厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)是全球尺度的重大气候事件，它能够引起全球许多地区暴雨洪涝或高温干旱等严重气象灾害。一些研究已经初步揭示：伴随着ENSO事件，全球闪电活动的区域分布发生了显著的异常变化，例如在1997年12月—1998年2月厄尔尼诺事件的成熟期，美国东南部和墨西哥湾的闪电活动比1998年12月—1999年2月拉尼娜期间高100%—200%，相应气旋数增加100%；在上述厄尔尼诺期间从中国东南部至中国东海的雷电活动也有显著增多(Goodman et al，2000; Hamid et al，2001; 马明等，2004a; Williams，2005; Morimoto et al，2006; Price et al，2006; Yoshida et al，2007; Chronis et al，2008; Rossel et al，2009)。关于ENSO事件对全球不同地区闪电活动变化的影响，仍然是一个需要深入研究的课题。

闪电密度高值区主要分布在海岸地区、山地、中尺度气旋多发地区，大陆、海岸、沿海地区所发生的闪电占全球的88%。赤道上的刚果盆地、南美洲大陆和东南亚及大洋洲(也称为海洋性大陆)是全球闪电活动最活跃的地区，被称为3个热带“烟囱”(Christian et al，2003)。按照雷电频数和降水量多少排序，其中，非洲刚果盆地是最显著的大陆性“烟囱”，雷电最多，降水最少；海洋性大陆是最显著的海洋性“烟囱”，降水最多，雷电最少；而南美洲大陆则介于两者之间。Hamid等(2001)对ENSO期间印度尼西亚闪电活动的研究结果表明，西太平洋以及印度尼西亚附近的陆地对流降水在1997—1998年的厄尔尼诺期间受到了抑制，但是，闪电活动却增加了57%，并由此推断出厄尔尼诺期间相对于正常年份来说雷暴数目减少，雷暴强度增大，单个雷暴的闪电增加。郄秀书等(2003)研究发现海洋上的闪电活动频数与陆地上的闪电活动频数可相差几十倍；不同地区闪电活动的多少不仅取决于该地雷暴数的多少，更重要的还取决于该地每次雷暴过程闪电频数的多少。闪电活动的变化可归因于单个雷暴中闪电数目的变化、雷暴单体数目的变化或者是两者的共同作用。那么，这两个因子所起的作用是同等重要吗？还是有一个为主导? Williams等(2000)利用星载闪电探测器的观测资料检验了雷暴单体数目和雷暴单体闪电率(即单位时间每个雷暴单体的平均闪电数目)对全球闪电变化在日或年的时间尺度上的响应，结果表明在日时间尺度上，雷暴单体闪电率随着云的浮力变化而变化，峰值出现在午后，而雷暴单体数目的贡献比雷暴单体闪电率大2—3倍；在年时间尺度上，几乎所有的闪电数目的变化都是由于雷暴单体数目的变化引起的，雷暴单体闪电率变化的贡献可以忽略。由此看到，Hamid等(2001)根据降水减少、对流强度更深厚和闪电增加推断出厄尔尼诺期间对流风暴减少，单个雷暴闪电数增大这个结论显得比较牵强；Williams等(2000)提出的雷暴单体闪电频数是一个衡量雷暴单体中闪电数目变化的很好指标，但目前关于雷暴单体数目和雷暴单体闪电率与闪电总数的关系的研究还不充分，因此，对闪电活动变化的主要影响因子做进一步的研究探讨是有必要的。

本文将分析1998年春季厄尔尼诺强盛期和1999年春季拉尼娜强盛期海洋性大陆典型地区(11.25°S—3.75°N，96.25°—128.75°E)闪电活动的时空分布，并讨论闪电总数的变化、雷暴单体数目的变化以及雷暴单体闪电率的变化情况，研究ENSO期间闪电活动增加或者减少的主要影响因子。此外，将通过对厄尔尼诺与拉尼娜期间的天气形势、相对湿度、不稳定能量、对流风暴高度等气象要素的对比分析，了解闪电活动变化的原因。

