2021, Vol. 37
2. 中国气象局武汉暴雨研究所，湖北 武汉 430074;
3. 国家气象中心，北京 100081;
4. 湖北省地图院，湖北 武汉 430074
2. Institute of Heavy Rain, China Meteorological Administration, Wuhan 430205, China;
3. National Meteorological Center, Beijing 100081, China;
4. Hubei Cartographic Institute, Wuhan 430074, China
雷暴是常见的一种对流活动，云地闪(Cloudto-Ground, CG)是雷暴云电荷积累到一定阶段的产物。地闪可引发森林和油库起火、损坏建筑物及电子设备，甚至人员伤亡[1-2]。在中国，地闪每年可造成数百人的伤亡和数千万的财产损失[1]。因此，研究和了解伴有地闪活动的雷暴系统的时空分布特征，对更好地开展雷电防灾减灾工作具有重要意义。
许多地区基于闪电定位仪数据开展了较全面的闪电时空分布及其特征参数的研究。Orville等[3]在1989年就对美国的闪电特征进行了分析总结，并利用美国国家闪电探测网(NLDN)获得的第一个十年(1989—1998)闪电数据分析了美国地区的闪电时空分布特征[4]。随着闪电传感器布设数量的增加，Orville等[5-6]随后又对北美的云地闪电数据进行了更详细的分析总结。Anderson等[7]利用2008—2012年闪电数据得到了整个欧洲闪电活动的时空分布，发现闪电密度和闪电峰值时间存在显著的地区差异。Taszarek等[8]和Galanki等[9]利用地闪数据进一步分析了波兰和地中海东部地区闪电活动的气候分布特征。我国的地闪活动呈现以负地闪为主，夏季多，冬季少，平均峰值出现在8月，最易在下午至晚上发生，地闪密度高值区位于华南等特征[10-14]。
众多研究表明，天气尺度的变化影响了深对流的发展和传播，从而使地闪的气候变化表现出较大的区域差异；而在更小的空间尺度上，地形的局地变化则在影响引发雷暴的深对流发展中扮演了重要角色[13, 15-16]。希腊的闪电活动沿着山坡呈现随海拔高度的增高而增多的趋势[17]；地中海东部地区的闪电活动与海拔、地形坡度和植被有关，且闪电频次随对流有效位能(Convective Available Potential Energy, CAPE)的增大而增加[9]；美国复杂的地形不仅对深对流起到增强作用，且向下传播的先导物与地形间存在的相互作用也将影响闪电的密度分布及其物理参数[18]；科罗拉多州海拔低于1 829 m和高于3 200 m的地区的闪电活动频次与海拔高度呈正相关[19]；在美国中部地区，雷暴的初生与地形显著相关，即在墨西哥湾与地形突出的地区存在雷暴初生密集区域[20]；且该地区雷暴的发生和消亡还与地表覆盖状况联系紧密，森林和城市地区更利于雷暴生成[21]。
中国复杂的地形是影响降水、雷暴分布的重要因素之一[13, 22-24]，与此同时，地形差异的影响对闪电密度分布也至关重要，其中，青藏高原、中国三级梯级地形和纬度对中国闪电密度的宏观尺度分布特征影响显著，而闪电密度分布的区域差异与中尺度地形强迫密切相关。即，在中国东部湿润地区，闪电密度高值区多出现在中尺度山脉(500~1 500 m)和丘陵地带[10]；东南高海拔地区的地闪密度明显小于西部低海拔地区[12]；重庆地区闪电高发区位于海拔300~500 m的区域[25]。除此之外，不同的海拔高度也会导致闪电活动呈现出迥异的日变化特征[26]，例如：北京山区的闪电在下午达到峰值，而平原则在深夜至清晨达到峰值[14, 27]。山区出现的低闪电密度雷暴日是午后短生命史雷暴发展的结果，而出现在华北平原和四川盆地的高闪电密度雷暴日则通常与夜间雷暴活动有关[13]。王东方等[27]进一步指出，夜间频繁的闪电活动主要受超强雷暴和强雷暴的影响，而弱雷暴的闪电活动集中在白天和午后。
综合上述研究结果可知，中国复杂的地形直接影响雷暴的发生发展及其闪电的时空分布，特别在平原和山区之间存在明显差异，造成差异的具体原因还有待分析探讨，而相关研究尚且不多。为此，本文以位于我国中部，具有显著地形差异的湖北省为研究区域，分析了湖北地区闪电活动的主要变化特征，选取了夏季伴有明显地闪活动的94个雷暴系统个例样本，着重分析了不同地形对地闪时空分布的影响，并探讨了造成这种差异的原因。
2 数据和方法 2.1 研究区域我国中部地区拥有大量户外旅游景点，这些景点的雷电灾害防护尤为重要。湖北即位于华中地区，长江中游，属于典型的季风影响区[22]。湖北境内地形复杂，西部有大巴山脉、武陵山脉(西南部)和武当山脉(西北部)，北部有大洪山，东南部有幕阜山脉，东北部与大别山脉接壤，地势整体呈现为三面高起、中间低平、向南敞开、北有缺口、西北向东南倾斜的不完整盆地特征(图 1阴影)，这也为本研究的开展提供了具有代表性的地形背景。根据湖北省及周边的地形特点，并参考其他相关研究[27]，本文将海拔高度低于100 m的区域定义为平原(111.8~114.8 °E, 29.8~31.1 °N), 400 m以上的区域定义为山区(109.7~111.5 °E, 30.0~32.7 °N), 100~400 m之间的过渡区域则为山麓(图 1)。
