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--> --> -->雷暴云电荷结构的研究方法大致可以分为三类: 第一类是通过电场探空仪实现对云内电场的直接测量和电荷区的识别[1-8]; 第二类是通过对闪电的多站同步观测, 计算闪电中和电荷源位置或对闪电脉冲的定位实现对电荷结构的反演[9-19]; 第三类是基于耦合了起电参数化方案的数值模式模拟雷暴发展过程中的电荷区分布[20-23].
早期的电场探空观测发现云内的电荷结构呈三极性特征, 即雷暴云的上部和下部为正电荷区, 中部为负电荷区. 后来的一些电场探空观测进一步证实了这一电荷分布模型[24-28]. 另外, 基于耦合了非感应起电机制起电参数化方案为主的雷暴云数值模式, 其模拟结果也基本符合偶极性和三极性的结构特征[20-23,29-33]. 这些研究使得三极性电荷结构被学术界广泛认同和接受. 然而, 有些观测表明雷暴云的电荷结构远远比三极性结构复杂. Marshall和Rust[2]分析了12次电场探空的观测数据, 发现大部分雷暴的电荷区数目都在3个以上, 个别甚至达到了10个. Rust 和 Marshall[34]指出云内电荷结构非常复杂, 仅以偶极性和三极性电荷结构模型讨论电荷结构特征过于简单, 需要一个更为合理准确的电荷结构模型. Stolzenburg等[35-37]通过一系列探空观测实验, 总结分析了单体雷暴和中尺度对流系统的电荷结构, 研究结果表明在雷暴云上升气流区内部和外部具有多个电荷区(分别为4个和不少于6个), 且最下部均为正电荷区. 对于中尺度对流系统而言, 对流降水区电荷分布与雷暴云内基本一致, 而层云降水区垂直方向分布5个电荷区, 底部为负电荷区, 往上依次改变极性. 另外还有些雷暴的中部为正电荷区, 而上下为负电荷区[4,38-43], 这与经典的三极性电荷结构相反, 被称为反极性电荷结构. 有些雷暴的电荷结构具有明显的地域性和季节性差异, 如中国青藏高原地区的夏季雷暴[10,17,44], 大多呈现三极性结构特征但下部正电荷区比低纬度地区雷暴要大得多; 以及对流层顶高度相对较低, 成熟阶段电荷结构呈现三极性结构的日本冬季雷暴[45,46]. 这些观测事实进一步表明雷暴电荷结构的复杂性和多样性.
目前, 有关雷暴云电荷结构的研究主要集中在中纬度地区. 热带地区雷暴及雷电活动频繁, 且其电学特征具有一定的区域性特征, 但相关雷暴电学特征的观测研究仍然有限. Takahashi和Isono[47]在夏威夷岛莫纳克亚山开展了暖云内雨滴等粒子荷电信息的探空观测, 根据荷电粒子估算云内电荷区分布及其强度. 观测结果表明, 暖云下部主要分布着带正电荷的雨滴粒子, 而暖云上部则以负极性降水粒子为主. Takahashi[48]在夏威夷岛希洛机场附近获取的暖云内粒子探空观测数据表明, 成熟阶段的电荷结构符合三极性电荷结构模型, 但不同尺度的暖云内部电荷结构存在较大差异. 另外, Takahashi[49]还在西太平洋的密克罗尼西亚群岛的波纳佩岛进行了雷暴云内荷电粒子的探空观测, 指出该地区雷暴云内电荷分布与中纬度地区常规雷暴电荷结构基本一致. Takahashi和Keenan[50]采用摄像探空对澳大利亚飑线进行了多达14次的带电粒子观测研究, 雷暴整体呈三极性电荷结构特征且上部正电荷区一直延伸到了云砧处. Mohanty 和Kumar[51]在印度的普纳通过地面电场观测设备分析了当地雷暴云电荷结构特征, 指出雷暴云内存在范围较大的主负电荷区和下部正电荷区. Falade 和 Adesanya[52,53]利用数值模式模拟了雷暴云内电荷结构分布, 结果显示, 典型的热带雷暴云内电荷结构比经典三极性电荷结构更为复杂, 底层正电荷区可能不止一个, 另外尺寸有可能比常规的大.
