基于閃電聚類方法的西北太平洋區(qū)域雷暴活動特征

周鑫，張文娟，張義軍，孫秀斌，鄭棟，姚雯

(1.中國氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100081；2.成都信息工程大學(xué)電子工程學(xué)院，四川成都610225；3.復(fù)旦大學(xué)大氣與海洋科學(xué)系/大氣科學(xué)研究院，上海200438；4.復(fù)旦大學(xué)海洋氣象災(zāi)害聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室，上海200438)

1 引言

雷暴是伴隨著閃電發(fā)生的一種常見的對流活動，而地理位置、氣候和天氣條件的不同可能會導(dǎo)致雷暴產(chǎn)生不同的災(zāi)害天氣，例如大風(fēng)、暴雨、冰雹等[1]。研究發(fā)現(xiàn)，美國休斯頓地區(qū)的雷暴頻次與冰雹具有很強(qiáng)的相關(guān)性[2]，東非地區(qū)的雷暴活動促進(jìn)了大西洋颶風(fēng)的生成[3]，而我國高閃電頻次雷暴與春季極端降水相關(guān)性非常大[4]。因此，了解雷暴分布和變化特征有利于增強(qiáng)人們對雷暴活動的認(rèn)識，從而有效地防御其所帶來的危害。區(qū)域性雷暴分布及其氣候特征的研究對于強(qiáng)對流天氣預(yù)報和全球雷暴氣候特征的揭示也具有重要意義。

對于全球和區(qū)域性雷暴氣候特征，前人已開展一定研究。Price等[5]認(rèn)為全球雷暴大部分發(fā)生在南北緯30°，且主要集中在美洲、非洲和東南亞的熱帶大陸地區(qū)。Mezuman等[6]發(fā)現(xiàn)全球約50%的雷暴發(fā)生在海洋，而海洋雷暴主要發(fā)生在凌晨和上午。Changnon等[7]利用雷暴日資料分析了1896—1995年美國雷暴時空分布特征，發(fā)現(xiàn)美國西部大部分地區(qū)雷暴數(shù)量呈上升趨勢，東部大部分地區(qū)則呈下降趨勢。Pinto等[8]利用1951—2011年巴西東南部三個城市的雷暴日資料分析發(fā)現(xiàn)，圣保羅和坎皮納斯雷暴活動顯著增加，而里約熱內(nèi)盧雷暴活動無明顯變化趨勢。Manohar等[9]發(fā)現(xiàn)印度季風(fēng)期開始和結(jié)束時（6月和9月）的雷暴活動比季風(fēng)中期（7月和8月）更強(qiáng)。在我國雷暴氣候研究方面，張敏鋒等[10]利用30年雷暴日資料發(fā)現(xiàn)我國東南和華南為雷暴高值區(qū)，西北地區(qū)為雷暴低值區(qū)。楊波等[11]進(jìn)一步發(fā)現(xiàn)我國華南、江南地區(qū)春季雷暴活動高發(fā)區(qū)主要在廣西東部至廣東西部?？卒h等[12]利用1961—2016年雷暴日資料，研究了我國七大地理區(qū)域（東北、北方、西北東部、西北西部、西藏、西南和東南）雷暴日數(shù)的時空分布特征，發(fā)現(xiàn)我國雷暴日數(shù)整體呈減少趨勢。Xu等[13]發(fā)現(xiàn)南海雷暴的閃電頻次明顯高于太平洋深海區(qū)域。王婷波等[14]利用國家閃電監(jiān)測網(wǎng)數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)我國中東部地區(qū)雷暴具有局地性強(qiáng)和快速生消的特點(diǎn)。鄭永光等[15]發(fā)現(xiàn)夏季川西高原及云南北部、云南和貴州交界處和廣西北部、浙江、福建和江西是我國的雷暴活躍區(qū)，且6—7月較8月雷暴活動更為活躍。

