雷暴是自然界中常见的一种伴有闪电的对流系统，而强雷暴不仅闪电发生频繁，有时还会出现冰雹、龙卷和下击暴流等灾害性天气，从而给人们的生命和财产带来严重的损失.亚洲季风区的地理状况复杂，特别是在青藏高原大地形的热力和动力相互作用影响下，使得青藏高原及周围的对流活动发生频繁(Wu et al., 2007).关于这一区域的对流(包括强对流)和闪电活动有了较多的研究(e.g. Houze et al., 2007; Yuan and Qie, 2008; 郑永光等, 2008; Luo et al., 2011; Qie et al., 2014; 吴学珂等, 2013; Wu et al., 2016)，但针对雷暴的研究相对较少，尚缺乏对亚洲季风区内的雷暴(特别是强雷暴)活动规律的全面和系统的认识.特别是通常气象上的强雷暴(指伴随大风、大冰雹或龙卷的风暴)的定义中并不包含闪电的发生，因此对雷暴和强雷暴的研究不仅可以丰富亚洲季风区的气候特征，还有助于增进对这一地区对流活动规律的认识.

在早期阶段气象学家主要使用地面气象台站的雷暴日资料研究雷暴的活动规律.张敏锋和冯霞(1998)利用30年逐年雷暴日资料对中国雷暴日数的时空分布进行分析，发现中国的雷暴日数总体呈现在波动中减少的趋势.Manohar等(1999)利用印度半岛10年的雷暴日资料研究发现，受热带辐合带和太阳辐射季节性变化的影响，低纬度地区雷暴日具有双峰值的半年震荡特征，高纬度地区呈单峰值变化特征.虽然雷暴日资料可以在一定程度上揭示雷暴的空间分布及变化形势，但雷暴日资料仅能反映观测台站附近有限区域的雷暴活动信息，从而导致其空间分布不连续，同时也无法反映雷暴数量及雷暴强度等信息，在很大程度上限制了对雷暴活动规律的认识.

随着各种地面和空基闪电探测技术的快速发展，很多学者开始利用闪电资料来反映雷暴的活动特征(e.g.Hutchins et al., 2014; Mezuman et al., 2014). Mezuman等(2014)利用全球闪电定位系统(World Wide Lightning Location Network, WWLLN)资料，通过聚类方法表征雷暴事件，其结果显示全球50%以上的雷暴发生在海洋上，而且在00-09 UTC(世界时)海洋比陆地上存在更多的雷暴单体.虽然地面闪电定位网可以提供更可靠的闪电位置，但其效率主要依赖地面接收器，空间覆盖同样受到限制，特别是在热带和海洋地区.

热带降水测量任务(Tropical Rainfall Measuring Mission, TRMM)卫星上的闪电成像仪(Lightning Image Sensor, LIS)和微实验室(Macrolab 1)卫星上的光学瞬态探测器(Optical Transient Detector, OTD)所提供的闪电资料被广泛用于分析全球及区域的闪电及雷暴活动(e.g., Christian et al., 2003; Cecil et al., 2005).研究表明：全球闪电活动大部分发生在热带地区，30°S—30°N之间的闪电数量占到了全球闪电总数的78%，陆地和海洋的闪电密度之比约为10:1(Cecil et al., 2014).马明等(2004)、袁铁和郄秀书(2004)发现中国大陆陆地上的闪电活动与中国地势的三级阶梯分布紧密相关.虽然闪电活动可以作为雷暴活动的指示，但是不同的雷暴过程产生闪电的能力有很大差别，闪电活跃的区域与雷暴频发的区域并不完全一致.Williams等(2000)认为在全球日变化和年变化尺度上闪电数目的多少主要取决于雷暴的数量，而郄秀书等(2003)则发现不同地区闪电活动的多少不仅取决于该地雷暴日数的多少，更重要的还取决于该地每次雷暴过程产生的闪电数量，因此单纯利用闪电活动也不能全面反映雷暴的活动特征.