海南岛位于北回归线以南, 属热带海洋性气候, 岛上及周边区域对流活动频繁. 余海等[54]研究发现, 海南岛闪电活动主要在4月—10月, 呈双峰变化特征, 峰值分别出现于5月和8月. 除了雷暴天气, 台风也可产生大量的闪电. 关于该地区雷暴电学特征的研究主要依赖于地面电场和地闪定位的多站观测, 缺乏雷暴云内电场特征直接观测结果. 为了进一步研究热带地区雷暴云的电荷结构, 本团队于2019年夏季在海南岛东北部沿海地区开展了电场探空观测实验, 虽然海南岛夏季全岛局地对流较多, 但测站上空适合开展探空观测的天气过程较少, 而且无法保证探空气球次次成功穿越雷暴云, 因此目前获取的热带地区雷暴云内电场探空数据样本非常有限, 本文选取了2019年8月12日的一次局地雷暴过程在消散阶段的电场探空资料, 详细地分析了该雷暴的云内电荷结构, 这对于进一步理解和认知热带地区海洋性气候显著影响下的雷暴及其电荷结构具有重要意义.
探空系统包括球载探空仪和地面数据接收终端(地面接收)两部分[8,55]. 探空仪部分集成了GPS传感器、电晕电流传感器、温湿度传感器. 探空系统在之前工作基础上作了一定的改动, 主要体现在通讯方式上, 探空仪将采集的位置和高度、电晕电流、温湿度等数据经由433 MHz频段传输至地面接收终端, 数据的采样速率为1 Hz. 探空仪的空中电场信息采集部分采用双电晕探针作为传感器, 根据电晕放电的原理设计而成. 而通过室内标定实验结果和野外观测数据, 可以拟合出电晕电流与电场的相关关系式为[55]
另外, 为准确判断雷暴的发生发展情况, 进而更好地分析雷暴的电荷结构, 本文还分析了海口市的S波段多普勒天气雷达资料和文昌龙楼站的大气地面电场资料以及海南省地闪定位资料等. 站点位置分布如图1所示, 探空点位于雷达站(110.25°E, 20.00°N)的东南方向, 距离雷达站直线距离约为84.6 km, 靠近海南岛东北部海岸线. 地面大气电场仪与探空点安置在同一位置.
图 1 (a)探空观测设备分布图; (b) (a)图方框部分放大图. ▲: 探空点; ☆: ADTD定位子站; ★: 雷达站和ADTD定位子站Figure1. (a) Distribution of Sounding observation in Hainan Province; (b) enlarged view of the section in the square of picture (a). ▲: Sounding site; ☆: Substations of ADTD; ★: Radar site and ADTD substation
海南省地闪定位网是中国气象局统一布局的地闪定位系统(advanced digital thunder detecting, ADTD), 具有数据实时性好、覆盖面广等优点, 被广泛用于科研和业务[56,57]. ADTD能够实时监测探测范围内的地闪活动, 由6个子站组成, 其中包括三沙子站和海南岛上的5个子站, 分别是海口(110.25°E, 20.00°N), 三亚(109.54°E, 18.23°N), 琼中(109.83°E, 19.04°N), 琼海(110.46°E, 19.24°N)以及东方(108.64°E, 19.09°N), 如图1所示. 因探测范围限制, 位于三沙的定位子站未列在图中. 为确保定位精确, 本文处理地闪定位资料时, 根据地闪多站定位原理, 对地闪定位数据进行了筛选, 剔除了2站及2站以下定位方式获取的数据.
3.1.天气形势分析
为了对分析的雷暴有更为深刻的认识, 这里对雷暴发生的大气背景条件进行简要介绍. 图2给出了8月12日08时850 hPa风场和相对湿度以及500 hPa等高线, 500 hPa中高纬为“两槽一脊”的环流形势, 在110°E附近有一深厚的西风槽, 槽底向南延伸至广西地区, 移速缓慢, 其西侧的新疆地区也有一个高空槽发展. 低纬地区, 台风“罗莎”在西太平洋上逐渐向西北移动, 印度洋孟加拉湾海域有低涡, 海南岛位于副高北侧, 副高北侧的西到西南气流向海南岛输送暖湿空气, 与西风槽底后部的偏北气流相互作用, 为对流性天气的发展提供背景条件. 850 hPa海南岛位于孟加拉湾低涡与台风“罗莎”之间, 孟加拉湾低涡南侧的西南气流越过中南半岛下沉进入南海, 海南岛位于平直的偏西风气流中, 无切变线系统, 且关键区背景场风速较小, 高压控制下具有弱背景风场的环流形势, 有利于海陆风和低层辐合线的形成和发展, 且海口站08时探空数据显示对流有效位能为1025 J/kg, 此背景下有利于局地对流的生成.
