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1993年9月9日一次弱电过程飑线微物理、电活动的数值模拟及与观测结果对比分析
摘要
十二级区云的比例模型拥有大部分的云内微物理过程，包含10个冰相粒子，一个参数化3D雷电，被用来研究全球海洋大气耦合响应实验（大气耦合响应试验）中被证实的热带飑线的电活动特征。与观测结果相一致，模拟最大上升气流速度通过在飑线上给予被期望强度为30-dBZ的浅层回波顶高，很少能延伸到混合相位层（-20℃等温线）顶部之上，且很少超过10m/s。暖雨进程的增强导致大部分液态水在低层（低于4km AGL）阵风前沉淀。这解释了存在于混合相位部分的少量冰相粒子和云内含水量，因此也适用于一般弱电和电气化。
大多数存在于飑线的电荷产生于狂风前缘之后的一些风暴单体中。它们具有强烈的上升气流速度，在溶解层附近产生适量的冰相粒子混合比率（gt;5g·kg-1）。与此相反，位于飑线之后主要由冰晶和雪粒子组成落后层状区域仅包含弱电荷密度(0.03nC·m-3)。区域的空间搭配以电荷密度超过0.01nC·m-3和非感应（NI）起电率大于0.1pCm-3·s-1 在层状区域表明镍起电是大多数这种电荷的可信来源，它局限于离散区域内有少量的冰相粒子（大约0.1-0.3g·kg-1）和云内含水量（CWC;~0.1g·m-3）。
模拟上升气流速度和浅层回波顶高导致系统表现出整体总闪电活动。虽然5分钟平均云间（IC）闪电率很少超过10分钟闪烁，只有3个负云地闪电（-CG）产生在整个4h 30min的模拟中，这仍然比观测到的闪电活动更多。这种趋势的模型生成比观察处于关闭状态的闪电感应起电机制模拟闪电的总量减少了约43％。三个CG闪电和绝大多数IC闪电发生在表现出正常电荷结构中成熟区的最强大的风暴单体中。
1.介绍
近年来,人们很少关注微观物理学,尤其是热带地区成熟的飑线的电活动特征。唯一全面的研究热带飑线的动力学和起电机制是由Petersen 等人完成的。(1999,以下P99)。1993年2月,几个海洋热带飑线被中美海气联合调查采样海洋大气耦合响应实验(TOGA COARE)领域的项目。尤其是1993年2月9日,两个海上热带飑线也被抽样。这个飑线的地闪(CG)被先进的闪电测向仪网络检测到(ALDF; Petersen 等人 . 1996年)。因为云闪(IC)比CG电磁辐射弱 (如, MacGorman和Rust . 1998)，所以它们没有被闪电测向仪网络检测到。大气电场仪能够测量电场表面，并且检测到IC和CG的瞬变。
从那时起，许多中美海气联合调查采样海洋大气耦合响应实验 (如,Trier 等人 . 1996;Montmerle 等人 . 2000)和其它热带飑线案例(如，Nicholls . 1987)进行了数值模拟研究。然而,直到现在,没有基于这些系统的起电性质和特点的数值模拟被研究出。
在目前的研究中,我们提出一个于1993年2月9日在巴布亚新几内亚的新爱尔兰岛东部抽样的飑线的模拟,由John V. Vickers （麻省理工学院(MIT) 雷达)和Xiang Hang Hong 5）[国家海洋和大气管理局(NOAA) 中美海气联合调查采样雷达]研究(P99)。在飑线的约5h的整个生命周期未发现CG（-CG），而且没有肉眼可见的闪电（系统在夜间进化）。
这个使用3D非静力数值模拟了云模型,突出12级区云大部分微物理过程(Straka和Mansell . 2005)和3D分支闪电参数化方程以及起电进程，如非感应起电和感应起电(有关详细信息,请参阅下一节, Mansell 等人 . 2002,2005)。我们希望获得更大的洞察力来模拟电子和微物理的这些弱带电海上系统的属性的模型。微物理的复杂性的上升也需要我们进行研究,因为,正如我们将在第2部分更详细地解释,电荷的大小和极性是高度依赖碰撞粒子间不同的下降速度。因此，有更多的粒子类型允许更广泛的下降速度的频谱和一个更现实的表示风暴的电子结构,这是本研究的主要目标之一。最初,将特别关注反射率资料,对流的深度和降水结构和强度。之后,我们将确定后者参数模拟的相关起电率,风暴在不同地区的IC和CG的闪电率。
在这项研究中使用的数值模型是在第二节中描述。数值模拟的结果在第三节详细的讨论，之后在第四节总结言论。
2.模型和初始化程序的描述