随着空基观测资料的不断累积，国内外学者针对亚洲季风区的对流系统进行了大量的统计工作，例如傅云飞等(2008)利用TRMM卫星测雨雷达资料对亚洲对流降水和层云降水的频次和强度及垂直结构进行了研究.Luo等(2011)和吴学珂等(2013)分别利用CloudSat和CALIPSO卫星(Cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfinder Satellite Observation)及TRMM资料分析了亚洲季风区深对流系统(Deep Convective System, DCS)的分布特征，并对不同区域的DCS进行了对比研究，揭示了不同地形条件下对流强度的差异.郑永光等(2008)利用10年的静止卫星红外亮温资料对夏季中国及周边地区的中尺度对流系统(Mesoscale Convective System, MCS)的活动情况进行了研究，揭示了MCS的空间分布及日变化特征.阳向荣等(2017)利用TRMM资料对该区域不同形态MCS的空间分布、对流属性及其区域变化特征进行了研究.

众多研究结果显示并非所有的对流系统都伴随有闪电活动(e.g. Qie et al., 2014; Wu et al., 2016)，即使是强对流也不一定有非常频繁的闪电发生.美国犹他大学TRMM小组基于TRMM卫星的多参量观测资料建立了一套云和降水特征数据库(Liu et al., 2008)，大量研究已经证明了该资料的可靠性(例如，Mohr et al., 2014; Ni et al., 2016; Roy et al., 2017).本文将在此数据库基础上定义雷暴和强雷暴，并进一步对亚洲季风区内的雷暴活动和闪电的气候特征进行系统分析，以期详细揭示雷暴与强雷暴的地理分布差异、季节变化及日变化规律.

本研究所使用的数据是1998—2013年的TRMM卫星观测资料及其衍生产品，主要包括美国Utah大学基于TRMM卫星资料建立的云和降水特征数据库(http://atmos.tamucc.edu/trmm/data)、美国NASA的LIS/OTD闪电格点数据(https://ghrc.nsstc.nasa.gov)和TRMM 3A25数据集(https://disc.gsfc.nasa.gov)等.TRMM卫星是一颗非太阳同步轨道卫星，于1997年11月发射升空，轨道倾角为35°左右，绕地球一周需要约96 min，每天约有16条轨道.为延长其寿命，2001年8月TRMM卫星轨道升高至403 km, 2015年4月停止工作，因此，本文的分析中不包含卫星升轨期间(2001年8月7日—24日)的资料.

美国Utah大学的云和降水特征数据库中有多个降水特征(Precipitation Feature, PF)的定义，其降水特征数据库中包含有多个表征对流强度的参量，如雷达回波顶高、红外云顶温度IR、微波冰相散射信号以及闪电数量等，其中闪电频数和40 dBZ回波顶高在表征对流系统强度方面有很好的效果(Zipser et al., 2006；Qie et al., 2014).本文使用的是RPF产品(PR detected Precipitation Feature, )，定义为近地面降水率>0的连续区域(Liu et al., 2008)，忽略其水平尺度大小，并进一步将闪电数大于等于1的RPFs作为雷暴(e.g. Liu et al., 2010, 2011; Yuan et al., 2016).在1998—2013期间，TRMM卫星在亚洲季风区(0—36°N，60°E—140°E)内一共观测到170850个雷暴(占总降水特征数的1.36%).雷暴的闪电频数由雷暴的闪电数量和观测时间(通常为90 s左右)计算得到，进一步将闪电频数前10%的雷暴定义为强雷暴(e.g. Zipser et al., 2006; Liu et al., 2011).需要说明的是，这里定义的强雷暴与通常气象上强天气领域的强雷暴定义(指伴随大风、大冰雹或龙卷的强风暴)有所不同.

1998—2013年LIS/OTD闪电格点数据集中的High Resolution Full Climatology(HRFC)产品(Cecil et al., 2014)用于揭示亚洲季风区的闪电气候特征，其空间分辨率为0.5°×0.5°.