本研究使用的资料包括：(1)美国全球水文资源中心(GHRC)提供的2.5°×2.5°格点月平均闪电密度资料，由星载光学瞬变探测器(OTD)和闪电成像传感器(LIS)探测获取，资料时段为1995年6月至2006年4月共131个月。(2)美国全球水文资源中心提供的闪电成像传感器逐轨探测资料，资料时段为1998年1月到2010年2月共12年。闪电成像传感器的闪电轨道资料中包括闪电定位(经度和纬度)、辐射能量及轨道信息等，其中，闪电定位包含：事件，即成像器单个感应点探测到的瞬变光脉冲；组，即在相邻CCD像素点上，观测到的2 ms内闪电事件的集合，视为单个放电过程，近似对应于地闪的回击或云闪的反冲流光；闪电，即为观测到的时间不超过330 ms，空间不超过5.5 km的放电脉冲组的集合，一般视为一次物理意义上的闪电；区域，即为空间不超过16.5 km的闪电的集合，近似于雷暴单体的定义，有一个或多个闪电。(3)利用美国全球水文资源中心提供的闪电成像传感器逐轨道资料中的区域资料计算得到的2.5°×2.5°格点月平均雷暴单体密度资料。(4)美国气候研究中心提供的NCEP/NCAR再分析资料，空间分辨率为2.5°×2.5°。(5)美国国家航空航天局提供的热带测雨卫星(TRMM)星载雷达降雨量参数5°×5°和0.5°×0.5°格点月值数据集(3A25)，文中使用了0.5°×0.5°格点的风暴高度和冰相粒子层厚度。

本文季节的划分如下：春季为3—5月，夏季为6—8月，秋季为9—11月，冬季为12月—次年2月。

闪电成像传感器观测到的区域近似于雷暴单体的定义，并且，Williams等(2000)也提出有证据表明闪电成像传感器/光学瞬变探测器的数据产品“区域”是一种有意义的雷暴识别的标识，因此，本文使用区域数据作为雷暴资料。文中的雷暴单体数目即是区域的数目；而雷暴单体闪电率即是单位时间(min)每个雷暴单体包含的闪电数目，由区域资料中每个雷暴单体的探测时间及闪电数目计算得到。

由于闪电成像传感器的探测结果存在随纬度的非均一特点，不同纬度上的任一单位面积的探测时间是不同的。因此，有必要对闪电成像传感器的数据产品“区域”进行格点化处理，关于探测效率、探测时间的修正等问题，马明等(2004b)在闪电成像传感器资料处理方法中已经有详细的介绍。

雷暴单体密度的定义为A_R=S_R/(Vt·S(i，j))，为每平方千米每年发生雷暴单体的个数，式中S_R是经过探测效率修正后该网格一年内闪电成像传感器探测到的雷暴单体个数，V_t为该网格一年内闪电成像传感器的总探测时间，S(i，j)为该网格的面积。

通过以上的计算，可以得到2.5°×2.5°格点月平均雷暴单体密度资料，为了验证其算法的准确性，将闪电成像传感器的数据产品“闪电”经过同样的处理、计算，得到2.5°×2.5°格点月平均闪电密度资料，然后对比此方法计算得到的格点资料与官方发布的2.5°×2.5°格点月平均闪电密度资料，发现大部分格点的误差在±0.1%之内，最大的误差为±0.5%，因此，认为这种对区域数据的格点化处理方法是可信的。

厄尔尼诺(拉尼娜)事件定义的标准：通常以监测海区的海温指数表示的月海表温度距平(SSTA)来确定。当海表温度距平不小于0.5℃(不大于-0.4℃)，且时间长度至少达到两个季度以上(中间允许中断一个月)，便可以定义一次厄尔尼诺(拉尼娜)事件。