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图 1 研究区域(a)及雷暴系统样本分布(b) 彩色阴影代表海拔高度，单位：m；黑色方框表示典型山区和平原，方块表示山区样本，三角形表示平原样本，圆形表示山麓样本，气球表示闪电定位仪，等值线表示湖北省闪电监测网的探测效率[28]。 |
湖北地区地闪活动高峰期出现在夏季[28]。因此，本文选用2013—2018年6—8月的数据进行闪电活动特征分析，其中2015—2016年6—8月为重点研究时段。
2.2.1 雷达数据雷达数据采用灾害性天气短时临近预报业务系统(Severe Weather Alarm and Nowcasting, SWAN)的组合反射率(Composite Reflectivity, CR)产品，主要用于开展雷暴系统的样本筛选，其空间水平分辨率为1 km，时间分辨率为6 min。
2.2.2 地闪数据地闪数据来自中国气象局气象探测中心(CNMC)提供的湖北省闪电监测网的探测数据。该监测网由13部ADTD(Advanced Direction finding on Time Difference)闪电定位仪组成(图 1b)，其探测参量与技术指标见表 1，定位精度小于300 m，整体探测效率超过80%。探测要素包括地闪发生时间、位置、极性和峰值电流等[12]。
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表 1 湖北省闪电监测网主要技术特征 |
闪电定位仪采用时差法和定向时差联合法进行闪电定位。有研究表明由两个传感器定位的闪电数据在闪电位置、峰值强度等方面存在较大的误差[29]，故本文剔除了“两站定位”的地闪数据。闪电定位仪探测的是闪电回击，一个闪电可由多次闪电回击组成[30]，因此需要对地闪数据进行“归闪”。本文将距离在10 km内，时间间隔小于500ms的同极性地闪归为同一次地闪，地闪信息以首次回击的探测结果为准[12, 27]。
2.2.3 再分析数据ERA-interim再分析数据集是由欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)发布的分辨率较高的全球再分析数据。文中使用2013—2018年6—8月水平分辨率为0.5 °×0.5 °再分析资料分析湖北省夏季的环境场特征，并开展湖北省不同地形下地闪特征差异的原因分析。
2.2.4 海拔高程数据本文采用的海拔高程数据来源于最新的先进星载热发射和反射辐射仪全球数字高程模型(Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer Global Digital Elevation Model, ASTER GDEM)。ASTER GDEM是美国航天局(National Aeronautics and Space Administration, NASA)与日本经济产业省(Japan's Ministry of Economy, Trade, and Industry, METI)于2009年6月30日共同推出的全球电子地形数据，其覆盖范围为南北纬83 °之间的所有陆地区域，水平和垂直精度分别为30 m和20 m。
2.3 研究方法利用雷达组合反射率拼图与闪电资料进行叠加显示来选定研究样本。其中，选取的样本需要同时满足以下三点：(1)雷达组合反射率拼图除了能完整地跟踪雷暴系统的生命史以外，还应明确雷暴系统与发生闪电之间的对应关系，从而能更好地开展雷暴初始闪电、峰值闪电和末次闪电的研究；(2)为了便于同雷达数据进行匹配分析，以雷达体扫的间隔时间(6 min)为一个时间窗口进行地闪频数统计。与此同时，选取最强地闪频数大于10 fl/(6 min)的雷暴系统个例作为研究样本以避免零星地闪的干扰；(3)仅选取闪电探测效率大于90%区域的雷暴系统个例，进而排除闪电探测效率对研究结果的影响。
基于上述原则共选取出94例伴有显著雷电活动的雷暴样本。由于雷暴系统往往覆盖较大的区域，且在发展演变过程中可能移过不同的下垫面。为了更好地定性描述雷暴系统的位置，文中以闪电频次达到峰值时的雷暴中心位置为准，并根据对应的地形进行分类(平原、山区、山麓)。最终得到平原46例(占比48.9%)；山区20例(占比21.3%)；山麓28例(占比29.8%)，个例的分布详见图 1b。
3 雷暴系统地闪特征分析 3.1 地闪密度分布特征地闪密度表征了单位面积地面发生的地闪总数(fl/km2)，通常以10 km×10 km(0.1 °×0.1 °)[8-9]或者20 km×20 km(0.2 °×0.2 °)[4-12]水平分辨率计算地闪密度，该分辨率适合大比例尺的地域闪电研究。而在某些特殊研究中使用了更高的水平分辨率，例如，Brandon等[19]利用10 m分辨率的数据分析了局地地形在闪电活动中的作用。Novák等[31]发现，水平分辨率对闪电密度特征的总体影响不大，仅对最大值和最小值的取值存在影响。考虑到本文的研究重点在于分析地形在闪电活动中的作用，故采用1 km×1 km的水平网格计算地闪密度。