近年來，隨著閃電定位網(wǎng)的建立和完善，全球（陸地和海洋）閃電監(jiān)測成為可能。盡管如此，由于不同雷暴過程產(chǎn)生閃電數(shù)量的差異[16]，閃電時空分布特征并不能反映雷暴活動特征的全貌。國內(nèi)外學(xué)者嘗試建立了基于閃電觀測數(shù)據(jù)識別雷暴的方法。Tuomi等[17]開發(fā)了利用時空閾值區(qū)分閃電簇進(jìn)而識別并追蹤雷暴的算法，分析了芬蘭雷暴活動的特點(diǎn)。Betz等[18]基于LINET（lightning detection network）閃電定位網(wǎng)的探測數(shù)據(jù)，利用閃電密度判別雷暴的跟蹤算法，對地中海雷暴進(jìn)行識別、追蹤和預(yù)測。Mezuman等[6]基于全球閃電定位網(wǎng)（WWLLN）的觀測數(shù)據(jù)，利用時間和空間密度矩陣設(shè)置閾值區(qū)來聚類雷暴簇。Wang等[19]利用地閃資料，基于空間聚合算法將閃電聚類為雷暴。周康輝等[20]利用密度極大值快速搜索聚類算法將地閃數(shù)據(jù)聚類為雷暴。姜蘇等[21]將TITAN（Thunderstorm Identification,Tracking,Analysis,and Nowcasting）算法應(yīng)用到地閃定位資料中進(jìn)行雷暴識別。閆文輝等[22]利用地基多普勒天氣雷達(dá)反射率因子數(shù)據(jù)和改進(jìn)的DBSCAN聚類算法識別雷暴單體的三維結(jié)構(gòu)。以上研究及其算法的建立說明利用閃電定位數(shù)據(jù)識別雷暴具有可能性。盡管如此，目前國內(nèi)外大部分研究是針對閃電或者雷暴日的分析，而分析雷暴活動氣候特征及其雷暴屬性變化的研究較少。特別是，目前的閃電定位資料多來自于陸地站網(wǎng)的組網(wǎng)觀測，對海上的閃電和雷暴觀測有很大的局限性。

本研究利用2010—2018年WWLLN全球閃電定位數(shù)據(jù)，采用了基于閃電聚類雷暴空間聚類算法（DBSCAN），建立了西北太平洋地區(qū)雷暴數(shù)據(jù)集，研究了該區(qū)域雷暴活動的空間分布、季節(jié)分布和日變化等氣候特征，同時選取四個關(guān)注區(qū)域（西太平洋、印度洋、南海和我國內(nèi)陸南方區(qū)域）進(jìn)行了雷暴特征和海陸差異的對比分析。本文基于閃電資料的雷暴研究能夠給出雷暴數(shù)量、雷暴閃電聚集區(qū)面積、雷暴延展尺度等多種信息，并根據(jù)雷暴中包含的閃電數(shù)反映雷暴活動的強(qiáng)弱，豐富了對該區(qū)域雷暴活動的氣候特征和規(guī)律性的認(rèn)識。

2 研究數(shù)據(jù)

2.1 研究區(qū)域

本文研究區(qū)域范圍為70°E～180°，15°S～60°N，包含亞洲東部、西北太平洋和印度洋北部（圖1）。為了分析不同海域以及海、陸的雷暴氣候特征差異，選取了四個重點(diǎn)關(guān)注區(qū)域（圖1中方框區(qū)域），分別命名為：西太平洋（PO，130～150°E，0°～20°N）、南海（SCS，110～117°E，7～18°N）、印度洋（IO，82～95°E，0°～10°N）和我國內(nèi)陸南方區(qū)域（INL，110～116°E，23～30°N）。

圖1 研究范圍及四個重點(diǎn)關(guān)注區(qū)域（西太平洋PO，南海SCS，印度洋IO和我國內(nèi)陸南方區(qū)域INL）

2.2 閃電數(shù)據(jù)

本研究使用的閃電數(shù)據(jù)來源于全球閃電定位網(wǎng)（WWLLN）。WWLLN通過探測8～18 kHz甚低頻（VLF）閃電電磁輻射信號來組網(wǎng)定位閃電發(fā)生的時間和位置[23]。研究表明，WWLLN閃電定位精度平均為10 km，探測效率約為11%[24-26]。通過與洛斯阿拉莫斯陣列（LASA）比較，發(fā)現(xiàn)WWLLN定位的閃電均位于雷暴活躍區(qū)內(nèi)[27]。目前WWLLN全球站點(diǎn)數(shù)目已達(dá)到80多個[28]。隨著觀測站點(diǎn)數(shù)的逐年增加，站網(wǎng)探測效率也不斷增加。Zhang等[29]和Wang等[30]利用TRMM LIS/OTD高分辨率氣候數(shù)據(jù)計算了西北太平洋區(qū)域WWLLN的相對探測效率，結(jié)果顯示2005—2016年相對探測效率從4.3%上升到19.1%。盡管站網(wǎng)探測效率在這十幾年中變化較大，但對于整個研究區(qū)域，WWLLN在2010年后的探測效率較為穩(wěn)定，年變化差異較小[29-30]，因此本文選用2010—2018年WWLLN數(shù)據(jù)。利用上述閃電數(shù)據(jù)，基于DBSCAN算法將閃電聚類為雷暴。聚類后雷暴數(shù)量年變化比閃電數(shù)量年變化的穩(wěn)定性提高，一定程度上降低了WWLLN探測效率年變化帶來的影響。