由于TRMM卫星是非太阳同步轨道观测方式，因此其对某一地区的观测时间依赖于所处的纬度，如在中纬度地区(卫星扫描边缘)的观测总时间约为赤道地区四倍左右.为了使雷暴空间分布中不同纬度上观测得到的雷暴数具有可比性，本文采用吴学珂等(2013)提出的方法，使用逐月的TRMM 3A25产品(0.5°×0.5°)中的降水雷达总像素数对不同纬度格点上的雷暴数进修正.本文在统计雷暴和强雷暴的空间分布过程中使用的网格分辨率为1°×1°.另外，雷暴发生概率定义为网格内TRMM卫星观测到的雷暴数占该网格内RPF的百分比，雷暴密度定义为网格内TRMM卫星观测到的雷暴数除以网格面积.

在1998至2013共16年间，TRMM卫星在亚洲季风区探测到的降水特征总数超过了1200万，其中雷暴事件约17万.图 1给出了亚洲季风区的雷暴密度和发生概率的空间分布.可以看到，雷暴活动主要集中在陆地上，特别是低纬度海洋性大陆(马来群岛等).在研究区域内，陆地与海洋上的雷暴密度之比约为4.4:1.与海洋表面相比，陆地地表的热容量较低，地表空气可以被更有效加热，从而更容易形成强上升气流，有利于雷暴系统的形成和发展.此外，近年来的一些研究还发现，一些地区的雷电活动与气溶胶浓度紧密相关，气溶胶可以通过影响云内微物理过程和起电过程从而对雷电活动产生影响(Shi et al., 2015; Stolz et al., 2015; Thornton et al., 2017).可以推断，气溶胶对陆地和海洋闪电和雷暴活动差异也会有影响，但与海陆热力差异相比，气溶胶的影响可能要小得多(Williams and Stanfill, 2002; Williams et al., 2004).

图 1

Fig. 1

图 1 亚洲季风区16年(1998—2013)雷暴的空间分布和发生概率(1.0°×1.0°). 图中彩色填充为雷暴数密度(单位：/km2)，等值线为雷暴发生概率(单位：%) Fig. 1 Distribution and probability of thunderstorms in 1.0°×1.0° grids in Asian Monsoon Region (AMR) during 16-year (1998—2013). The color shading and the contour lines represents the thunderstorms density (unit: /km2) and probability (unit: %), respectively

对比吴学珂等(2013)给出的DCS空间分布和阳向荣等(2017)给出的MCS的空间分布发现，这两类对流系统主要集中在低纬度地区，尤其是在喜马拉山南麓东端存在一个强密集中心.与之相比，雷暴在喜马拉雅山南麓的西端更为集中，青藏高原上雷暴活动也较为活跃，这与我国雷暴日观测结果一致(张敏峰和冯霞，1998)，而MCS和DCS却少有分布，这也从侧面反映出青藏高原地区雷暴系统水平面积较小、垂直发展高度相对较低的结构特征.

马来群岛(马来半岛和苏门答腊岛)区域是亚洲季风区雷暴频数最高的地方，雷暴密度超过2.5×10^-2/km²，雷暴发生概率达到4%.闪电密度的空间分布(图 2)表明，这里同样也是亚洲季风区闪电活动最为频繁的区域之一，马六甲海峡附近的闪电密度超过了50 fl/km²/yr.值得注意的是，雷暴发生概率最大值出现在喜马拉雅山南麓的西北部(巴基斯坦附近)，最高可以达到8%以上，闪电密度达到70 fl/km²/yr以上，在喜马拉雅山脉和兴都库什山脉的包围下形成的独特喇叭口地形和来自印度洋的暖湿气流，使得这里非常有利于雷暴的形成和发展增强.虽然该地区的雷暴数量小于热带海洋性大陆，但雷暴发生概率远大于海洋性大陆和其周围区域，Wu等(2016)也曾发现该地区的深对流强度远大于周围区域.