由湖北省2013—2018年夏季(6—8月)的地闪密度分布可知(图 2a)，湖北地区地闪密度的高值区(大于7.0 fl/km2)主要位于鄂西中尺度山脉大巴山东侧山区向平原过渡的地带，鄂中大洪山和桐柏山南侧丘陵地区，鄂中大巴山和大洪山之间的低丘地段，鄂东中尺度山脉大别山和幕阜山之间的河谷地带，以及幕阜山西北侧山丘盆地地区。其中，鄂东南幕阜山西侧赤壁和北侧大冶一带的地闪密度均超过了24 fl/km2。与此同时，海拔更高的山区以及江汉平原南部、东北部的地闪密度相对较小，大部分小于2.5 fl/km2。即闪电密度高值区基本位于海拔500~1 500 m中尺度山脉向平原过渡的地带，以及山脉之间的平原(河谷)地区，沿山坡基本呈南北或东北-西南走向。可见，地形影响湖北地区地闪密度分布。
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图 2 湖北省2013—2018年夏季(a)、2015—2016年(b)雷暴样本的地闪密度分布 阴影为地闪密度(单位：fl/km2), 等值线为地形高程线(单位：m)。 |
地形对地闪活动的影响主要表现为地形起伏对过山气流的抬升作用，地形差别造成下垫面热力性质变化以及地形摩擦造成的低空风场和垂直速度的不同[10, 22-32]。从湖北省地形分布特征(图 1)可知，其向南敞开的不规则盆地特征有利于西南暖湿气流在此滞留[32]，且大别山西南侧和大洪山南侧低山丘陵一带是冷暖空气的交汇区[33]；大别山和幕阜山之间的河谷地区形成的“喇叭口”地形，不仅使进入地形区内的偏南气流产生辐合增强，还保证了该地区充足的涡度平流输送[34]。这些因素利于山脉两侧产生对流活动。此外，由于长江中游地区特定的地形条件，中尺度辐合线常形成于幕阜山和大别山之间，中尺度涡旋多形成于大别山南部以及鄂西山区与江汉平原之间[35-36]，而中尺度气旋和辐合带频繁出现的地区也会造成对流的频发[37]，这可能是幕阜山北侧和西侧闪电密度异常高的原因。
由雷暴样本的地闪密度分布(图 2b)可知，虽然文中挑选的雷暴样本主要集中在闪电理论探测效率90%以上的区域，但地闪密度高值区主要位于大巴山东侧丹江口、宜昌东北部，大洪山脉西南侧沙洋、钟祥附近的平原地区，大别山脉南侧以及幕阜山脉西北侧海拔低于200 m的平原和山麓过渡地段。山区除大巴山东侧外，地闪密度整体较小。雷暴样本的地闪密度与2013—2018年夏季的密度分布特征相似，即闪电密度高值区基本位于山脉向平原过渡地段，这也进一步说明了本文所选样本的代表性。
3.2 地闪日变化特征众多研究表明，地闪的日变化峰值集中出现在午后，如：美国7月的总闪电次数最多，其中，陆地闪电活动日变化的峰值出现在当地时间12:00—20:00，而大陆附近的水域则在04:00—12:00达到峰值[4]；欧洲的闪电峰值同样出现在7月，但存在显著的地区差异，即：冷季主要发生在地中海上空，暖季则移到陆地上空[7]；我国97%的闪电发生在3—9月，69%发生在夏季6—8月[12]；中部地区暖季地闪主要在午后15:00—18:00(北京时间，下同)达到高峰[13]。
图 3展示了2013—2018年6—8月湖北地区不同地形下地闪频数的时间变化情况，可以清楚地看到湖北地区夏季的地闪活动整体呈明显的单峰日变化特征，正午12:00之后地闪频数迅速增加，在16:00达到峰值，随后急剧下降，并在翌日09:00触及谷值，在凌晨和上午时段，地闪活动相对较少，整体波动不大；其中，山区的地闪活动日变化特征与湖北省相似，主要活跃在午后至夜间，正午以后地闪频数稳步增多，16:00达到峰值，随后地闪显著减少；而平原呈双峰分布，主峰出现在午后16:00左右，次峰在夜间20:00。从统计结果来看，山区和平原的地闪频次总数分别达175 564次和178 451次，其中，山区在00:00—12:00、14:00—18:00和19:00—23:00时段产生的地闪分别占全天地闪总数的12.5%、61.5%和26.0%，而平原的占比分别为40.0%、31.1%和28.9%。由此可见，虽然山区和平原的地闪频次整体差异不大，但相较而言，山区的地闪日变化表现为明显的单峰特征，地闪活动主要集中于14:00—18:00时段；而平原的地闪日变化更平缓，虽然地闪频次主峰值也出现在下午16:00，但夜间的地闪活动依然活跃，且凌晨和上午也有相对较多的地闪发生。
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图 3 2013—2018年夏季(6—8月)不同地形下的地闪日变化 |