图 2 8月12日08时850 hPa风场和相对湿度以及500 hPa等高线(北京时间, BJT)Figure2. The wind, relative humidity (850 hPa) and geopotential height field (500 hPa) at 8:00 (BJT) on August 12, 2019.
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3.2.雷达回波特征
2019年8月12日16:24左右(北京时间, 下同), 海南岛东部沿海和中部区域出现了对流性天气, 文昌东部局地出现了尺度较小的局地对流系统, 从格点化处理[58]的雷达回波图3可知, 此时回波面积较小(16:24), 强回波中心位于探空点北侧且强度达到45 dBZ以上. 随着天气系统的发展, 该云团向东部沿海移动, 强回波中心面积继续扩大(16:47). 天气系统呈西南-东北方向狭长形态, 主体位于探空测站的正北方向. 云团后方(相对于移动方向)局地发展起来的对流单体开始合并到整个系统中, 回波强度超过45 dBZ, 云团前端回波强度开始减弱(17:04), 整个天气系统面积进一步扩大, 系统南部边缘逐渐靠近探空点上空. 随后雷暴系统继续往东往南移动, 17:21左右合并后的雷暴系统(T1)发展至最旺盛阶段, 雷暴系统强回波中心已经到达探空点附近, 之后回波强度逐渐减弱, 17:44左右探空点已完全被雷暴云覆盖(此时测站已经开始降雨并伴随有雷声), 雷暴云强度进一步减弱, 此时位于海南岛东部沿海地区的另一雷暴系统(T2)往北移动过程中, 云体边缘已经影响到T1雷暴云后端. 18:07, 雷暴系统T1后端已与T2合并, 强回波中心再一次扩大且强度超过了50 dBZ, 而T1前端回波强度已减弱至40 dBZ, 雷暴系统T1云体开始分裂. 随着T1云体前端继续东移, 云体前端和尾部分裂成两部分. 到18:30雷暴云前端已减弱成降水云, 测站上空以层云为主. 雷暴系统T2继续发展, 但未影响到探空点.
图 3 雷暴不同阶段的回波强度(高度2 km). ▲: 探空点Figure3. Radar echo intensity of thunderstorm in different stages ▲: Sounding site
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3.3.探空路径
本次探空时段为18:03:26—18:37:49, 探空时长约为34 min, 气球施放后大约3 min探空仪进云, 云底高度位于海拔900 m高度处. 图4给出了探空气球的飞行轨迹, 探空仪从18:03分放飞后, 探空仪随时间变化一直保持着上升状态, 最大高度信息停留在10.2 km左右(图4(a)). 探空仪水平向东偏南飞行, 向东漂移超过10 km(图4(c)), 而在南北方向仅向南移动约3 km(图4(d)). 此后GPS接收失效, 探空仪未能继续传输数据. 结合雷暴系统回波演变情况, 可以确定, 这次探空开始于雷暴消散阶段. 图5给出了18:07雷暴系统在高度2 km处的回波平面图(图5(a)), 并按AB直线方向获取雷达回波的垂直剖面图(图5(b)), 该直线方向基本与探空路径水平投影重合. 由图5(b)可知, 雷暴系统已完全覆盖探空点, 强回波中心位于雷暴系统的尾部, 强度为45 dBZ, 对应云顶高度的海拔超过了13 km, 但探空点上空回波强度已经减弱. 从探空路径与回波剖面的叠加来看(图5(b)), 探空仪放飞后, 朝着东部海域逐渐上升, 探空仪沿强回波中心边缘上升, 穿越的云层回波强度较弱, 也并未进入云顶雷暴最强中心. 该雷暴云顶超过13 km, 而探空数据在10.2 km高度处发生中断, 该高度对应的回波在15—20 dBZ, 探空穿过了云体大部分区域. 根据张廷龙等[8]关于不同探空路径对探空结果的模拟研究结果, 若探空气球不是沿着雷暴边缘上升, 那么探空观测结果能够较好地代表雷暴云内电荷结构, 根据图5(b)及上述分析结果, 此次实验的探空路径上获取的实验数据能够较好地反映云内的电荷结构及其强度.