本文根据许武成等(2009)确定的1951—2007年ENSO事件的时间，研究1997年4月—1998年5月厄尔尼诺事件与1998年7月—2000年6月拉尼娜事件的闪电活动特征以及雷暴单体数目、雷暴单体闪电率的响应特征。从1995年6月—2006年4月海洋性大陆典型地区的月闪电距平变化及Nino3+4区的海表温度距平月变化曲线(图 1)可以看出，月闪电距平与海表温度距平对应得很好。在1997/1998、2002/2003、2004/2005年冬春季节，闪电距平为正，海表温度距平均大于0.5℃，即厄尔尼诺期间，闪电活动多；而在1998/1999、1999/2000年冬春季节，闪电距平为负，海表温度距平均小于-0.5℃，即拉尼娜期间，闪电活动少。由1995年6月—2006年4月海洋性大陆典型地区闪电月平均值及其方差百分比分布(图 2)可以看到，该地区闪电活动的季节变化不是特别明显，春季和秋季的闪电月平均值较大，并且，3—5月的方差百分比较大，春季的闪电活动平均值与方差百分比的值都比较大，说明不同年份春季闪电活动的变化比较大。由于2002/2003、2004/2005年发生的厄尔尼诺事件强度较弱，相对于1997/1998年的拉尼娜事件来说闪电活动的变化幅度较小，综合图 1和图 2的结果，最终选择1998年春季和1999年春季作为研究的时段。

图 1 海洋性大陆典型地区的月闪电距平变化及Nino3+4区海表温度距平的月变化 Fig. 1 Monthly changes in the lightning anomaly over the typical marine mainl and region and the SSTA in the area of Nino3+4

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图 2 海洋性大陆典型地区1995—2006年的闪电月平均值(直方图)及方差百分比(实线)分布 Fig. 2 Monthly variations of the 11 years’ lightning average(histogram) and variance percentage(point-bar line)over the typical marine mainl and region for 1995-2006

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从海洋性大陆典型地区1998年春季和1999年春季的闪电密度距平分布(图 3)可以看出，1998年春季整个区域的闪电距平基本为正，以加里曼丹岛西南部为中心，向苏门答腊岛、瓜哇岛及附近海域闪电活动均是增加的；而1999年春季整个区域闪电距平大部分为负，整个苏门答腊岛为负距平中心，并且，加里曼丹岛、瓜哇岛及附近海域的闪电活动均减少。从海洋性大陆典型区域1998年春季和1999年春季的雷暴单体密度距平分布(图 4)可以看到，雷暴单体密度的距平分布与闪电密度的距平分布基本一致，也就是说，雷暴单体数目增加时，闪电数目也相应增加。

图 3 海洋性大陆典型地区1998年春季(a)和1999年春季(b)的闪电密度距平(km-2·a-1)分布 Fig. 3 Lightning density anomaly(km-2·a-1)distribution of 1998 spring(a) and 1999 spring(b)over the typical marine mainl and region

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图 4 海洋性大陆典型地区1998年春季(a)和1999年春季(b)的雷暴单体密度距平(km-2·a-1)分布 Fig. 4 Thunderstorm cell density anomaly(km-2·a-1)distribution of 1998 spring(a) and 1999 spring(b)over the typical marine mainl and region

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为了进一步了解闪电活动空间分布的变化特征，给出海洋性大陆典型地区季闪电数目纬向平均及经向平均的年际变化(图 5)，可以看到，不同纬度的闪电活动存在着明显的季节变化(图 5a)，4°S—4°N一般在夏季闪电活动比较多，并且，极大值区域的范围存在明显的不同。此外，相同纬度的闪电活动1998年春季比1999年春季的多，并且，1998年春季的闪电活动有向南延伸的趋势，4°—12°S的闪电活动分布差别明显。从图 5b可以看出，不同经度的闪电活动存在着明显的年际变化，并且，闪电活动的年际变化主要体现在有着大块陆地的96°—116°E上，而海洋范围上基本看不到年际变化。此外，1998年春季的闪电活动明显向东延伸，在105°—116°E，有一个闪电活动极大值区，而在1999年春季却没有。综合季闪电数目的纬向平均和经向平均的年际变化，可以发现1998年春季的闪电活动相对1999年春季的要更多，并且有东伸南移的趋势。雷暴单体数目纬向平均和经向平均的年际变化分布(图略)也可以看到与闪电数目纬向平均、经向平均相似的年际变化，同样是1998年春季的雷暴活动相对1999年春季更多，并且也显示出了东伸南移的趋势。