图 4为湖北省2013—2018年夏季850 hPa(图 4a)和500 hPa(图 4b)复合环境场。湖北地区夏季中低层暖湿气流较春季明显增强(图略)，850 hPa相对湿度多在74%~80%之间，假相当位温θse高能区位于湖北西部(图 4a)，午后山区中低层风场辐合明显，假相当位温θse增加(图略)；500 hPa西风带减弱，并向北移动，湖北地区主要位于西太平洋副热带高压西北侧(图 4b)。说明夏季随着副热带高压西伸北抬，湖北地区的暖湿气流和不稳定能量发展较强，特别是午后太阳加热造成的低层大气不稳定，利于午后对流的产生[38]。以往的研究表明，夏季潮湿的空气给负闪电的形成提供条件[39]；而热力不稳定和上升气流密切相关，其可将过冷水滴抬升至冰相混合区，从而形成较大的电荷浓度，利于雷暴起电[40-41]。另外，山区对大气底层的加热作用较强[42]，使山区趋于不稳定；而山谷风和“喇叭口”地形使山区与平原的层结稳定度有所不同，从而影响雷暴的产生[32, 43]。与此同时，地形强迫气流上升，可将冰晶和过冷水抬升到更高的空中形成冰相物粒子，并加速冰相粒子和过冷水滴的碰撞，进而有利于闪电的产生[38, 41]。
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图 4 2013—2018年夏季湖北省850 hPa(a)、500 hPa(b)复合环境场 白色虚线为散度(单位：10-6s-1), 色斑为850 hPa假相当位温θse(单位：K)，彩色等值线为500 hPa位势高度(单位：dgpm)。图中黑色矩形框与图 1相同，分别表示典型山区和平原。 |
地形显著影响地闪的日变化，为了更好地了解地形与地闪日变化及其雷暴系统发生发展的关系，文中选取了日变化特征更加明显的夏季时段，统计分析了2015—2016年94例雷暴系统出现首次地闪(又称“初闪”)、6分钟内地闪频次峰值(又称“峰值”)和末次地闪(又称“末闪”)的时间变化特征。
2015—2016年6—8月湖北省共探测到223 664次地闪，且遵从2013—2018年地闪日分布特征，即正午12:00之后地闪频数迅速增加，在16:00达到峰值，随后急剧下降，在凌晨和上午时段，地闪活动相对较少(图 5a)。尽管不同地形条件下的时间分布特征存在一定区别，但从总体趋势来看，雷暴系统的初闪(图 5b)、峰值(图 5c)和末闪(图 5d)均集中在13:00—18:00时段内，这也与夏季湖北地区总地闪的日变化特征相吻合。其中，平原地区雷暴的初闪、峰值、末闪的主峰值均出现在午后，且三者出现在上午(00:00—12:00)的可能性相较于山区和山麓也更高。而约90%的山区雷暴在14:00—19:00时段内完成闪电的生消，这也说明山区的闪电活动较集中、持续时间较短。比较而言，山麓地区的地闪时间分布刚好介于山区和平原之间，即大多数山麓雷暴(约70%)的闪电活动处于13:00—18:00时段内，其他雷暴(约30%)则在入夜以后才产生初闪。
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图 5 2015—2016年6—8月湖北省地闪频次(a)及雷暴系统出现初次地闪(b)、峰值地闪(c)、末次地闪(d)的时间分布 |
由图 5可知，不同地形下，闪电活动的持续时间也有所不同，且不同强度的雷暴系统产生地闪的能力和日变化特征均存在较大差异[27, 37, 43]，因此，使用箱线图分别对地闪活动持续时间和地闪频次峰值进行统计分析(图 6)。其中，箱线图是利用一组数据中的极大值、75百分位数、中位数、25百分位数和极小值来反映数据分布的中心位置和散度范围[44]。
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图 6 湖北省雷暴系统地闪持续时间(a)、地闪频数峰值(b)的统计特征 箱线顶端和底端分别表示10%和90%, 箱线方框的下线、中线和上线则分别表示下四分位数、中数和上四分位数。 |
从图 6a可看到，湖北地区地闪持续时间的跨度较大，平均持续时间约为1.7 h, 50%大于1.3 h, 10%大于3 h。雷暴系统从产生初闪至达到峰值平均用时约0.8 h，而从峰值逐步减弱至末闪的出现平均约0.9 h(图略)。不同海拔高度下雷暴系统的地闪持续时间也存在明显差异：平原雷暴的地闪持续时间最长，平均时长达2.0 h, 50%大于1.6h，有10%甚至超过了4.9 h；虽然山区雷暴的地闪持续时间分布最集中，但平均时长仅为1.2 h，其中，75%小于1.5 h，仅有10%大于1.8 h，最长也不超过2.7 h；山麓雷暴的地闪持续时间比山区雷暴长约0.3 h，且较平原雷暴也更集中，约40%超过了1.9 h。整体而言，平原雷暴的平均地闪持续时间最长，山麓次之，山区最短但也最集中，这也说明雷暴系统的地闪活动持续时间随海拔的增加而减少。上述结论与张廷龙等[45]的研究结果相吻合，即：中国内陆不同海拔地区的雷暴平均持续时间随海拔高度的减小而增加。
目前，常用单位时间内的地闪次数(又称地闪频数)来表征雷暴活动的剧烈程度，且地闪频数峰值与最强降水关系密切[43]。图 6b所示为湖北省雷暴地闪频数峰值的统计特征。经统计，湖北省雷暴系统的地闪峰值平均值为61 fl/(6 min)，大部分(75%)都小于70 fl/(6 min), 50%位于26~65 fl/(6min)。其中，平原地区的地闪频数峰值最大，平均值为74 fl/(6 min)，大于98 fl/(6 min)的占比达25%；山麓次之，平均值为57 fl/(6 min)，大部分(75%)不超过60 fl/(6 min)；山区平均值最小，为39 fl/(6 min)，仅为平原的一半，只有极小部分(10%)超过了65 fl/(6 min)，不过其分布也最集中，80%处于18~65 fl/(6 min)范围内。由此可看出，不同地形下雷暴的地闪频数峰值也表现出随海拔高度的增加而减少的特征。