图 4 探空气球路径 (a) 气球飞行高度随时间变化曲线; (b) 水平投影; (c) 东西方向的立体投影; (d) 南北方向的立体投影; (e) 空间飞行轨迹Figure4. The Sounding path: (a) Height-time plots; (b) plan view; (c) west-east ward vertical projection; (d) north-south ward vertical projection; (e) height-distance plots.
图 5 探空路径及雷达回波特征(18:07) (a) 回波平面图, 直线AB为垂直剖面位置; (b) 探空路径与回波垂直剖面叠加. 其中▲为探空点位置Figure5. Sounding path and the corresponding Radar echo characters (18:07): (a) Radar echo characters during the sounding stage; (b) superposition image of radar echo vertical cross section of line AB in Fig. (a) and sounding path. ▲: Sounding site.
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3.4.上升速度及电场廓线特征
通过计算GPS位置信息和电晕电流, 得到了图6所示的探空气球的上升速度、电晕电流、反演的空中电场强度以及电荷密度(电荷区)随高度的变化情况. 可以看出, 7.5 km高度以下, 气球上升时无明显的加速和减速过程, 速度基本保持在5 m/s左右, 这与雷暴云内垂直气流比较稳定有关. 而在7.5—9.0 km高度之间(对应云内15—25 dBZ的回波区), 气球上升速度先是逐渐减小, 在8.2 km高度左右达到最小值2 m/s, 然后又逐渐增大至6 m/s左右. 离地9.0 km高度以上气球上升速度又恢复至平均值水平.
图 6 8月12日探空分析结果 (a) 气球上升速度; (b) 电晕电流; (c) 空中电场(E)和温度(T); (d) 电荷密度Figure6. Sounding results in thunderstorm on August 12, 2019: (a) Ascending velocity; (b) corona current; (c) E-field (E) and temperature (T); (d) charge density.
由图6(b)可知, 电晕电流在云底附近(海拔900 m)已经开始变化, 空中电场向负极性变化, 电场强度达到约–26.0 kV/m开始向正极性方向减小. 直到6 km高度左右, 电晕电流出现较大变化, 电场强度逐渐增强; 从电场廓线来看, 最强负电场出现在海拔8.2—8.4 km范围, 电场达到饱和状态, 电场强度为–63.8 kV/m. 而最强正电场出现在海拔6.2—6.4 km, 电场强度达到62.8 kV/m并且也达到饱和.
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3.5.电荷区垂直分布特征
依据高斯定理在垂直方向的一维近似, 计算各电荷区的位置和电荷密度. 如图6(d)所示, 探空仪依次穿越了5个电荷区, 分别为N1, P1, N2, P2和N3, 其中N代表负电荷区, P代表正电荷区. 可见, 该雷暴云在探空时段底部为负极性电荷区, 往上的4个电荷区极性依次交替变化, 最上部为负电荷区, 由温度曲线可知, 5个电荷区均位于0 ℃层以上的混合相区域.结合电场廓线(图6(c))可知, 电场在海拔高度6.3 km左右趋于饱和, 但电场达到饱和的高度区间较短, 对计算最下部的负电荷区(N1)和其上部正电荷区(P1)电荷区电荷密度和厚度影响较小, 在计算过程中根据电场廓线饱和前后的变化趋势, 推断N1和P1电荷区的边界位于6.3 km高度左右. 因此得出, 电荷区N1处于海拔高度6.0—6.3 km之间, 电荷密度为–1.84 nC/m3, 厚度约300 m. 其上部正电荷区P1底部边界位于6.3 km高度左右. 按照电场廓线实际情况, P1电荷区处在6.3—6.6 km之间, 电荷密度约为1.80 nC/m3. 上部负电荷区(N2)分布在6.9—7.3 km之间, 电荷密度约为–1.46 nC/m3. 另外最上部两个正负电荷区(P2和N3)电荷密度依次为1.04和–0.51 nC/m3. 电荷区P2和N3厚度较大, 分别约为1.0和1.5 km, 其中P2位于海拔7.3—8.3 km之间, 而N3处于海拔8.3 km以上区域. 由于在海拔高度10.1 km处探测到的电场为正极性, 这表明正极性电场必然会在数据缺失的区域(10.1—12.0 km)回归到零值, 那么N3负电荷区的厚度及电荷密度可能比当前结果更大, 而且在其上方必然存在一个正电荷区, 但由于数据中断, 无法给出该电荷区的垂直范围和强度等信息. 综上所述, 0 ℃层上方区域应该存在至少6个较大范围的电荷区, 其中底部电荷区为负极性, 往上极性依次交替改变. 需要指出的是, 从电场廓线的变化可以看出, 在8.3—9.0 km以及9.5—10.0 km之间, 电荷区N3还可以细分出几组电荷区, 但考虑到其厚度太小(100 m左右), 未将其描绘在图6中, 这可能是雷暴系统处于消散阶段, 云内下沉气流占主导, 在其影响下, 上层的正电荷随下沉气流降至这些区域.