2.3 雷達(dá)數(shù)據(jù)

本研究使用的雷達(dá)數(shù)據(jù)來自江蘇南通S波段新一代多普勒天氣雷達(dá)（CINRAD）。利用2012年7月3—4日一次雷暴天氣過程的組合反射率數(shù)據(jù)，來檢驗(yàn)DBSCAN對閃電的聚類效果。

3 基于DBSCAN的閃電聚類

3.1 DBSCAN閃電聚類算法

DBSCAN是基于密度的空間聚類算法，根據(jù)點(diǎn)與點(diǎn)之間的距離和形成集群所需的最小點(diǎn)數(shù)（minPts），對滿足距離閾值（ε）的所有點(diǎn)進(jìn)行聚類[31]。集群中的點(diǎn)分為核心點(diǎn)和非核心點(diǎn)。若在某一點(diǎn)的距離閾值ε內(nèi)至少存在minPts-1個點(diǎn)，則該點(diǎn)為集群的核心點(diǎn)。一個集群中核心點(diǎn)距離閾值ε范圍內(nèi)的所有點(diǎn)都屬于這個集群。

DBSCAN算法應(yīng)用于WWLLN閃電聚類雷暴，是一種符合物理實(shí)際的閃電數(shù)據(jù)聚類算法。聚類后的集群核心點(diǎn)位置能夠表示雷暴的強(qiáng)閃電活動區(qū)中心，而非核心點(diǎn)則位于雷暴的邊緣。閃電數(shù)據(jù)除具有經(jīng)度和緯度的空間位置信息外，還具有時間信息。因此基于WWLLN的DBSACN閃電聚類在考慮距離閾值（ε）和最小點(diǎn)數(shù)（minPts）的基礎(chǔ)上，還需要第三個參量——時間間隔（εtime）。Hutchins等[32]已經(jīng)成功運(yùn)用DBSCAN算法對全球范圍內(nèi)的WWLLN閃電進(jìn)行聚類，并通過設(shè)置不同閾值，分析聚類雷暴數(shù)量和雷暴面積的變化，發(fā)現(xiàn)相對其它參數(shù)閾值的設(shè)置，ε=12 km和minPts=2這種閾值組合下的聚類效果最好。本文基于此方法開展工作，因此基于WWLLN閃電的DBSCAN聚類雷暴公式為，

式中D為任意兩個閃電之間的距離（km），T為任意兩個閃電之間的時間差（h），P為構(gòu)成雷暴的閃電數(shù)，ε為距離閾值，εtime為時間閾值，minPts為聚類的閃電個數(shù)閾值。F代表是否能夠聚類成功，當(dāng)F＜1時表示閃電能夠聚類為一個雷暴。本研究中，三個參量的閾值選取分別為ε=12 km、εtime=1 h和minPts=2。本研究的閾值選取與Hutchins等[32]相一致，聚類的雷暴與雷達(dá)高反射率區(qū)重疊率最高。

此外在聚類過程中，當(dāng)閃電活動較為密集且閃電數(shù)目較少時，會聚類出一些面積極小的雷暴。根據(jù)聚類后的統(tǒng)計結(jié)果，由3個閃電聚類形成的雷暴平均面積為13 km2。因此選取該值為面積閾值，對面積＜13 km2的雷暴進(jìn)行剔除?；谝陨系膮?shù)閾值選取和數(shù)據(jù)質(zhì)量控制，對2010—2018年研究區(qū)域的WWLLN閃電數(shù)據(jù)進(jìn)行雷暴聚類，聚類后的雷暴特征參量見表1。

表1 雷暴特征參量

3.2 算法檢驗(yàn)