Liu等[21]研究指出，美国中部地区的暖季里，约65.8%的雷暴的持续时间为5~20 min，而我国中部地区超过80%雷暴的地闪持续时间小于2h[24]。本文挑选的雷暴系统样本并未区分雷暴强弱及其组织形态特征。从样本的统计结果来看，平原地区约有43%的雷暴系统为线状中尺度对流系统，山麓和山区分别占25%和10%。经统计，50%的线状中尺度对流系统的平均地闪持续时间大于2.65 h，其他组织形态雷暴系统的平均地闪持续时间超过2.6 h的仅占10%；而地闪频数最大值大于100 fl/(6 min)的雷暴系统中线状中尺度对流系统占比高达62.5%(图略)。由此可见，相较其他组织形态雷暴系统，线状中尺度对流系统的地闪持续时间更长，地闪频次峰值也更大；且平原地区线状中尺度对流系统的地闪持续时间比其他地区更长，这也造成了平原雷暴表现出比其他地区雷暴更长的平均地闪持续时间和更大的地闪频数峰值。
4 山区与平原时空分布差异成因分析综合上述研究结果可知，地形不仅显著影响地闪密度分布，在不同地形下，雷暴的地闪日变化、地闪持续时间和地闪频数峰值等特征均表现出较大差异。为进一步研究造成不同地形下地闪时空分布差异的原因，利用ERA-Interim再分析数据，分别对山区和平原雷暴系统样本的平均环境场特征进行了对比分析，图 7即为山区和平原雷暴系统初始时刻的平均风场和特征物理量场。
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图 7 山区(左列)和平原(右列)雷暴系统初生时刻地面(a、b), 850 hPa(c、d), 500 hPa(e、f)环境分析场（色斑分别表示为CAPE，单位：J/kg；湿度，单位：%；相对涡度，单位：10-6s-1；白色虚线为散度，单位：10-6s-1；黑色等值线为位势高度，单位：dgpm); 850 hPa假相当位温θse与0~6 km垂直风切变(g、h)(色斑为850 hPa假相当位温θse，白色等值线为0~6 km垂直风切变，单位：m/s。） 黑色矩形框与图 1相同，分别表示典型山区和平原。 |
对于山区雷暴事件，其发生阶段内湖北省大部地区的对流有效位能(CAPE)值都较大，一般在1 000 J/kg以上，最大值超过2 200 J/kg(位于大洪山脉西部)，这也表明大气不稳定能量高，对流潜势较强。与此同时，湖北地区地面风场呈气旋式特征，且在西部山区存在地面风场辐合，辐合中心强度达到-1.0×10-6s-1(图 7a)。这样的环流形势表明地面受热低压控制，不稳定的大气层结以及山区地面的风场辐合有利于对流的触发和发展。而在850 hPa(图 7c)，华中大部分地区为较一致的西南气流，无明显的切变线或低涡等天气系统，即湖北处于暖区弱天气强迫的环境中；从850 hPa假相当位温θse和6 km垂直风切变的叠加图中(图 7g)可看到，夏季自贵州一带有一条高温高湿舌覆盖湖北西部，由于地形的热力作用，导致山区一带处在850 hPa假相当位温θse高能区，与暖湿气流的发展位置一致；山区0~6 km垂直风切变主要介于12~16 m/s，比平原小4 m/s左右。由于缺乏天气系统与水汽辐合，湖北地区850 hPa相对湿度值较低，多在60%~70%之间。从对流层中层的500hPa(图 7e)来看，湖北处于副高边缘的西南气流中，风场呈现弱的反气旋特征，而在湖北上游地区则以平直西风气流为主，无明显的低槽东移。因此，虽然湖北山区无明显天气系统的支持，对流层中低层的动力和水汽条件稍弱，但山区风场辐合明显，热力条件较好，而热力不稳定有利于局地性的对流系统在山地发展。上述分析表明，山区雷暴与地形抬升和局地热力不稳定联系紧密，易产生局地性强、生命史较短的午后热对流[9, 32, 37]。而地形抬升和热力不稳定导致上升气流增强，进而加强水汽转化，形成更多的过冷水和冰相粒子，并将他们携带升到一定高度，使雷暴云产生闪电，这也进一步解释了为何山区雷暴多发生于下午，且闪电持续时间较短。
对于发生在平原的雷暴，环境场上呈现出截然不同的特征。从地面风场来看(图 7b)，江南北部存在一个倒槽，湖北省受到地面倒槽北部的偏东气流控制，位于锋面的冷区一侧。相较于山区雷暴，湖北全省大部地区的CAPE值明显偏小，一般在800~1 200 J/kg之间，大气不稳定能量较低；与此同时，地面辐合较弱，不利于局地热对流的发展。在850 hPa风场上(图 7d)，平原存在一条明显的暖式切变线，在切变线附近存在较强的辐合，且相对湿度超过80%，远大于山区雷暴；而平原850hPa假相当位温θse高温高湿舌则由湖南北抬上来，与暖湿气流的发展位置一致；0~6 km垂直风切变基本超过20 m/s，比山区大4~8 m/s，与平原的热力系统增强吻合(图 7h)。而从500 hPa风场来看(图 7f)，四川盆地东部有槽，湖北处于高空槽前，受正涡度平流控制，这将导致高空辐散以及上升气流的发展。综合来看，平原地区中低层动力、热力和水汽条件配置均利于深对流的发生发展，特别是较高的垂直风切变可促进多单体风暴的组织，充足的水汽条件和大范围、持续的上升气流可持续生成冰相粒子，形成较大的电荷浓度，导致更多闪电的产生[38-39]，这也造成了平原地区闪电持续时间长，频次峰值大。