在这项研究中使用的数值模型是由Straka和Mansell(2005)开发的。该模型解决了三维拟弹性Navier–Stokes方程(Anderson 等人 . 1985)。模型采用1.5阶湍流闭合方案,标量是基于预后的扩散方程湍流动能的平方根,Deardr-off(1980)。总共42个标量变量，用平流输送使用六阶, 在一个正演的时间步长里，流量守恒方案(Tremback 等人 . 1987)带有一个单调限制器(Leonard 1991)。对于速度,模型利用在垂直方向上的六阶局部的光谱方案和一个在水平方向上的二阶盒子方案。Rayleigh阻尼层应用于在平流层16km的速度和标量,防止虚假发展,对流重力波的传播和反射(Fovell 等人 . 1992)。
域用一个恒定的速度(u=6m·s-1 v=6m·s-1)保持模拟飑线尽可能距离域的中心近,远离边界。边界条件是Klemp和Wilhelmson(1978)提出的。开放边界条件应用于外侧的边缘领域,防止域波反射能量的积累。速度的边界条件是半边缘的水平速度和不渗透的垂直速度。
微物理的参数化方案是由Straka和Mansell(2005)，且具有十二个主体水汽凝结体类别，具有针对降水类别的逆指数大小分布和针对云粒子的单分散分布。十二个类别是云滴、雨、云冰(柱、板和霜)、雪粒子、冻滴、三种霰和两种尺寸冰雹。该模型预测每个类别的混合比，并从混合比和假定粒度推断总浓度。对于我们的模拟，我们将云凝结核浓度设置为50c·m-3，其通常比在大陆测量的浓度低得多（即，大约20倍或更多）（例如，Rogers和Yau 1989）。
对于起电机制，该模型使用Mansell等人（2005）参数化方程。作为选项，可以使用涉及在霰和冰晶体碰撞期间的电荷分离的几种非感应起电（NI）参数化方程。非霰（即雪-冰和冰-冰）非感应起电的碰撞起电也被允许和参数化为霰冰碰撞。在本研究中，我们选择Saunders和Peck（1998，以下称为SP98）非感应起电参数化方案（图1）。由定理（即霰）获得的电荷的符号取决于霰中雾凇吸附速率（RAR;或生长速率）和环境温度。 RAR=EWtimes;V，其中有效液态水含量（EW）定义为云水含量（CWC）乘以霰的收集效率，V定义为在增加的液滴和霰之间的不同下落速度。先前的灵敏度研究已经显示，风暴的电荷结构和所产生的CG活动和极性对所选择的非感应起电电荷敏感（例如，Mansell等人2005，Fierro等人2006; Kuhlman等人2006）。 Mansell 等人（2005）发现SP98方案在大多数情况下给出了更多变化的结果，特别是在CG的极端情况下。RAR在物理上是比环境中的CWC更有吸引力的变量，因为它解释了潜热释放速率和来自附着的液滴的蒸汽供应。
图1.Saunders和Peck（1998）最初的分离RAR和温度值的临界曲线，其中霰粒子从其获得负电荷时，其获得正电荷。对于该方案，在温度大于-32.5℃（由灰色虚线和0表示）的温度下不进行起电。
在模拟风暴中，非感应起电机制是风暴起电的主要过程，因为非感应起电不取决于不存在的电场。该模型还包括遵循Ziegler等人（1991）的感应起电或极化起电参数化方程。当冰雹和霰与云水发生碰撞时，模型中通过感应起电带电。 通过感应起电分离的电荷量取决于液滴和霰粒子之间的碰撞角度的回弹效率和平均余弦（在本研究中分别设置为0.01和0.40）。
该模型包括小离子（Chiu 1978和Helsdon 1980）和电晕发射的明确处理。 当给定点处的垂直电场分量的大小超过5kV·m-1时，后者出现在地面。分支闪电参数化方程由Mansell等人开发（2002），其中双向先导以随机步长的方式在恒定分辨率网格上传播。当给定点处的环境电场超过正负平衡场时，发生闪电闪光。 通过总电场在通道上感应电荷，并且随后作为可以被水凝物捕获的小离子释放。
本研究中的数值模拟进行到4h 30min在一个132kmtimes;210kmtimes;22km的区域内。在X和Y方向上的水平网格间距设置为600m，在垂直网格间距为400m，导致总共220times;350times;60格点。垂直网格从dz=100m靠近dz=600m的表面，7km AGL以上。闪电栅极间距设定为水平栅格间距的一半（即300m）。闪电的水平间距更小（内插），使得水平网格间距（dx和dy）和垂直网格间距（dz）与传播更加相当。因此，通道点周围的电场估计（即，电势梯度）分辨率差异偏置较小。