為檢驗(yàn)DBSCAN算法的聚類效果，對聚類后雷暴日的數(shù)量級和空間分布進(jìn)行分析。整個西北太平洋高雷暴日數(shù)區(qū)域主要分布在熱帶島嶼、中南半島和南海南部，這些區(qū)域?qū)儆谌蛉箝W電煙囪區(qū)之一[33-34]。我國南、北雷暴日分布有明顯差異，南方地區(qū)年平均雷暴日超過40 d/y，北方地區(qū)雷暴日數(shù)則低于20 d/y，聚類結(jié)果給出的我國年平均雷暴日的空間分布和數(shù)量級，均與前人研究結(jié)果一致[35-36]。在此基礎(chǔ)上以一次雷暴過程為例，將聚類后的雷暴與天氣雷達(dá)觀測進(jìn)行對比，以進(jìn)一步檢驗(yàn)聚類方法的可信度。2012年7月3—4日江蘇南通發(fā)生一次由西向東移動的多單體風(fēng)暴過程，產(chǎn)生了強(qiáng)烈閃電活動。圖2（見下頁）給出了基于WWLLN閃電的DBSCAN聚類雷暴（黑色多邊形）與雷達(dá)回波的疊加。在7月3日15:02（當(dāng)?shù)貢r間，下同）（圖2a），聚類的雷暴活動中心位于121°E，32.6°N，與雷達(dá)觀測的強(qiáng)風(fēng)暴中心一致。雷暴主體的西側(cè)還有多個高反射率回波區(qū)，表示多個雷暴單體正處于發(fā)展階段，聚類結(jié)果也進(jìn)行了較好的顯示。在19:02風(fēng)暴活動加強(qiáng)，有多個強(qiáng)風(fēng)暴單體生成且較為分散，聚類結(jié)果與雷達(dá)回波反映的強(qiáng)風(fēng)暴單體空間分布基本一致（圖2b）。在23:02（圖2c），雷達(dá)觀測到單體已經(jīng)合并形成一個較大的強(qiáng)回波區(qū)，聚類的雷暴中心位置與雷達(dá)強(qiáng)回波區(qū)的中心位置一致。在次日05:02雷達(dá)回波顯示風(fēng)暴過程開始消散，但還有兩個較強(qiáng)的單體存在，聚類的兩個雷暴與雷達(dá)回波反映的兩個單體一一對應(yīng)（圖2d）。

圖2 2012年7月3日江蘇南通一次雷暴過程基于WWLLN閃電的DBSCAN雷暴聚類結(jié)果（黑色多邊形）與雷達(dá)回波的疊加

4 結(jié)果分析

4.1 雷暴整體統(tǒng)計特征

在2010—2018年間，利用WWLLN閃電數(shù)據(jù)基于DBSCAN總共聚類了12717566次雷暴，海洋雷暴占62%，陸地雷暴占38%。整個研究區(qū)域內(nèi)，平均每天WWLLN觀測到3869次雷暴發(fā)生，Hutchins等[32]統(tǒng)計平均每天亞洲閃電煙囪區(qū)域的雷暴數(shù)量約有5000左右，二者數(shù)量級相當(dāng)。雷暴的平均面積（即雷暴閃電聚集區(qū)面積）為557.91 km2，雷暴平均延展尺度為31.99 km，雷暴平均WWLLN閃電頻次為33 str/（h·thu）。

圖3給出了不同區(qū)域雷暴特征參量的概率統(tǒng)計分布圖，雷暴特征參量均符合對數(shù)正態(tài)分布的特點(diǎn)，即大部分樣本分布在數(shù)值較小的區(qū)域，而小概率覆蓋在較寬的雷暴參量大值區(qū)，與Miller等[37]得出的結(jié)果一致。雷暴面積的峰值區(qū)間位于＜100 km2，位于該區(qū)間的雷暴約占總雷暴數(shù)量一半（圖3a）。雷暴延展尺度的峰值區(qū)間位于8～24 km（圖3b），單個雷暴的閃電頻次峰值位于3～8 str/h（圖3c）。對于四個關(guān)注區(qū)域，西太平洋（PO）相對其它區(qū)域，其面積和延展尺度較小的雷暴所占比例較高，其它區(qū)域雷暴空間尺度分布沒有較大的差異（圖3a和圖3b）。PO區(qū)域的低閃電頻次（3～16 str/h）雷暴數(shù)量比例最大，其次是IO和INL，SCS最?。▓D3c）。當(dāng)雷暴產(chǎn)生的閃電頻次較大（為16～80 str/h）時，四個區(qū)域的閃電頻次分布比例無明顯差異。