5 结论和讨论利用湖北省2013—2018年6—8月ADTD闪电探测数据分析了湖北地区的闪电密度和日变化特征，并利用2015—2016年6—8月逐6 min雷达组合反射率拼图产品和地闪资料挑选了94例伴有显著闪电活动的雷暴系统，着重分析了不同地形下的地闪特征差异并开展了成因分析，得到如下结论。
(1) 湖北省夏季闪电密度分布伴有明显的区域性差异。闪电密度高值区主要位于海拔500~1 500 m的中尺度山脉向平原的过渡地带以及山脉之间的平原(河谷)地区，沿山坡基本呈南北或东北-西南走向。
(2) 湖北地区夏季的地闪活动主要出现在午后，其中，山区的地闪集中在午后至傍晚时段，呈现明显的单峰特征，而平原的地闪日变化相对平缓，虽然主峰值同样在午后16:00，但夜间地闪活动依然活跃，且凌晨和上午也有较多的地闪发生。
(3) 整体而言，雷暴系统的初次地闪、峰值地闪和末次地闪多出现于13:00—18:00时段。其中，山区雷暴的闪电活动集中在14:00—19:00，约有70%的山麓雷暴在13:00—18:00出现闪电生消过程，仅有30%的平原雷暴在午后出现闪电活动，而出现在上午的可能性最高。
(4) 在不同地形下，雷暴系统的地闪活动持续时间和地闪频数峰值等特征差异明显。其中，山区雷暴的地闪持续时间较短，地闪频数峰值也较小；平原雷暴地闪持续时间更长，地闪频数峰值也更大；山麓雷暴的地闪特征则介于两者之间。
(5) 基于再分析资料的成因分析表明，地形强迫和局地热力不稳定易在山区引发局地性强、生命史较短的午后热对流，是影响湖北山区夏季闪电密度分布和日变化特征的关键因子，而平原地区中低层动力、热力和水汽条件配置均利于深对流的发生发展，这也导致该地区闪电持续时间长，频次峰值大。
致谢: 感谢武汉中心气象台苟阿宁高级工程师的细心指导。| [1] |
ZHANG W J, MENG Q, MA M, et al. Lightning casualties and damages in China from 1997 to 2009[J]. Natural Hazards, 2011, 57(2): 465-476. DOI:10.1007/s11069-010-9628-0 |
| [2] |
MATSANGOURAS I T, NASTOS P T, KAPSOMENAKIS J. Cloud-to-ground lightning activity over Greece: Spatio-temporal analysis and impacts[J]. Atmos Res, 2015, 169(8): 285-296. |
| [3] |
ORVILLE R E. Lightning ground flash density in the contiguous United States 1989[J]. Mon Wea Rev, 1991, 119(2): 573-577. DOI:10.1175/1520-0493(1991)119<0573:LGFDIT>2.0.CO;2 |
| [4] |
ORVILLE R E, HUFFINES G R. Cloud-to-ground lightning in the United States: NLDN results in the first decade, 1989-98[J]. Mon Wea Rev, 2001, 129(5): 1 179-1 193. DOI:10.1175/1520-0493(2001)129<1179:CTGLIT>2.0.CO;2 |
| [5] |
ORVILLE R E, HUFFINES G R, BURROWS W R, et al. The North American Lightning Detection Network(NALDN)—first results: 1998-2000[J]. Mon Wea Rev, 2002, 130(8): 2 098-2 109. DOI:10.1175/1520-0493(2002)130<2098:TNALDN>2.0.CO;2 |
| [6] |
ORVILLE R E, HUFFINES G R, BURROWS W R, et al. The North American Lightning Detection Network(NALDN)—Analysis of flash data: 2001-09[J]. Mon Wea Rev, 2011, 139(5): 1 305-1 332. DOI:10.1175/2010MWR3452.1 |
| [7] |
ANDERSON G, KLUGMANN D. A European lightning density analysis using 5 yr of ATDnet data[J]. Natural Hazards and Earth System Sciences, 2014, 14(4): 815-829. DOI:10.5194/nhess-14-815-2014 |