图 2

Fig. 2

图 2 LIS/OTD观测到的亚洲季风区闪电密度空间分布(0.5°×0.5°)，单位：fl/km2/yr Fig. 2 Distribution of lightning density in 0.5°×0.5° grids in AMR observed by LIS/OTD, unit: fl/km2/yr

整体对比雷暴密度(图 1)与闪电密度(图 2)的空间分布发现，低纬度(约30°N以南)地区两者空间分布相似，雷暴高值区通常对应着较频繁的闪电活动.不同的是，在中国中纬度(30°N—36°N)地区雷暴的空间分布呈现出西多东少的形势，而闪电密度却表现出西少东多的特征，即青藏高原地区的雷暴密度明显高于同纬度的江淮流域，但闪电密度又明显小于东部地区.这说明与同纬度的东部地区相比，青藏高原雷暴活动虽然比较频繁，但雷暴的闪电频数较低.一些研究发现青藏高原的对流系统通常具有云底高度较高，水平尺度较小，混合相区域浅薄和冰相粒子含量较少等特征(Xu, 2013; 吴学珂等, 2013)，这表明高原上的对流活动强度相对较弱，从而闪电频数也较低.

为研究不同地区雷暴产生闪电的能力，利用TRMM降水雷达(PR)扫描范围内LIS观测到的闪电计算了观测期间雷暴的闪电频数，即雷暴单位时间内产生的闪电数，这在一定程度上也可反映雷暴的强度.根据亚洲季风区雷暴平均闪电频数的空间分布图(图 3)，可以明显看出上述中纬度(30°N—36°N)区域雷暴强度自西向东呈阶梯式增强的趋势.就雷暴平均强度而言，中纬度地区要高于热带海洋性大陆，特别是中国江淮流域的雷暴平均闪电频数超过20 fl/min，甚至高于雷暴活动频繁的喜马拉雅山南麓地区.通常海洋上的对流系统比陆地的对流系统强度弱，闪电频数也较低(Xu, 2013; 吴学珂等, 2013).但在阿拉伯海、孟加拉湾及中国东部洋面上也存在个别平均闪电频数较大的区域.其中一个原因是这些区域发生了几次具有较高闪电活动的热带风暴，例如活跃在孟加拉湾的孟湾风暴，从而造成这些格点上雷暴平均闪电频数较大，但由于雷暴事件相对较少(累积数量小于8次)，所以并不具有显著代表性.

图 3

Fig. 3

图 3 亚洲季风区雷暴平均闪电频数空间分布(1.0°×1.0°).图中彩色填充为单位网格内的雷暴平均闪电频数，黑色圆点标示出累积雷暴数超过48的网格点 Fig. 3 Distribution of average lightning rate of thunderstorms in 1.0°×1.0° grids in AMR. The color shading represents the average lightning rate at each grid. The black dots indicate the grid with thunderstorms count greater than 48

不同雷暴系统产生的闪电数量或者闪电频数差异较大，因此进一步给出了强雷暴密度(总雷暴的top 10%)的空间分布(图 4).相比于图 1，强雷暴在陆地上更为集中，洋面上强雷暴非常少，强雷暴密度的陆海比约为7.4:1.喜马拉雅山脉南麓西端是强雷暴最为集中、发生概率最大的地区(约1.8%)，马来群岛、中南半岛、印度半岛东岸(包括喜马拉雅山南麓东端)及中国东部沿海同样是强雷暴活动较为频繁的地区(发生概率超过0.2%，部分区域超过0.6%).中国南方地区强雷暴呈现出由东南沿海向西北内陆逐渐减少的分布特征，其中以两广地区(广东和广西)最为频繁(强雷暴密度超过21.5×10^-4/km²，强雷暴发生概率约0.38%)，青藏高原上几乎没有强雷暴的发生.从总体形势来看，亚洲季风区强雷暴与闪电密度的空间分布更为相似，特别是在中纬度地区.表 1进一步给出了研究区域内不同闪电频数的雷暴及其产生的闪电数分别占总雷暴和总闪电的比例.可以看到，闪电频数在2.2 fl/min以下的弱雷暴数量较多，占总雷暴数的60%，但仅贡献了11.3%的总闪电数，而仅占总雷暴10%的强雷暴(闪电频数>11.7 fl/min)，却贡献了约61.1%的闪电数，这说明强雷暴活动对闪电密度具有更为显著的贡献.因此强雷暴的空间分布与闪电密度的空间分布更为接近.