图 5 海洋性大陆典型地区季闪电数目纬向平均(a)和经向平均(b)的年际变化 Fig. 5 Interannual variations of the zonal-(a) and meridional-averaged seasonal lightning’s numbers(b)over the typical marine mainl and region

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分析海洋性大陆典型地区1997年12月—1999年11月闪电数目的月变化分布及1998年1月—1999年11月雷暴单体数目的月变化分布(图 6)，可以看出，1997年12月—1998年5月的闪电数目明显比1998年12月—1999年5月的多，并且在厄尔尼诺期间的月闪电活动比10年的平均值多，而拉尼娜期间的月闪电活动比10年的平均值少(图 6a)；1998年1月—1998年4月的雷暴单体数目明显比1999年1月—1999年4月的多，并且在厄尔尼诺期间的月雷暴单体数目比10年的平均值多，拉尼娜期间的月雷暴单体数目比10年的平均值少(图 6b)。综合图 6可以发现，1998年3月—1998年4月的雷暴单体数目比1999年3月—1999年4月的多，同时闪电数目也是相同的变化特征，说明这两个月的闪电活动变化，雷暴单体数目的变化起到主要的作用；而1998年5月的闪电数目比1999年5月的多，但是，雷暴单体数目却相差不大，说明5月的闪电活动变化，雷暴单体闪电率起到了主要的作用。

图 6 海洋性大陆典型地区闪电数目(a)和雷暴单体数目(b)的月变化 Fig. 6 Monthly variations of the lightning’s number(a) and of the thunderstorm cell number(b)over the typical marine mainl and region

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为了深入了解雷暴单体数目、雷暴单体闪电率的变化特征，绘出海洋性大陆典型地区闪电数目(a)、雷暴单体数目(b)和雷暴单体闪电率(c)的日变化曲线(图 7)，可以看到，在相同的时刻，1998>年春季的闪电数目均比1999年春季的多，并且，闪电活动的日变化特征(图 7a)呈双峰一谷结构，即午夜至凌晨(00—04时，地方时，下同)有一个小的峰值区，峰谷比为8.44；此外，是午后至傍晚(12—18时)有一个大的峰值区，峰谷比为18.55。雷暴单体数目的日变化特征(图 7b)基本跟闪电活动的特征保持一致，依然是相同时刻，1998年春季的雷暴单体数目均比1999年春季的多；依然是双峰一谷结构，其中，小峰谷比为4.5，大峰谷比为6.9。雷暴单体闪电率的日变化特征(图 7c)相对来说较复杂，但是，在大部分时刻，不同年份的雷暴单体闪电率相差不大，对闪电数目的变化的影响也就相对较小。

图 7 海洋性大陆典型地区闪电数目(a)、雷暴单体数目(b)和雷暴单体闪电率(c)的日变化 Fig. 7 Diurnal variations of the lighting’s number(a)，thunderstorm cell number(b) and thunderstorm cell flash rate(c)over the typical marine mainl and region

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为了了解雷暴单体闪电率的分布特征，给出不同雷暴单体闪电率的雷暴单体数目及其所占百分比(图 8)，可以看到，在相同的雷暴单体闪电率上，1998年春季的雷暴单体数目均比1999年春季的多；此外，不同雷暴单体闪电率的雷暴单体数目所占百分比随雷暴单体闪电率呈指数化递减，并且，不同年份的雷暴单体数目百分比基本相同，即闪电活动的变化主要是由雷暴单体数目的变化所引起的，而非雷暴单体闪电率引起的。