| [8] |
TASZAREK M, CZERNECKI B, KOZIO A. A cloud-to-ground lightning climatology for Poland[J]. Mon Wea Rev, 2015, 143(11): 4 285-4 304. DOI:10.1175/MWR-D-15-0206.1 |
| [9] |
GALANAKI E, KOTRONI V, LAGOUVARDOS K, et al. A ten-year analysis of cloud-to-ground lightning activity over the Eastern Mediterranean region[J]. Atmos Res, 2015, 166(7): 213-222. |
| [10] |
MA M, TAO S C, ZHU B Y, et al. Climatological distribution of lightning density observed by satellites in China and its circumjacent regions[J]. Science in China Series D-Earth Sciences, 2005, 48(2): 219-229. DOI:10.1360/03yd0204 |
| [11] |
WANG Q. Spatio-temporal analysis of cloud-to-ground lightning activity over Yangzte River Delta, China, 2009-2013[C]//International Conference on Lightning Protection(ICLP), 2014: 2 042-2 046.
|
| [12] |
YANG X, SUN J, LI W. An analysis of cloud-to-ground lightning in China during 2010-2013[J]. Wea Forecasting, 2015, 30(6): 1 537-1 550. DOI:10.1175/WAF-D-14-00132.1 |
| [13] |
XIA R D, ZHANG D L, WANG B L. A 6-yr Cloud-to-Ground Lightning Climatology and Its Relationship to Rainfall over Central and Eastern China[J]. J Appl Meteor Climatol, 2015, 54(12): 2 443-2 460. DOI:10.1175/JAMC-D-15-0029.1 |
| [14] |
WU F, CUI X P, ZHANG D L, et al. SAFIR-3000 lightning statistics over the Beijing metropolitan region during 2005-07[J]. J Appl Meteor Climatol, 2016, 55(12): 2 613-2 633. DOI:10.1175/JAMC-D-16-0030.1 |
| [15] |
KOTRONI V, LAGOUVARDOS K. Lightning occurrence in relation with elevation, terrain slope, and vegetation cover in the Mediterranean[J]. J Geophys Res Atmos, 2008, 113: D21118. DOI:10.1029/2008JD010605 |
| [16] |
BOURSCHEIDT V, O PINTO, NACCARATO K P, et al. The influence of topography on the cloud-to-ground lightning density in South Brazil[J]. Atmos Res, 2009, 91(6): 508-513. |
| [17] |
MAZARAKIS N, KOTRONI V, LAGOUVARDOS K. Storms and lightning activity in Greece during the warm periods of 2003-06[J]. J Appl Meteor Climatol, 2008, 47(12): 3 089-3 098. DOI:10.1175/2008JAMC1798.1 |
| [18] |
CUMMINS K L. Mapping the impact of terrain on lightningincidence and multiple ground contacts in cloud-to-ground flashes[C]//Proc 15th Int Conf on Atmosph Elec 2014: 1-16.