一维高斯公式的计算是基于云内电荷水平均匀分布的假设条件[2-4,59], 因此, 电荷区的电荷密度与其厚度的乘积可以用来大致判断各电荷区的相对强度(ρ?z). 由(2)式可知, ρ?z与?E是线性关系, 那么可以用?E来表征各电荷区的相对强度, 云内自下而上的5个电荷区相对强度分别约为62.76, –62.76, 55.95, –119.79和90.82 kV/m, 这表明上部正电荷区(P2)强度最强, 其次是上部负电荷区(N3), 而其他几个电荷区电场强度值相对较小. 底部的正负电荷区(N1和P1)强度相差很小且厚度也相差不大.
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3.6.雷暴的地面电场及闪电活动特征
探空点安装的倒置场磨式电场仪获取的资料显示(图7), 测站附近地面电场从16:33开始出现震荡, 雷暴云开始发展并逐渐靠近探空点. 整体来看, 电场波形先负极性震荡后转变为正极性, 最后又变化为负极性. 直至18:25, 地面电场都呈现负极性震荡特征, 而从图3雷暴系统演变规律可知, 这一时段包含该雷暴系统发展阶段、成熟阶段以及消散阶段早期, 这说明该雷暴系统在不断靠近直至覆盖探测点的过程中, 负电荷区一直占据着主导地位, 影响着地面电场的变化. 而18:25以后, 电场逐渐转变至正极性, 地面电场受正电荷控制长达1 h左右. 图中红色竖直线间时段表征的是探空施放时段. 探空施放期间地面电场主要以负极性为主, 测站上空受负电荷区控制, 这与探空仪首先穿越的是负电荷区是一致的. 18:36后地面电场呈现正极性变化且电场强度最高达到了12 kV/m, 随后电场向负极性方向变化, 这一现象与测站上空云层覆盖有关. 从该时段雷达回波的垂直剖面(图略)上可发现探空点上空海拔高度5 km左右云内回波强度达到25 dBZ, 处于消散阶段的雷暴云仍旧影响着地面电场的变化.
图 7 雷暴地面电场演变特征, 其中红色竖线之间区域为探空观测阶段Figure7. Evolution characteristics of ground E-field of thunderstorm, in which the duration between two red vertical lines was the sounding stage.
本次雷暴过程过境测站上空时已经减弱, 从ADTD闪电定位监测结果(图略)发现, 探空时段(前后各一小时时段)探空测站20 km范围未监测到地闪活动, 闪电活动集中发生在探空测站西侧雷暴系统T1尾部(图8), 探空时段内共计发生43次地闪, 其中正地闪4次, 其余都为负地闪. 而18:00前, ADTD闪电定位系统未监测到雷暴系统T1发生地闪活动. 由图3可知, 17:21左右, 该雷暴系统发展成熟, 但无地闪活动发生. 直至该雷暴系统尾部与南部的雷暴系统T2合并, 闪电活动开始发生, 主要发生在强回波中心. 但从地面电场演变特征(图7)可知, 探空观测阶段, 地面电场波形中也存在着闪电引起的跳变脉冲, 而地面大气电场仪有效探测半径一般约为15 km, 这个探测半径远小于探空点与雷暴系统T1尾部强回波中心之间的距离, 电场仪无法探测到该强回波中心的电场变化, 因此这部分闪电活动应该是地面电场仪探测半径区域内上空云内的放电或是ADTD未监测到的地闪引起的.
图 8 18:18时刻雷达回波与其前后10 min地闪活动叠加图.+:正地闪, ×:负地闪Figure8. Superposition image of radar echo reflectivity at 18:18 and CGs flashes for 10 minutes before and after the moment. +: Positive CGs flashes, ×:Negative CGs flashes.