图 8 不同雷暴单体闪电率的雷暴单体数目(直方图)以及雷暴单体数目所占百分比(曲线) Fig. 8 Number of the thunderstorm cells(histogram) and the percentage of the thunderstorm cells(line)vs. the thunderstorm cell flash rate for 1998 spring and 1999 spring

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为了进一步说明这个问题，表 1给出了闪电成像传感器探测到的海洋性大陆典型地区1998和1999年春季的闪电数目、雷暴单体数目和平均雷暴单体闪电率。从表 1可以看到，1998年春季的闪电数目是1999年春季的1.66倍；1998年春季的雷暴单体数目是1999年春季的1.5倍；而1998年春季的平均雷暴单体闪电率是1999年春季的1.1倍。也就是说，假设平均雷暴单体闪电率不变，而仅仅是雷暴单体数目发生变化，那么1998年春季的闪电活动将会是1999年的1.5倍，对实际闪电数目增加量的贡献率为75.8%；而假设雷暴单体数目不变，而仅仅是平均雷暴单体闪电率发生变化，那么1998年春季的闪电活动将会是1999年的1.1倍，对实际闪电数目增加量的贡献率为15.2%。

综合图 8和表 1，可以发现，在海洋性大陆典型地区1998和1999年春季闪电活动的变化中，雷暴单体数目的变化对闪电活动变化的影响是主要的，而雷暴单体闪电率的变化相对来说是次要原因。即本文得到的结论验证了Williams等(2000)所得到的结论。为了说明本文选择1998年春季和1999年春季作为研究阶段的合理性，表 1还给出了2000年春季(拉尼娜事件)和2003年春季(厄尔尼诺事件)的闪电数目、雷暴单体数目和平均雷暴单体闪电率，从中可以看到闪电增加的主要影响因子的性质是一致的，只不过由于2003年春季的厄尔尼诺事件强度较弱，闪电活动的变化幅度也较小，因此本文的研究重点在于1998年春季与1999年春季。

雷电是对流活动的产物，而强对流产生一般需要3个条件：(1)水汽，(2)不稳定层结，(3)对流抬升机制。下面将通过相对湿度、对流有效位能和副热带高压(副高)位置这3个因素的变化来讨论厄尔尼诺与拉尼娜期间雷电活动变化的原因。

产生闪电活动的不稳定对流有两个发展过程：云底以下的干增长和云底以上的湿增长过程。云底以下干增长时期的干浮力主要受干球位温的控制，地面湿度对其有直接影响。理论上假定地面上湿度很小，太阳辐射全部变成感热而没有蒸发，则可造成最大的上升速度。可见地面过大的相对湿度并不利于对流的发展；但对流的发生、发展又需要一定的湿度条件，较小的湿度难以形成产生闪电活动所需的一定强度的云。因此，地面相对湿度过小或者过大都不利于不稳定对流的发展，从而可能不利于闪电活动的发生(熊亚军等，2006)。

从1998和1999年春季1000和500 hPa的相对湿度分布(图 9)可以看出，在1000 hPa的近地面层上，海洋性大陆典型地区1998和1999年春季的相对湿度分布基本一致，均在80%—90%；500 hPa高度上，两者差异较大，1998春季的相对湿度仅为40%—50%，而1999年春季的相对湿度为50%—70%。也就是说1998年春季，低层相对湿度大，高层相对湿度小，高低层相对湿度差异较大，有利于对流的发生、发展，因此，也就有利于闪电活动的增多。而1999年春季，高低层相对湿度的差异较小，相对来说不利于对流活动的发生，闪电活动较少。

图 9 1998年(a、 c)和1999年(b、 d)春季 1000 hPa(a、 b)及500 hPa(c、 d)的相对湿度分布 Fig. 9 Relative humidity distributions at 1000 hPa(a，b) and 500 hPa(c，d)in the spring of 1998(a，c) and the spring of 1999(b，d)