圖3 雷暴特征參量概率分布

4.2 雷暴空間分布特征

圖4a給出了雷暴密度的空間分布，研究區(qū)域中雷暴密度最高值大于20 thu/(100 km2·y)，最低值小于0.1 thu/(100 km2·y)。從整體看，雷暴數(shù)密度隨著緯度的分布逐漸減小。雷暴活動密集區(qū)（＞10 thu/(100 km2·y)）主要分布在10°S～10°N的低緯度熱帶島嶼（即海洋性大陸），其次是10～25°N的中南半島和中國南部沿海區(qū)域，南海西南部也有部分區(qū)域雷暴密度較高（5～10 thu/(100 km2·y)）。特別注意到，喜馬拉雅山南麓的東端（90°E,25°N）存在一個明顯的雷暴高值中心，這是由于印度洋暖濕氣流與地形的相互作用，使得該地區(qū)雷暴增強(qiáng)?；陂W電聚類識別出的雷暴高值區(qū)與吳學(xué)珂等[38]和陽向榮等[39]給出的中尺度對流系統(tǒng)在此區(qū)域的強(qiáng)密集中心相吻合。雷暴密度低值區(qū)（＜1 thu/(100 km2·y)）主要分布在深海海域、高緯度地區(qū)和中國西北部。我國雷暴高發(fā)區(qū)主要分布在廣東省和海南省，由于地形作用而產(chǎn)生的雷暴增強(qiáng)，導(dǎo)致該地區(qū)也是我國極端降水的主要落區(qū)[4]。我國雷暴低值區(qū)主要分布在新疆南部、青海和甘肅北部。

雷暴平均面積的空間分布如圖4b所示。面積較大（＞900 km2/thu）的雷暴主要分布在澳大利亞北部、我國東部和南部近海區(qū)域以及日本東側(cè)海域，表明這些區(qū)域雷暴過程易產(chǎn)生活躍的閃電活動。而赤道附近（10°S～10°N）的深海海域、我國西部和高緯度大陸地區(qū)，其雷暴平均面積較小（＜400 km2/thu）。海洋雷暴中，距離海岸線越近的海域雷暴其平均面積越高。沿臺灣島到日本島區(qū)域也有較大面積的雷暴發(fā)生，這與黑潮暖流有關(guān)[40]。

圖4 雷暴特征參量的空間分布

4.3 雷暴季節(jié)分布特征

圖5給出了研究區(qū)域雷暴數(shù)空間分布的季節(jié)變化，這里采用北半球季節(jié)劃分，將全年分為冬季（12—2月）、春季（3—5月）、夏季（6—8月）和秋季（9—11月）。冬季（圖5a）整個亞洲大陸雷暴活動為一年中最弱，僅喜馬拉雅山南麓的西側(cè)有少量雷暴活動發(fā)生，雷暴活動主要集中在低緯度熱帶島嶼。但值得一提的是，日本東部近海海域的雷暴活動在冬季達(dá)到最強(qiáng)，這可能與黑潮有關(guān)，冬季冷空氣與黑潮暖流接觸促進(jìn)閃電發(fā)生[41]。春季（圖5b）對應(yīng)著亞洲季風(fēng)區(qū)的季風(fēng)前期，熱帶島嶼地區(qū)的雷暴活動為全年最活躍。雷暴活動中心在春季開始向北發(fā)展，大陸20°N以南地區(qū)雷暴頻繁發(fā)生，特別是受南海影響的菲律賓和中南半島、受孟加拉灣影響的印度東部和喜馬拉雅山南麓東側(cè)。李進(jìn)梁等[40]也指出，亞洲季風(fēng)區(qū)的低緯度地區(qū)強(qiáng)雷暴更容易發(fā)生在春季，強(qiáng)中心位于喜馬拉雅山南麓東端和中南半島，本文與其結(jié)論一致。夏季（圖5c）雷暴活動繼續(xù)北移，20～30°N中低緯度大陸地區(qū)雷暴活動大大加強(qiáng)，我國東南沿海區(qū)域雷暴數(shù)明顯增多。這是由于夏季為季風(fēng)期，在西南季風(fēng)的作用下來自西太平洋的暖濕季風(fēng)氣流與冷空氣或地形相作用，在該地區(qū)出現(xiàn)較強(qiáng)的雷暴活動[41]。南海和菲律賓東側(cè)海域的雷暴數(shù)量達(dá)到全年最多。印度北部和孟加拉灣的雷暴也達(dá)到全年最多，這是由于印度洋暖濕季風(fēng)氣流在高原迎風(fēng)面受迫抬升，進(jìn)而出現(xiàn)較強(qiáng)雷暴活動[42]。相反地，由于西南季風(fēng)將印度洋的暖濕空氣向北往東亞輸送[40]，低緯度熱帶島嶼（印度尼西亞、馬來西亞）的夏季雷暴活動則相對春季明顯減弱。此外注意到在夏季，從臺灣島到日本島的洋面沿東北方向出現(xiàn)一個帶狀雷暴活躍區(qū)域，該區(qū)域雷暴數(shù)從春季開始增多，夏季達(dá)到最強(qiáng)，明顯高于鄰近海域。馬明等[43]指出是由于黑潮的影響，黑潮暖流高溫高鹽的特征能夠促進(jìn)流經(jīng)海域的雷暴發(fā)展。秋季（圖5d）雷暴活動開始南移，大陸20°N以北的地區(qū)雷暴活躍程度急劇下降，而赤道附近低緯度熱帶島嶼的雷暴活動又開始增強(qiáng)，這主要是太陽直射點(diǎn)由北回歸線向南回歸線移動，導(dǎo)致低緯度地區(qū)地表溫度升高引起大氣層結(jié)不穩(wěn)定[40]。

