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利用三维雷暴云动力电耦合模式,对无风、弱风、中等强度风和较强风这四种不同中低层水平风速情况下雷暴的发展特征进行了敏感性试验。模拟结果表明,随着中低层水平风速增大,雷暴云内粒子生长受到抑制,云内起电过程将变得缓慢,起电区域发生转移,更长的起电时间使云内产生更大的电场、发生更剧烈的放电过程,但若风速过大,云内电场将被严重抑制而不发生放电,中等强度风最有利于闪电发生。中低层水平风速在一定范围内增长将使降水增多,但若风速过大,降水将减少。中低层水平风对闪电和降水影响明显,在对雷暴云闪电和降水的研究中应当综合考虑其对云内动力、微物理过程的影响。 相似文献
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基于X波段双线偏振天气雷达的雷暴云粒子识别 总被引：5，自引：1，他引：4
为了进一步认识雷暴云中影响起电的主要水成物类型,联合714XDP 天气雷达观测到的偏振参量（Z H 、Z DR 、K DP 和ρHV ）,在利用模糊逻辑方法的基础上引入温度（T）,对中国西北地区夏季雷暴云中的水成物类型进行识别,将水成物分为11种。参考 S 和 C 波段及少量的 X 波段偏振雷达的粒子识别研究,得到11种粒子对应的各偏振参量阈值。分析了2007年7月24日的一次观测过程几个时刻的偏振参量、地面电场、放电频数及识别结果,并与利用三维雷暴云动力电耦合数值模式模拟出来的粒子分布结果做了对比。结果表明,选取的偏振参量阈值基本合理,采用的模糊逻辑方法能有效、合理地识别出雷暴云内水成物的相态和分布,而且利用 K DP 可以大致判断云内电荷区。 相似文献
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湛江东海岛一次春季海雾的宏微观结构及边界层演变特征 总被引：5，自引：0，他引：5
2011年2—3月利用雾滴谱仪、能见度仪、风廓线雷达及100 m边界层气象要素梯度观测塔在湛江东海岛开展海雾综合观测试验。选取2011年2月23—24日一次约15 h的浓雾过程,从宏微观角度着重分析了其间近地层风、温、湿结构和热、动力演变,微物理过程和爆发性增长特征,及湍流通量输送。结果表明：来自南海暖海面的偏东南暖湿气流平流至广东省沿岸冷海面,发生冷却并达到饱和形成海雾。偏东南暖湿气流为浓雾的酝酿、生成及成熟提供了充沛水汽和稳定的逆温层结条件,逆温强度与暖湿气流强度关系密切。海雾多发生在270 m以下,当630—870 m 高度层存在明显的下沉运动时,150—390 m高度层则可保持近似等温和弱逆温层,阻止了下层（270 m以下）水汽与其上层（390 m以上）干冷空气交换,导致下层大气持续高湿稳定状态。整个过程中,雾滴数浓度（N）、含水量（W）、平均直径（Dave）、谱宽（Dmax）和有效半径（Reff）的平均值分别为248 cm-3、0.102 g/cm3、5.2 μm、36.0 μm和7.0 μm。雾滴数浓度（N）与平均直径（Dave）在雾发展初期（生成、发展）和末期（消散）多成正相关趋势,而在成熟阶段两者多成反相关趋势。雾前4小时稳定层结及偏东南暖湿气流持续增湿可认为是雾层爆发性增长的酝酿阶段,雾滴谱拓宽是经过活跃—稳定—爆发的3阶段完成,湍流混合对其影响不大;浓雾快速消散是雾滴蒸发、重力碰并沉降、湍流碰并沉降等共同作用造成的,其中直径大于21 μm液滴的大量耗散是消散的重要阶段。雾前,湍流由强转弱。雾发生后,湍流持续较弱。由于东南急流引发的风切变导致湍流增强,感热通量出现向上强输送,这与冷海雾维持阶段高层热量交换过程类似。雾消散时,湍流逐渐转强。平均动能在雾前和雾中的两次跃增与偏东南暖湿气流显著增强有关,而雾成熟期湍流动能大幅跃增主要是由雾顶辐射冷却产生的热力湍流和风切变引发的机械湍流增强所致。 相似文献