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对流有效位能表示从自由对流高度(FC)到平衡高度(EL)气块可获得的正能量，表达式为 E_CAP=∫_FC^EL(T_vp-T_va)rddlnp，式中的Tvp和Tva是气块和环境的虚位温，r_d是干空气的气体常数，p是气压。对流有效位能能够较好地指示大气层结的不稳定度，对流有效位能越大，对流活动越强烈。表 2给出了对流有效位能值的范围以及对应的对流可能强度(Sturtevant，1995)，所以对流有效位能值大于300 J/kg相当于具备出现弱对流活动以上的环境场条件，利用NCEP再分析资料，计算了海洋性大陆典型地区1998和1999年春季每天的最大对流有效位能值(即每天4次对流有效位能值中的最大值)，统计了不同格点上对流有效位能值大于300 J/kg的天数。

从海洋性大陆典型地区1998和1999年春季最大对流有效位能大于300 J/kg天数的空间分布(图 10)可以看到，1998年春季的苏门答腊岛北部、加里曼丹岛最大对流有效位能大于300 J/kg的天数最大为22 d，其他基本都是4—20 d；而1999年春季的最大值为8 d，其他基本都是1—4 d。很明显1998年春季大气层结的不稳定度比1999年春季的大，并且，正好对应了闪电密度和雷暴单体密度分布的高值中心，说明闪电活动和雷暴活动的增加与对流有效位能值密切相关。

图 10 海洋性大陆典型地区1998年春季(a)和1999年春季(b)最大对流有效位能大于300 J/kg天数的空间分布 Fig. 10 Spatial distributions of the days of the maximum CAPE values greater than 300 J/kg for 1998 spring(a) and 1999 spring(b)over the typical marine mainl and region

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在厄尔尼诺和拉尼娜期间闪电活动的变化，很可能跟大气环流形势密切相关，在厄尔尼诺事件的成熟期，各季节西太平洋副高的位置往往偏西，并且，在秋、冬、春季时副高西北侧的降水量往往有异常增加的趋势(Zhang et al，1999)。副高脊的北侧与西风带副热带锋区相抵，多气旋和锋面活动，上升运动强，多阴雨天气(朱乾根等，2000)。从1998和1999年春季各月500 hPa上5880 gpm位势高度等值线的位置(图 11)可以看出，1998年春季与1999年春季的副高位置明显不同，1998年春季副高的强度较大，范围基本包括了20°S—20°N，本文所研究的海洋性大陆典型地区完全包含在副高里面；而1999年春季副高的强度很小，范围也小，海洋性大陆典型地区距离副高也很远。1998年春季和1999年春季的副高强度、位置和范围的差异极大，因此，闪电活动的分布变化可能也会受到副高变化的影响。

图 11 1998年(a)和1999年(b)春季500 hPa上5880 gpm等值线的位置(红线：3月，绿线：4月，蓝线：5月) Fig. 11 5880 gpm contour positions on 500 hPa for 1998 spring(a) and 1999 spring(b)(red line: March，green line: April，blue line: May)

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TRMM卫星的测雨雷达三级产品3A25给出了月平均降水率、对流风暴高度、冰相粒子高度、亮带高度等降水相关信息。从海洋性大陆典型地区1998和1999年春季对流风暴高度的空间分布(图 12)可以看到，1998年春季的苏门答腊岛、瓜哇岛、加里曼丹岛以及附近海域的对流风暴高度明显比1999年春季的大，最高在8—10 km，从另一侧面说明了1998年春季的对流发展深厚，因此，闪电活动、雷暴活动也就更加旺盛。另外，1998和1999年春季冰相粒子层厚度的空间分布跟对流风暴高度分布极为相似，也是1998年春季的冰相粒子层厚度大于1999年春季的厚度，最大在4—5 km(图略)，这说明风暴高度与冰相粒子层厚度的变化趋势一致。

图 12 海洋性大陆典型地区1998年(a)和1999年(b)春季对流风暴高度分布 Fig. 12 Convective storm height distributions of 1998 spring(a) and 1999 spring(b)over the typical marine mainl and region

