表明:本次区域性雷暴大风过程发生在高空西北偏西气流中,强温度直减率、较强的低空垂直风切变、低层丰富能量的聚集是雷暴大风爆发的前提条件,地面冷锋、干侵入和地面中尺度辐合线为触发机制。地面冷锋前部分散的对流云团在地面中尺度辐合线附近合并为有组织的带状回波。第1阶段和第2阶段10级以上雷暴大风发生在雷暴云的成熟期,第1阶段雷暴大风的径向速度为中气旋型,中气旋首先在中层出现,之后分别向低空和高空伸展,随着中气旋底部高度降低到2. 2 km,雷暴大风发生;第2阶段雷暴大风的径向速度主要为低空(1. 0 km)雷暴云后侧强的入流气流造成的大风区型;第3阶段10级以上雷暴大风出现在雷暴云的消亡期,为雷暴云前侧强出流气流形成的雷暴大风。