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流经传感器的风速是决定百叶箱气温测量精度的主要因素之一。基于计算流体动力学CFD仿真,对我国地面气象观测中广泛应用的玻璃钢百叶箱内部风场特征进行了研究。结果表明,受长方体结构特征以及侧面叶片导流的影响,百叶箱内部风场具有明显的非均一性特征,在水平剖面和垂直剖面上分别出现明显的梭形流场和环形流场;百叶箱对环境空气的流动具有明显的阻挡作用,平均相对风速减小率在箱体中轴线上存在明显的垂直差异,最小值53%出现在0.08 m附近,同时在0.25 m和0.55 m高度附近分别存在值为85%和88%的局部最大值。平均相对风速减小率随环境风向的改变而呈周期性变化,当环境风向与箱体侧面成45°、135°、225°和315°时,出现极小值73%,当环境风向与箱体侧面成0°、90°、180°和270°时,出现极大值93%。 相似文献
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放电后电荷重置对雷暴云电荷结构及闪电行为的影响 总被引：1，自引：0，他引：1
为探究放电后电荷重置对雷暴云电过程的影响,在已有的三维雷暴云起、放电模式中分别加入两种不同的电荷重置方案:一种是植入法即放电后闪电通道上的感应电荷与原空间电荷叠加(简称ZR方案);另一种是中和法即放电后直接按一定比例降低闪电通道处的空间电荷浓度(简称ZH方案)。利用长春一次探空个例进行敏感性试验,发现放电后重置方式的不同会导致闪电特征存在明显差异:1)ZR方案下的云闪发生率比ZH方案下的云闪发生率少。闪电放电后ZR方案在云中植入异极性电荷,对雷暴云中电荷的中和量比ZH方案多,摧毁云中电场的能力更强;2)ZR方案下的正、负地闪发生率均比ZH方案多。相对于ZH方案,ZR方案中主正电荷区的分布范围大于主负电荷区,导致其出现了更多的正地闪;ZR方案中的云顶屏蔽层与主正电荷区的混合程度高,混合时间长,导致ZR方案在主正电荷区与主负电荷区之间触发了更多的负地闪;3)ZR方案下的闪电通道长度比ZH方案下的闪电通道长度短。ZR方案在云中植入异极性电荷,导致云中难以形成大范围同极性电荷堆,闪电通道传播局限在一对较小的异极性电荷堆内,而ZH方案不改变云中电荷分布,存在大范围同极性电荷堆,闪电通道传播范围较大。 相似文献
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为了探讨对流强度大小对雷暴云内微物理发展和起电过程的影响,基于已有的二维积云起、放电模式,改变其扰动温度进行敏感性试验。试验结果表明:对流强度对雷暴云内微物理过程、起电率及后续电荷结构的产生均有一定程度的影响:1）对流强度较小时,冰晶粒子极大值在高温区（高于-13.8℃）出现,对流强度较大时,上升风明显增强,将更多的水汽带入高空,气溶胶活化过程明显增强,使得云滴粒子明显增多,冰晶粒子较早产生,冰晶粒子极大值在低温区（低于-13.8℃）出现,发展过程更为剧烈;同时,较高的对流强度也使得降雨量增多,霰粒子数目也在对流发展旺盛时期显著增多。2）非感应起电率主要和冰晶-霰的碰并分离过程有关,对流强度较大时,非感应起电率较大,电荷结构持续时间较长,过程明显,感应起电率也较强。3）对流强度较大时,电荷结构更为复杂,雷暴云发展初期基本呈现为三极性,发展旺盛时期底部正电荷区域嵌入一个较小的负电荷区,呈现四极性电荷结构,雷暴云发展末期基本呈现偶极性电荷结构;对流强度较小时,发展初期、旺盛时期均呈现三极性电荷结构,发展末期呈现偶极性电荷结构。 相似文献