|
| [19] |
BRANDON J V, STEPHEN J H. A high-resolution lightning map of the State of Colorado[J]. Mon Wea Rev, 2014, 142(7): 2 353-2 360. DOI:10.1175/MWR-D-13-00334.1 |
| [20] |
LOCK N A, HOUSTON A L. Spatiotemporal distribution of thunderstorm initiation in the US Great Plains from 2005 to 2007[J]. Int J Climatol, 2015, 35(13): 4 047-4 056. DOI:10.1002/joc.4261 |
| [21] |
LIU W B, LI X G. Life cycle characteristics of warm-season severe thunderstorms in central United States from 2010 to 2014[J]. J Climate, 2016, 4(3): 1-18. |
| [22] |
我国中东部3—9月云地闪电密度和强度分布特征[J]. 热带气象学报, 2016, 32(3): 322-333. |
| [23] |
ZHENG L L, SUN J H, WEI J. Thunder events in China: 1980-2008[J]. Atmos Oceanic Sci Lett, 2010, 3(4): 181-188. DOI:10.1080/16742834.2010.11446866 |
| [24] |
我国中东部雷暴活动特征分析[J]. 气象, 2020, 46(2): 189-199. |
| [25] |
基于ADTD系统的闪电频次分布特征分析[J]. 热带气象学报, 2011, 27(5): 710-716. |
| [26] |
我国华南江南春季雷暴气候特征分析[J]. 热带气象学报, 2019, 35(4): 470-479. |
| [27] |
北京地区的闪电时空分布特征及不同强度雷暴的贡献[J]. 大气科学, 2020, 44(2): 225-238. |
| [28] |
湖北地区云地闪电时空分布特征分析[J]. 气象, 2010, 36(10): 91-96. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2010.10.015 |
| [29] |
闪电定位仪观测结果的修订分析[J]. 华东电力, 2008, 38(6): 655-660. |
| [30] |
LIU D, QIE X, XIONG Y, et al. Evolution of the total lightning activity in a leading-line and trailing stratiform mesoscale convective system over Beijing[J]. Adv Atmos Sci, 2011, 28(4): 866-878. DOI:10.1007/s00376-010-0001-8 |
| [31] |
NOVÁK P, KYZNAROVÁH. Climatology of lightning in the Czech Republic[J]. Atmos Res, 2011, 100(8): 318-333. |
| [32] |
WU X K, QIE X S, YUAN T. Regional distribution and diurnal variation of deep convective systems over the Asian monsoon region[J]. Science in China Series D-Earth Sciences, 2013, 56(5): 843-854. DOI:10.1007/s11430-012-4551-8 |
| [33] |
近10 a湖北省强降水时空分布特征与主要天气概念模型[J]. 暴雨灾害, 2013, 32(2): 113-119. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2013.02.003 |
| [34] |
特殊地形对鄂东北一次局地强降水过程的作用机制分析[J]. 气象, 2018, 44(9): 1 117-1 135. |
| [35] |
"2011.6. 18"湖北大暴雨成因分析[J]. 高原气象, 2013, 32(4): 1 106-1 114. |
| [36] |
一次梅雨锋上中尺度气旋波引发的特大暴雨过程分析[J]. 气象学报, 2013, 71(2): 228-238. |
| [37] |
CHRISTIAN H J, BLAKESLEE R J, BOCCIPPIO D J, et al. Global frequency and distribution of lightning as observed from space by the Optical Transient Detector[J]. J Geophys Res Atmos, 2003, 108(D1): ACL 4-1-ACL 4-15. |
| [38] |
YANG J, ZHAO K, CHEN X C, et al. Subseasonal and diurnal variability in lightning and storm activity over the Yangtze River Delta, China, during Mei-yu Season[J]. J Climate, 2020, 33(12): 5 013-5 033. DOI:10.1175/JCLI-D-19-0453.1 |
| [39] |
FUCHS B R, COAUTHOR S. Environmental controls on storm intensity and charge structure in multiple regions of the continental United States[J]. J Geophys Res Atmos, 2015, 120(13): 6 575-6 596. DOI:10.1002/2015JD023271 |
| [40] |
WILLIAMS E, MUSHTAK V, ROSENFELD D, et al. Thermodynamic conditions favorable to superlative thunderstorm updraft, mixed phase microphysics and lightning flash rate[J]. Atmos Res, 2005, 76(11): 288-306. |
| [41] |
大气环境层结对闪电活动影响的模拟研究[J]. 气象学报, 2007, 65(4): 622-632. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2007.04.014 |
| [42] |
地形的热力作用对湖北省暴雨的影响[J]. 南京气象学院学报, 1989, 12(3): 270-276. |
| [43] |
线状中尺度对流系统内多个强降水单体的结构演变及闪电活动特征[J]. 气象学报, 2013, 71(6): 1 035-1 046. |
| [44] |
基于地形差异的闪电频数与雷达回波关系分析[J]. 高原气象, 2019, 38(6): 1 320-1 331. |
| [45] |
中国内陆高原不同海拔地区雷暴电学特征成因的初步分析[J]. 高原气象, 2009, 28(5): 1 006-1 017. |