圖5 年平均雷暴數(shù)（thu/(100 km2·y)）的季節(jié)變化

圖6給出了西太平洋（PO）、南海（SCS）、印度洋（IO）和我國內(nèi)陸南方區(qū)域（INL）四個區(qū)域，雷暴數(shù)、雷暴平均面積、雷暴平均WWLLN閃電頻次的月分布?？梢园l(fā)現(xiàn)，四個區(qū)域的雷暴參量月分布具有明顯的差異。除西太平洋外，其它三個區(qū)域的雷暴數(shù)月變化波動較大（圖6a）。南海雷暴從5月開始迅速增多，6月達(dá)到峰值，7—9月仍持續(xù)較高雷暴數(shù)，10月雷暴開始減弱。我國內(nèi)陸南方區(qū)域（INL）的雷暴活動月變化與南海相似，隨著地表溫度的升高和大氣不穩(wěn)定性的增加，雷暴4月開始增多，5—8月雷暴發(fā)生頻繁，8月達(dá)到峰值，10月后迅速減弱，10月—次年2月雷暴數(shù)量達(dá)到谷值。印度洋北部區(qū)域的雷暴活動則呈現(xiàn)不同的月變化特點(diǎn)，2—5月為雷暴活躍期，雷暴數(shù)量占比達(dá)到全年最大，6—9月雷暴活動最弱。

從雷暴平均面積（圖6b）來看，西太平洋和印度洋的全年雷暴面積月變化小于南海和陸地區(qū)域。南海的雷暴平均面積在12月達(dá)到最大值（765 km2），并且夏季（6—8月）雷暴維持在較大面積（＞610 km2）。陸地雷暴平均面積受季節(jié)影響變化較大，3月達(dá)到峰值（880 km2），隨后逐漸下降，12月達(dá)到最小值。在雷暴平均閃電頻次（圖6c）方面，陸地區(qū)域具有與其他三個區(qū)域不同的特點(diǎn)。西太平洋、印度洋和南海區(qū)域的雷暴平均閃電頻次月變化與該地區(qū)的雷暴平均面積月變化趨勢一致，而陸地區(qū)域不同。INL雷暴數(shù)3月開始顯著增多，雷暴平均面積3月達(dá)到最大值，但雷暴平均閃電頻次5月才達(dá)到峰值。夏季（6—8月）我國內(nèi)陸南方區(qū)域雷暴數(shù)達(dá)到峰值，但雷暴面積和平均雷暴閃電頻次均有所減小。說明在我國內(nèi)陸南方區(qū)域初春雷暴較多，但閃電活動并不活躍；而高閃電頻次的雷暴在春末夏初開始迅速增多。Xu等[4]利用LIS資料研究同樣發(fā)現(xiàn)我國內(nèi)陸南方區(qū)域，雷暴數(shù)峰值出現(xiàn)在6—8月，而高閃電頻次的雷暴數(shù)則在4—5月達(dá)到峰值。研究指出，從春季（3—5月）到夏季（6—8月），雖然我國內(nèi)陸南方區(qū)域的對流不穩(wěn)定有效位能（CAPE）增加，但由于夏季盛行的中高層西風(fēng)帶的減弱，使得雷暴垂直風(fēng)切變減弱以及暖云厚度增加。較弱的風(fēng)切變導(dǎo)致了風(fēng)暴尺度的減小，而暖云厚度的增加促進(jìn)了暖雨過程、抑制了冰相過程和冰粒子體積的減少，因此造成了夏季雷暴平均閃電頻次的降低。