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河南省一次冻雨过程中电线积冰厚度模拟 总被引：3，自引：1，他引：2
利用WRF中尺度数值模式并耦合Jones积冰厚度模型,对河南省2010年2月8—11日的冻雨过程进行了大气环流分析以及电线积冰厚度的模拟。研究结果显示:(1)在河南大部和安徽北部,冷暖气团在此交汇且出现强逆温层,满足了冻雨产生的天气条件:(2)模拟的降水场和10 m高度风向风速均与观测相当,但模拟降水中心强度略大:(3)模拟电线积冰在地面温度低于0℃时出现并快速增长。在积冰增长及维持阶段,垂直方向温度与水合物的模拟结果显示高低空配置与积冰厚度的变化趋势相吻合。积冰首先出现在伏牛山以北地区,随时间推移,积冰向伏牛山外围的东南部扩展。模拟的范围和积冰厚度演变大体上与观测值吻合,证明该模式可用于河南地区的积冰预测。(4)部分地区仍存在积冰厚度模拟值偏大的现象,其原因可能来自地形模拟精度较粗、模拟风速偏大、风向与电线夹角理想化以及Jones积冰模型阈值范围较小等因素,这表明耦合了Jones积冰厚度的WRF模式虽然有一定的模拟能力,但仍需要进一步改进。 相似文献
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为深入研究南京降雪微物理特征及变化,利用第二代激光雨滴谱仪PARSIVEL2、自动气象站观测资料及MICAPS数据,对2018年冬季南京的四次罕见强降雪过程中雪花的微物理参量进行分析。结果表明:（1）雪花谱基本呈多峰分布,个例1降雪强度增大时有小雪花向大雪花的转化,而其余三次过程则有雪花数浓度的显著增大。温度的差异使个例1大雪花形成机制与其余个例不同,最终导致了降雪稳定阶段,雪强增大的机制不同。（2）使用Gamma分布和M-P分布分别对四次降雪的不同阶段进行了拟合,Gamma 分布在各阶段的拟合优度均高于M-P分布拟合,降雪终止阶段拟合优度低于起始阶段及降雪全过程的拟合。四次降雪过程降雪粒子谱的Gamma分布分别为N＝107D-0.21exp(-0.54D)、N＝136D-0.54exp(-0.60D)、N＝256D0.38exp(-1.01D)、N＝9.39×104D4exp(-7.81D),其中,N为降雪粒子数浓度、D为雪花直径。（3）个例1在3 mm左右速度谱存在两个峰值,分别贴近结霜曲线和未结霜曲线,说明该次降雪大雪花的形成存在结霜增长和结霜碰并两种机制。（4）综合个例1、2、3,给出南京地区稳定的层状云强降雪的Z-I关系为Z＝1708I1.51。 相似文献
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采用考虑化学气体传输过程的云模式模拟了2014年7月30日发生在安徽滁州境内一次深对流过程,研究深对流活动对不同高度示踪气体的输送及再分布作用。结果表明,在积云发展阶段,强上升气流使得云内源层示踪气体有效地向上输送,对流层中部强的夹卷过程及水平入流使得云外气体入云输送至主要对流区,并在垂直气流的作用下进一步影响各层示踪气体的分布。各层示踪气体均可向上输送至对流层上部,其中对流层中部示踪气体（2.1~4.5 km、4.5~7.5 km和7.5~10.8 km）的向上输送作用与近地层示踪气体（0~2.1 km）的贡献相当。例如,输送到11~13 km的示踪气体有4.9%来自近地层,6.3%来自2.1~7.5 km。此外,近地层示踪气体可在深对流的水平输送下向云侧边界扩散,将局地污染输送到云外周边地区。源层高度位于2.1~4.5 km的示踪气体可下沉输送至近地层,形成新的局地污染。随着源层高度的抬升,示踪气体向下输送作用减弱,其中对流层上层示踪物（10.8~15 km）无法输送到6 km以下。 相似文献