图 4

Fig. 4

图 4 亚洲季风区强雷暴的空间分布和发生概率(1.0°×1.0°).图中彩色填充为强雷暴数密度(单位：/km2)，等值线为强雷暴发生概率(单位：%) Fig. 4 Distribution and probability of intense thunderstorms in 1.0°×1.0° grids in AMR. The color shading and the contour lines represent intense thunderstorm density (unit, /km2) and probability (unit, %), respectively

表 1 (Table 1)

表 1 亚洲季风区内不同闪电频数的雷暴及其闪电数所占百分比(单位：%) Table 1 The percentages of thunderstorm and flash count for different lightning rate in AMR (unit:%) 闪电频数(fl/min) ≥0.6 ≥2.2 ≥5.6 ≥11.7 ≥64.5 ≥91.3 雷暴 100 40 20 10 1 0.5 闪电 100.0 88.7 76.1 61.1 20.6 13.6

表 1 亚洲季风区内不同闪电频数的雷暴及其闪电数所占百分比(单位：%) Table 1 The percentages of thunderstorm and flash count for different lightning rate in AMR (unit:%)

为进一步了解亚洲季风区雷暴和强雷暴在纬向上的分布规律，按照1°间隔统计出研究区域内的雷暴和强雷暴随纬度的分布曲线(图 5).总体上看，雷暴分布的两个高值区域分别在0—10°N(占31.74%，峰值出现在3°N)以及23°N—27°N(北回归线附近)之间(次峰).在10°N—20°N、30°N以北这两个纬度段内分布相对较少.强雷暴随纬度的分布则呈先增加后减少的趋势，在0—23°N区间呈增加趋势，而在23°N—37°N区间呈减少趋势，以20°N—30°N带内强雷暴最为活跃(34.6%).此纬度带陆地面积相对较大，覆盖了孟加拉地区(喜马拉雅山南麓东端)及中国两广两个强雷暴活动中心，除此之外由于青藏高原及其附属山脉(云贵高原)的存在，来自印度洋和西太平洋的暖湿季风气流很容易在高原迎风面受迫抬升，进而出现较强的雷暴活动.另外，此纬度带处于热带和副热带交界处，充足的地表加热为强雷暴的发展提供了有力的热力条件.在亚洲季风爆发后充足的水汽和热动力条件，加上复杂的地形条件，使得20°N—30°N带成为亚洲季风区内强雷暴活动最为频繁的区域.

图 5

Fig. 5

图 5 亚洲季风区雷暴和强雷暴随纬度分布.其中实线和点线分别代表雷暴数和强雷暴，数字表示不同纬度带上雷暴及强雷暴(括号)的比例 Fig. 5 Distribution of thunderstorms and intense thunderstorms in different latitude. The solid and dot line represent the count of thunderstorm and intense thunderstorm, and the number indicate the proportions of thunderstorm and intense thunderstorm (brackets) in different latitude zones, respectively

亚洲季风系统以南亚季风和东亚季风最为显著，主要表现为冬季盛行东北季风、夏季盛行西南季风，其转换具有突发性.各地区季风爆发的具体时间有所不同，通常来说，6—9月对应着夏季风期，11月至次年3月为冬季风期.为了全面认识发生在亚洲季风区的雷暴和强雷暴的季节变化特征，这里采用北半球季节划分，将全年分为四季，通常来讲春季3—5月对应着季风前期，夏季6—8月为季风期.

四个季节的雷暴空间分布如图 6所示.夏季时雷暴活动最为频繁，约占全年的44%，且夏季雷暴的空间分布(图 6b)与全年(图 1)基本一致，春季次之(29%)，然后是秋季(21%)，冬季雷暴活动最弱(6%).10°N以南海岛地区全年都有雷暴活动，且基本保持着相同的雷暴发生概率(4%).值得注意的是，夏季时从中国台湾岛东侧洋面，经琉球群岛向东北方向出现带状雷暴高发区，在全年的雷暴分布图上也可以看到这一现象(图 1).马明等(2004)也曾注意到该区域的闪电密度高于邻近海域，且恰好对应着黑潮主干，并将其归因为黑潮暖流高温、高盐特征对流经海域强对流发展的影响.