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为了进一步了解1998与1999年春季对流风暴高度的差异性，给出海洋性大陆典型地区对流风暴高度的概率密度分布(图 13)，可以发现，不同年份春季的平均风暴高度均呈正态分布，5—6 km高度的比例最大；1998年春季在2—4 km和6—10 km高度的比例均比1999年春季的大，并且只有1998年春季才达到8—10 km高度，而1999年春季最高只达到7—8 km。综上所述，可以发现1998春季的对流发展高度较大，冰相粒子层厚度也较厚，因此闪电活动旺盛。

图 13 海洋性大陆典型地区对流风暴高度概率密度分布 Fig. 13 PDF of the convective storm height over the typical marine mainl and region

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利用1998年春季(厄尔尼诺强盛期)和1999年春季(拉尼娜强盛期)海洋性大陆典型地区的闪电活动差异，研究雷暴单体数目以及雷暴单体闪电率对闪电活动变化的影响，并通过对比厄尔尼诺年春季和拉尼娜年春季的大气环流形势、相对湿度、最大对流有效位能、对流风暴高度等要素，讨论闪电活动变化的原因，得到以下结果：

(1) 所选海洋性大陆典型地区的闪电密度以及雷暴单体密度空间分布分析表明，闪电密度距平的空间分布特征与雷暴单体密度距平基本保持一致，即闪电数目增加时，雷暴单体数目也是增加的；此外，1998年春季的闪电数目及雷暴单体数目均比1999年春季要多，并且从闪电数目以及雷暴单体数目的纬向平均、经向平均的年际变化可以发现闪电活动以及雷暴活动在1998年春季有东伸南移的趋势。

(2) 从闪电数目、雷暴单体数目和雷暴单体闪电率的时间分布特征来看，1998年3—4月闪电数目与雷暴单体数目变化一致，均比1999年3—4月的多，说明这两个月的闪电活动变化，雷暴单体数目的变化起到主要作用；而1998年5月的闪电数目比1999年5月的多，但雷暴单体数目却相差不大，说明5月的闪电活动变化，雷暴单体闪电率起到主要作用。此外，闪电数目与雷暴单体数目的日变化趋势一致，均呈双峰一谷结构，并且，相同时刻1998年春季的闪电数目与雷暴单体数目均比1999年春季的多；而雷暴单体闪电率的日变化趋势较为复杂，但是大部分时刻不同年份差别不大。

(3) 在海洋性大陆典型地区，不同雷暴平均闪电频数的雷暴数目百分比呈指数化递减，并且，不同年份的雷暴数目百分比曲线基本相同；另外，1998年春季的闪电数目是1999年春季的1.66倍，雷暴单体数目对闪电数目增加的贡献率为75.8%，而雷暴单体闪电率对闪电数目增加的贡献率为15.2%。以上两个现象均说明雷暴单体数目的变化是闪电数目变化的主要因子，而雷暴单体闪电率的变化是闪电数目变化的次要因子。

(4) 与1999年春季相比，1998年春季的副高范围大、强度大，所选海洋性大陆典型地区区域完全位于副高内；地面相对湿度大，高空相对湿度小，上下层湿度差异大，有利于对流发展；对流风暴高度较高，冰相粒子层厚度也较深厚，对流发展旺盛；最大对流有效位能值大于300 J/kg的天数的空间分布极大值区域正好与闪电密度、雷暴单体密度的大值区域对应，说明闪电活动、雷暴活动均与对流有效位能值密切相关。以上厄尔尼诺强盛期与拉尼娜强盛期大气形势以及气象要素的差异均说明闪电活动的异常变化与之密切相关。

致谢：本研究闪电资料取自美国全球水文资源中心(http://ghrc.msfc.nasa.gov)，由NASA LIS/OTD Science Team提供；NCEP/NCAR再分析资料和NOAA OI SST资料从http://www.cdc.noaa.gov/下载，由NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center(Boulder，Colo-rado，USA)提供；陶善昌教授对本论文提出过宝贵的建议，在此一并感谢。