对于该模拟，导通表面水分和感热通量（参见Rotunno和Emanuel 1987），并选择29℃的均匀海表面温度，因为该值接近于在该地区的这一年此时的平均观测温度。科里奥利力设置为零，因为在这些纬度（〜2°S），它对模拟飑线的影响可以忽略不计，因为它们只持续了几个小时。
假设初始环境条件是均匀的，并且由在R / V Vickers在0600 UTC时采取的探测来表示（图2）。该探测具有约1710J·kg-1的对流有效位能（CAPE）和约10J·kg-1的对流抑制（CIN）。约12m·s -1的低空急流位于830mb和760mb之间。因为这种探测几乎没有在920mb和850 mb之间的CAPE，刚好在抬升凝结高度（LCL）之上，在这种探测进行的初步模拟中的初始对流在大约一个小时之后快速消散。为此，我们对原始R / V Vickers探测做了几个小的修改。首先，920mb和850mb之间的温度略有降低，以增强接近和高于LCL的对流不稳定性（图2）。这种变化导致探测具有约1753J·kg -1的总CAPE值。第二，表面（1007mb）和975mb之间的近地层风以顺时针方式从西北方向旋转到偏北方向，以增加这些层的风暴相对流入。最后，蒸汽混合比值在950mb和850mb之间稍微增加。如果不包括这些微小的变化，模型不能产生超过持续3小时的飑线。
图2.由黑色（灰色）粗线所示的1993年2月9日R / V Vickers 飑线情况的原始（修改的）T-logp偏斜图。探测数据由国家大气研究中心地球观测实验室提供。
为了触发模型中的对流，我们使用了一个-7K异常温度，尺寸为20kmtimes; 130kmtimes;2 km，以z=1.5km为中心，放置在X=105km和Y=54km。为了保持观察到的飑线定位，所有水平面上的风顺时针旋转50°。对于在水平平面中的显示，域将以逆时针方式旋转90°。有了这两个变化，我们模拟的南北方向的飑线将相当于一个以恒定角度-40°（相对于纬向轴，即接近西北-东南）定向的飑线。在我们的模拟中，我们没有考虑科里奥利力（或贝塔效应）的纬度变化，因此上述风（和域）的旋转不会影响模拟的结果。
我们的理想初始化导致沿准西北-东南方向线的对流的发展（见下一部分）。 由初始异常低温的崩塌引起的重力允许该对流沿其前缘持续发展，模拟观察到的飑线。由于在表面处和表面附近的混合（即，最低100m），低温异常的量值从-7K迅速减小到约-2K。
图3.雷达反射率水平截面（dBZ）在z=1.033km AGL ，对于t=（a）1h 30min，（b）2h 30min，（c）3h 30min和（d）4h 30min。轮廓的范围为5至75dBZ，增量为5dBZ。将闪电位置绘制20分钟时间间隔，直到横截面时间。 -CG闪电的位置也用十字表示（注意，在每个图的时间帧中没有产生 CG闪电）。 黑色轮廓表示地面上的-1-K位温扰动，其描绘了地面的冷池。罗盘指示域的方向，并且由双箭头表示的两条细黑线指示图4到6中的线平均的区域。
3.结果
a.运动和微物理学
在最初近1小时30分钟的模拟中，模拟飑线表现出一个坚实的线性反射率模式（图3a），与观测结果一致（P99，图3）。然而,在那个时候，1km附近反射率值的AGL比大约10-15dBZ时的观测值要高,可能是因为最初的环境是均匀的,因为我们最初使用对称的压力来触发对流。经过约2小时30分钟的模拟,对流的固体高空倾斜急流轴开始像一个典型的飑线,高度发达的阵风锋在其前缘(图3b,黑色线)。经历最初的暴跌后,从-7到-2k,表面的寒冷异常减弱但一旦下降气流从单个风暴单体形成发展的对流线会很快恢复。飑线以大约10m·s-1 的时速向东北方向传播(图3)。
改进的地表风具有垂直于阵风前部的暴雨相关分量（图2,3），这允许潮湿的流入空气被迫向上并超过在风暴的下降流在线的前缘产生的密度流。随着时间推移，特别是在3之后，对流的飑线前缘变弱并开始显示更接近观测值的反射率值（最大值接近40dBZ;图3c，d）。模拟飑线失去其定义，并在其形成后约5小时开始消散，这接近观察到的飑线的寿命。在弱化阶段，模拟飑线在面积覆盖和明确的层状区域明显扩大，大多在约4小时后（图3d，近Y=30km）。为了提供对飑线的动力学的和微物理过程的更清楚的观察，在3小时30分钟产生沿着线（即，在图3的X方向）跨过30-km板的线平均量的垂直横截面（X=100km至X=130km）
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