图 6

Fig. 6

图 6 亚洲季风区春季(a)、夏季(b)、秋季(c)和冬季(d)的雷暴空间分布(1.0°×1.0°).图中灰度填充为雷暴数密度(单位：/km2)，等值线为雷暴发生概率(单位：%) Fig. 6 Distribution of thunderstorms in spring (a), summer (b), autumn (c) and winter (d) in 1.0°×1.0° grids in AMR. The shading and contour lines represent thunderstorm density (unit, /km2) and probability (unit, %), respectively

与雷暴活动相比，强雷暴活动在夏春两季较为集中(图 7a, b)，分别占全年的42%和38%.其高值中心存在季节性移动，春季时强雷暴中心集中在10°N—25°N带，夏季时向北移动至30°N—36°N带.在南亚季风爆发前期(春季，图 7a)，强雷暴集中分布在印度半岛东岸及中南半岛地区，特别是孟加拉地区(喜马拉雅山南麓东端)，对应的强雷暴概率在2%以上.进入夏季后(图 7b)，强雷暴活动中心向中纬度地区移动，印度半岛的强雷暴中心由喜马拉雅山南麓东端移动至西端.强雷暴中心的这种移动主要受季风活动影响，南亚季风爆发前，来自孟加拉湾的暖湿气流仅能为印度半岛东部地区提供水汽来源；而季风爆发后，来自阿拉伯海的暖湿季风由西南路径向北传输，在喜马拉雅山和兴都库什山迎风面与来自阿富汗或青藏高原的干冷空气相遇，进而形成强雷暴系统(Houze et al., 2007; Romatschke et al., 2010).从孟加拉湾沿喜马拉雅山南麓的长距离水汽输送，也对该地区强对流形成起到重要作用(Wu et al., 2016).春季时在中南半岛存在强雷暴活动的次中心，对应强雷暴概率为0.8%，在夏季时向中国东部平原地区扩展，特别是东部沿海地区.可以看到，中国华北平原南部出现了强雷暴发生概率次中心(0.8%)，可能是由于该地区在夏季时，特别是7—8月，长时间处于西太平洋副热带高压边缘，温度高、湿度大，具有较强的对流潜势，北方冷空气南下时恰好在此形成交汇产生斜压不稳定，进而形成较强的雷暴活动.

图 7

Fig. 7

图 7 亚洲季风区春季(a)、夏季(b)、秋季(c)和冬季(d)的强雷暴空间分布和概率分布(1.0°×1.0°).图中灰度填充为强雷暴数密度，黑色等值线为雷暴发生概率 Fig. 7 Distribution of intense thunderstorms in spring (a), summer (b), autumn (c) and winter (d) in 1.0°×1.0° grids in AMR. The shading and contour lines represent thunderstorm density (unit, /km2) and probability (unit, %), respectively

秋季的强雷暴(图 6c)占全年的17%，在巴基斯坦和马来群岛地区相对集中，其中巴基斯坦地区保持着较高的概率，印度半岛南部、中南半岛有少量分布.冬季强雷暴(图 6d)数量非常少(3%)，仅在马来群岛附近有强雷暴发生.马来群岛全年都有强雷暴发生，且不存在强雷暴中心的季节性移动.

以5°为间隔将0—36°N分为7个纬度带(第7个纬度带为30°N—36°N)，以分析不同纬度下雷暴和强雷暴的季节变化(图 8).可以看到，随纬度的增加，亚洲季风区雷暴的季节变化曲线(图 8a)由双峰逐渐变为单峰，峰值出现时间由4月和10月逐渐向7—8月靠近.雷暴活动随纬度的变化与太阳直射点在回归线之间的南北移动导致的地表温度变化密切相关，太阳短波辐射对直射点陆地的强烈加热作用直接导致地表温度的升高，地表温度的全年变化会在低纬度区域出现两个高值，而在中纬度地区则出现一个温度峰值.地表的感热作用使得近地面层受热而导致大气层结的不稳定，受此影响，雷暴活动在低纬度地区出现两个活跃期，而在中纬度地区仅在7—8月出现一个雷暴活跃期，因此雷暴峰值特征随纬度的变化在一定程度上反映了地表温度的变化趋势.此外，导致雷暴季节变化的另外一个原因是亚洲季风的变化，夏季风将印度洋和中国南海的湿热空气输送到北部的陆地上，特别是在中国东部地区.随着东亚季风的建立、推进和后退过程，夏季雨带(降水)的南北移动，也标志着水汽由南向北的推进过程，为雷暴活动的发生提供了必要的水汽条件.雷暴的这种季节变化特征与吴学珂等(2013)给出的DCS季节变化相似，青藏高原和中国东部地区DCS更加集中在7, 8月份，高原南麓地区在6月和9月出现两个峰值，而MCS则更多呈现暖季(5—9月)单峰分布特征(阳向荣等，2017).