圖6 四個區(qū)域雷暴特征參量的月變化

4.4 雷暴日變化特征

圖7給出了四個研究區(qū)域雷暴數(shù)的逐時日變化。陸地雷暴（INL）活動呈現(xiàn)典型的單峰型日變化特征，09—10時雷暴數(shù)量開始迅速上升，14—15時達(dá)到峰值（71 thu/（107km2））且雷暴大部分發(fā)生在午后及傍晚，夜間和清晨（22—08時）陸地雷暴最不活躍，并于07—09時出現(xiàn)一個較小的谷值。與陸地雷暴強(qiáng)烈的日變化不同，海洋雷暴（PO和IO）的日變化較為平緩，這與海洋閃電頻次的日變化特征相一致[41]。盡管日變化幅度小，但可以看出海洋雷暴在凌晨00—03時有個較弱的峰值，在傍晚18—20時出現(xiàn)弱的谷值。海洋與陸地雷暴峰值時刻出現(xiàn)顯著的差異，主要是因?yàn)殛懙乩妆?shù)日變化的最大值出現(xiàn)在下午與白天地面升溫有關(guān)，而海洋雷暴數(shù)日變化的最大值與夜間增強(qiáng)的中尺度對流系統(tǒng)有關(guān)[44]。南海（SCS）雷暴活動與西太平洋和印度洋不同，具有其獨(dú)特的日變化特征：具有一個較為明顯的日峰值，峰值時刻出現(xiàn)在上午10—12時；而谷值出現(xiàn)時刻與PO和IO一致，均在20時左右。SCS與PO雷暴日變化差異大，是因?yàn)镾CS四周環(huán)顧島嶼，海岸線效應(yīng)對SCS的雷暴日變化有一定的影響[45]。

圖7 四個關(guān)注區(qū)域雷暴數(shù)（thu/(107km2))的逐時日變化

圖8給出了研究區(qū)域雷暴日變化峰值和谷值出現(xiàn)時間的空間分布。從整體看，大部分陸地區(qū)域的雷暴峰值出現(xiàn)在下午（12—18時）。盡管如此也注意到，高原南麓、天山南麓、四川東部地區(qū)的雷暴峰值發(fā)生在凌晨（圖8a）。這些地區(qū)主要是山谷或盆地，白天受到多云天氣的影響，地面升溫較慢，大氣層穩(wěn)定，不利于對流形成；而夜間云頂輻射冷卻快，而地面降溫慢，因此易形成夜間和凌晨的雷暴[40]。20°N以南深海區(qū)域的雷暴峰值主要發(fā)生在00—06時，中緯度海洋區(qū)域的雷暴峰值時段既有凌晨又有午后和傍晚，而南海區(qū)域由于受到陸地的作用，其雷暴峰值發(fā)生在中午和午后（10—14時）。對于雷暴的不活躍時間，海洋雷暴谷值主要發(fā)生在夜間（18—24時），而陸地雷暴谷值則出現(xiàn)在00—12時（圖8b）。

利用日變化中雷暴數(shù)的最大值除以最小值，得到雷暴數(shù)的峰谷值比例，它能夠表明該地區(qū)雷暴數(shù)的日變化劇烈程度(圖8c)。海洋雷暴的峰谷值比率較低（＜8），表明海洋上的雷暴活動在一天中沒有強(qiáng)烈的變化。陸地雷暴的峰谷值比率較高，高值區(qū)位于熱帶島嶼、印度半島、中南半島和我國青藏高原地區(qū)，峰谷比率超過50（圖8c），說明這些區(qū)域的雷暴活動日變化最為劇烈。受海陸風(fēng)的影響，熱帶島嶼、印度半島和中南半島地區(qū)的對流活動中午開始發(fā)展，下午達(dá)到最強(qiáng)，晚上慢慢減弱[46]；而青藏高原地區(qū)是由于對流云白天發(fā)展，而晚上減弱，導(dǎo)致雷暴活動日變化劇烈[47]。