由雷暴的演变及回波特征分析, 此次探空时段处于雷暴的消散阶段, 而消散阶段的电荷结构是连续变化的, Marshall等[60]通过对比多个消散阶段雷暴云电场探空结果发现, 雷暴进入成熟阶段后期云内电荷区开始随下沉气流、降水等不断下降直至地面, 云底的正电荷区最先消散. Zhang等[6]在甘肃平凉地区开展的雷暴云电场探空观测发现雷暴云消散阶段云内电荷结构呈三极性特征且随时间变化, 电荷区出现整体的下移且下部正电荷区最早消散. 由本文的探空结果来看, 云内强度较大的电荷区均处于0 ℃ (5.4 km)以上的混合相区域, 电荷区出现下沉的情况并不明显, 因此可以推断, 此次探空结果应该代表了明雷暴云消散阶段初期云内的电荷结构特征.
探空气球虽未穿越对流回波最强中心, 但基本上都处于雷暴云内部区域. 空中电场在海拔6 km高度左右(约–5.7 ℃)开始急剧变化, 在此高度上方至少分布着6个范围较大的电荷区, 底部为负电荷区, 从底部往上电荷区极性依次改变. 由于数据中断, 无法断定上部负电荷区的上边界以及电场归零的位置, 也就不能准确判断上部负电荷区的上边界和顶部正电荷区的准确位置和电荷密度信息. 自下而上可以完全识别位置和电荷密度的四个电荷区分别位于海拔高度6.0—6.3 km, 6.3—6.6 km, 6.9—7.3 km及7.3—8.3 km之间, 它们的电荷密度分别为–1.84, 1.80, –1.46和1.04 nC/m3. 由已有数据推算, 最上部负电荷区电荷密度应大于–0.51 nC/m3. 云内范围最大的两个优势电荷区(P2和N3)要明显强于其余电荷区.
根据温度廓线可知0 ℃层大致位于5.4 km处, 根据探空气球入云时间, 估算得到云底高度约为海拔0.9 km, 因此, 暖云区处于0.9—5.4 km之间. 由图6(c)可知, 在海拔高度约0.9—5.4 km的范围内电场强度基本保持负极性变化, 最强负电场位于1.8 km高度处, 其值约为–26 kV/m. 由高斯定理的计算, 暖云区内存在一个厚度达3600米(1.8—5.4 km)、电荷密度仅为–0.06 nC/m3的负电荷区, 在其下方有一个厚度约为900 m的正电荷区(0.9—1.8 km), 电荷密度为0.26 nC/m3, 两者强度相当. Zhao等[25]对平凉地区一次雷暴的电场探空观测发现, 在离地 2.65—3.3 km的暖云区内也存在一对上正(2.8—3.3 km, 0.6 nC/m3)下负(2.65—2.8 km, –2 nC/m3)的电荷区, 并推断是由带电的暖云与近地面电晕电荷层形成. 张廷龙等[8]分析一次高原雷暴电场探空结果也发现了一对电量相当、上正下负的电荷区, 但位置处于暖云下边界处, 二者的厚度总共只有500 m, 也推断是电晕电荷形成. 不同的是, 本次探空结果显示暖云内的电荷对的分布在极性上是相反的, 呈上负下正形式, 且负电荷区与混合相区紧邻0 ℃层的负电荷区应该是连续的, 初步推断此负电荷区很有可能是由云内混合相区内负电荷区下沉造成的, 而暖云下部的正电荷区可能是电晕离子层的贡献.
不同于雷暴成熟期, 云内电荷区分布相对较为稳定且持续时间长, 在消散期, 由于下沉气流引起云内水成物粒子的沉降和消散, 使得下部的电荷区过早地消失, 而雷暴云上部又可能有较弱的起电过程形成新的电荷区, 且这是一个连续变化的过程[60]. Li 等[19]利用三维闪电定位系统观测了一次高原雷暴过程, 研究结果表明: 雷暴系统进入消散阶段之前, 云内主要电荷区分布与雷暴云经典电荷结构类似, 而在消散阶段, 不同对流单体合并, 云内电荷区分布发生了变化, 一共出现四个电荷区, 其中最下部为负电荷区. 上述研究结果虽不是热带地区雷暴云电荷结构特征, 但存在着相似的可能: 下部存在正电荷区, 随着云层不断下移以及降水等情况下部正电荷区已经消散. 当然, 还存在着另一种可能, 热带地区雷暴云消散期的电荷结构就如探测结果所描述的, 但这需要更多的观测数据进行验证和分析.
衷心感谢文昌卫星发射基地气象台高空观测站同事们, 特别是张春峰同志等在探空场地使用、探空耗材准备以及地面观测保障方面的大力支持.