图 8

Fig. 8

图 8 亚洲季风区不同纬度雷暴(a)和强雷暴(b)的季节变化 Fig. 8 The seasonal variation of thunderstorm (a) and intense thunderstorm (b) in different latitudes in AMR

强雷暴的季节变化更多的呈现单峰特征(图 8b)，除0—5°N区域仍保持与雷暴活动相似的双峰特征外，低纬度5°N—30°N区域的强雷暴都集中现出春季4—5月，9—10月有次峰，且随着纬度的增加峰值逐渐变小.在季风前期印度半岛和中南半岛主要受干冷空气控制，比湿小，此时东南季风活动较弱，来自孟加拉湾的暖湿气流仅能在半岛东岸的近地层形成强湿度梯度带(即干线区)，有利于强对流活动的形成(Yamane and Hayashi 2006; Romatschke et al., 2010; Wu et al., 2016). Riemann-Campe等(2009)指出对流有效位能(CAPE)强烈依赖于近地层比湿，干线区表现出的静力不稳定较大和强垂直切变特征，十分有利于强雷暴天气发生.在30°N—36°N区域雷暴与强雷暴的变化曲线几乎一致，主要集中在夏季，表现为7—8月单峰特征.陆地上强烈的温度、比湿及CAPE变化主要受季风活动的影响，随着夏季风的爆发，来自南海和孟加拉湾的暖湿气流会向高纬度推进，在印度半岛强比湿梯度带被推进到喜马拉雅山南麓，在中国东部地区比湿和CAPE也会明显增大(吴学珂等，2013)，为强雷暴系统的发展提供了足够的水汽和不稳定能量，中高纬度地区由于青藏高原及其附属高原的阻塞作用变化较晚.因此强雷暴活动在低纬度主要集中在春季，而中纬度地区主要集中在夏季.

亚洲季风区陆地上雷暴活动呈现典型的陆地型单峰日变化特征(图 9，时间为当地时间，简称LT，下同)约70%的雷暴发生在午后及傍晚，峰值出现在下午15:00—16:00，谷值出现在上午07:00—10:00.海洋上雷暴的日变化幅值相对较小，表现为凌晨0:00—5:00有一个弱的峰值，下午14:00—19:00有一弱的谷值.值得注意的是，陆地上强雷暴更容易发生在午后晚些时候，16:00以后所占比例更多，海洋上强雷暴在04:00左右最为活跃.

图 9

Fig. 9

图 9 亚洲季风区海洋和陆地上雷暴(TS)和强雷暴(ITS)的日变化 Fig. 9 The diurnal variations of thunderstorms(TS) and intense thunderstorms(ITS) on ocean/land

郑永光等(2008, 2010)在分析MCS和DCS的日变化时指出，陆地上不同区域的对流系统存在单峰和双峰两种变化特征，单峰多发生在高原与山区，而双峰多发生在平原与盆地.因此，雷暴虽然整体上表现出与DCS一致的日变化特征(吴学珂等, 2013)，但不同区域的雷暴日变化仍可能存在差异.