圖8 a.雷暴峰值出現(xiàn)時間的空間分布（LT）；b.雷暴谷值出現(xiàn)時間的空間分布（LT）；c.雷暴數(shù)峰值與谷值比率的空間分布。

5 結(jié)論和討論

利用2010—2018年WWLLN全球閃電定位資料，采用DBSCAN閃電密度空間雷暴聚類方法，詳細(xì)研究了西北太平洋地區(qū)（70°E～180°，15°S～60°N）雷暴活動的統(tǒng)計特征、空間分布、季節(jié)變化和日變化等氣候特征，得出如下結(jié)論。

（1）整個研究區(qū)域內(nèi)，WWLLN平均每天觀測到3869次雷暴發(fā)生，雷暴平均面積為557.91 km2，平均延展尺度為31.99 km，平均閃電頻次為33 str/（h·thu），海洋雷暴占62%，陸地雷暴占38%。雷暴特征參量（雷暴面積、雷暴延展尺度、雷暴閃電頻次）均符合對數(shù)正態(tài)分布的特點(diǎn)?；赪WLLN聚類的雷暴面積的峰值區(qū)間位于0～100 km2，雷暴延展尺度的峰值區(qū)間位于8～24 km，單個雷暴的閃電頻次峰值位于3～8 str/（h·thu）。西太平洋相對于南海、我國內(nèi)陸南方區(qū)域和印度洋區(qū)域，其面積、延展尺度和閃電頻次較小的雷暴所占比例較高。

（2）雷暴活動隨著緯度的增高逐漸減弱。雷暴活躍區(qū)主要分布在低緯度熱帶島嶼，其次是中南半島、南海西南部和中國南部沿海區(qū)域。雷暴密度低值區(qū)主要分布在深海海域、高緯度地區(qū)和中國西北部。平均面積較大的雷暴區(qū)與高雷暴密度區(qū)的空間分布存在一定差異。海洋雷暴中，距離海岸線越近的海域雷暴其平均面積越高。沿臺灣島到日本島區(qū)域也存在與黑潮暖流有關(guān)的大面積雷暴。

（3）西北太平洋地區(qū)雷暴活動具有顯著的季節(jié)變化。在冬季，整個大陸和深海區(qū)域幾乎沒有雷暴產(chǎn)生，但日本東部近海海域的雷暴活動達(dá)到全年最強(qiáng)。雷暴活動在春季開始向北發(fā)展。在夏季，中低緯度大陸地區(qū)雷暴活動明顯加強(qiáng)，我國東南沿海區(qū)域雷暴數(shù)顯著增多，特別是由于黑潮的影響，從臺灣島到日本島的洋面沿東北方向出現(xiàn)一個帶狀雷暴活躍區(qū)域。相反地，低緯度熱帶島嶼的夏季雷暴活動則相對春季明顯減弱。秋季雷暴活動開始南縮，大陸20°N以北的地區(qū)雷暴活躍程度急劇下降。

（4）受季風(fēng)的影響，南海雷暴從5月開始迅速增多，6月達(dá)到峰值，10月開始減弱。西太平洋和印度洋雷暴特征參量的月變化小于南海。我國內(nèi)陸南方區(qū)域雷暴數(shù)3月開始顯著增多，雷暴平均面積3月達(dá)到最大值，但雷暴平均閃電頻次5月才達(dá)到峰值。夏季（6—8月）我國內(nèi)陸南方區(qū)域雷暴數(shù)達(dá)到峰值，但雷暴面積和平均雷暴閃電頻次均有所減小。垂直風(fēng)切變減弱以及暖云厚度增加，造成了我國內(nèi)陸南方區(qū)域夏季雷暴平均閃電頻次的降低。

（5）陸地雷暴活動呈現(xiàn)典型的單峰型日變化特征，雷暴大部分發(fā)生在午后及傍晚（14—15時達(dá)到峰值），但也發(fā)現(xiàn)高原南麓、天山南麓、四川東部地區(qū)的雷暴峰值發(fā)生在凌晨，可能與地形有關(guān)（山谷或盆地）。海洋雷暴日變化則較為平緩，深海區(qū)域的弱雷暴峰值發(fā)生在00—06時。南海雷暴活動與西太平洋和印度洋不同，具有其獨(dú)特的日變化特征：較為明顯的日峰值（10―12時）和谷值（20時左右）。熱帶島嶼、印度半島、中南半島和我國青藏高原地區(qū)的雷暴活動日變化最為劇烈，雷暴數(shù)日變化的峰谷比值最高。