图 10给出了亚洲地区雷暴日变化峰值出现时间的空间分布.大部分陆地区域雷暴日变化峰值出现在午后至傍晚(12:00—18:00 LT)，少数地区峰值在夜晚至凌晨(20:00—02:00 LT)，这些地区以山谷或盆地为主(如喜马拉雅山南麓河谷地带、中国四川盆地及云贵高原等).四川盆地是我国著名的“夜雨盆地”，其夜雨主要与该盆地内充足的水汽和多云的气象条件有关，即白天时受厚密云层的影响，地面增温较慢，大气层结稳定，不利于对流形成；而夜间云顶辐射冷却快，地面受云层逆辐射影响，冷却较慢，容易形成不稳定大气层结，有利于对流系统的形成和发展(王义耕等, 2010).此外，青藏高原中部的对流系统在夜晚东向传播至四川盆地(白爱娟等，2011)和“山谷风”等对夜雨的形成也有一定的贡献.海洋上雷暴活动峰值主要出现在夜晚至凌晨，其中近海区域(如孟加拉湾沿岸、中国南海、东海及渤海等)雷暴峰值多出现在00:00—04:00 LT，而远海区域(如孟加拉湾中部和黑潮主干区等)雷暴峰值多出现在20:00—24:00 LT.

图 10

Fig. 10

图 10 亚洲季风区雷暴日变化峰值出现时间的空间分布(1.0°×1.0°) Fig. 10 Distribution of diurnal variation peak of thunderstorms in 1.0°×1.0° grids in AMR

基于TRMM卫星16年的PR雷达和LIS闪电资料，并利用美国犹他大学建立的云和降水特征数据库，详细研究了亚洲季风区雷暴和强雷暴活动的空间分布和季节、日变化特征，主要结论如下：

亚洲季风区的雷暴活动主要集中在陆地及近海，陆地与海洋雷暴密度之比约为4.4:1，强雷暴密度之比约为7.4:1.雷暴和闪电密度的空间分布在低纬度(0—30°N)地区较为一致，在中纬度(30°N—36°N)地区自西向东趋势相反.强雷暴系统贡献了超过60%的总闪电数，与闪电密度的空间分布更为接近.约31.7%的雷暴发生在0—10°N纬度带，随着纬度的增加雷暴呈逐渐减少趋势，但在23°N附近(北回归线)再次出现峰值.强雷暴随纬度的分布则呈先增加后减少的趋势，20°N—30°N强雷暴活动最为活跃(35.6%).

雷暴活动在夏季最为频繁(约占全年的44%)，其次是春季和秋季(分别占29%和21%)，冬季最少(仅占6%).强雷暴在夏季仍然最多(占42%)，但春季也非常频繁(38%).雷暴和强雷暴活动与亚洲夏季风密切相关，春季集中在10°N—25°N纬度带，主要发生在喜马拉雅山南麓东端和中南半岛，夏季时向北移动至30°N—36°N纬度带，主要发生在喜马拉雅山南麓西端和中国江淮流域.雷暴的季节变化在低纬热带地区呈双峰特征，而在中纬度地区变为单峰.强雷暴季节变化更多呈现单峰特征，低纬度5°N—30°N区域多发生在春季(5月)，中纬度区域则在夏季最为活跃(7月).

陆地上雷暴的日变化呈现典型的单峰特征，约70%的雷暴发生在午后及傍晚(12:00—20:00 LT)，强雷暴更容易发生在午后晚些时候(16:00以后)，而海洋上的雷暴活动的日变化幅度比较小，在凌晨(0:00—5:00)有一个小的峰值.此外，喜马拉雅山南麓、四川盆地等山区，受到山谷风局地环流和特定气象条件的影响，会在夜晚至凌晨出现雷暴活动峰值.

本文基于TRMM卫星观测资料系统分析了亚洲季风区雷暴和强雷暴活动气候特征，但由于TRMM卫星是非太阳同步轨道工作方式，仅能获得雷暴和闪电活动的瞬时资料，尚无法描述雷暴发展演变过程.此外，TRMM的运行轨道在南北纬36°之间，并不能提供更高纬度雷暴及闪电活动资料.随着我国风云4号静止卫星的运行，其上搭载的闪电成像仪LMI将会为我们提供更大空间(整个东半球)和时间上连续的闪电信息，必将会促进对亚洲季风区闪电和雷暴活动规律的认识.