引言
近年来，随着闪电探测技术的不断发展，国内许多学者对地闪的时空分布及其影响因素进行了观测和研究。李如箭等[3]指出北京地区地闪月变化呈双峰结构，频次高峰月份为6—8月；新疆地区2013—2016年闪电频数的月变化则呈单峰型分布，6—7月为高发月份[4]；地处我国华南的广州市闪电活动较为频繁，4月就进入多雷期，5—8月是闪电高发期[5]，上述研究表明不同区域地闪的季节特征有所不同。同样地，地闪频次和地闪密度也存在区域性差异，例如贵州省近10 a来年平均地闪频次高达44.52万次，地闪密度呈明显的西高东低分布[6]；广州地区1999—2008年年平均地闪频次约7.6万次，地闪密度高值区大于10.4 次·km-2·a-1[5]；刘雪涛等[7]利用1998—2013年TRMM卫星资料得到云南地区平均闪电密度为4.7 次·km-2·a-1。我国西北地区的地闪活动则明显弱于上述地区，如新疆地闪密度总体小于0.714 次·km-2·a-1[4]；甘肃中部大部分地区地闪密度小于1 次·km-2·a-1[8-9]。地闪的时空活动特征存在局地差异主要是由于地区间气候背景、地形地势和水系分布等的复杂多样[10⇓-12]。
青藏高原东北边缘地带地形起伏较大，下垫面分布不均匀，强对流天气多发，是我国雷暴的多发地之一[13-14]。并且长期的观测结果表明，中国内陆高原地区的正地闪比例明显高于其他地区[15-16]。此外，由于正地闪具有较长的云内水平放电，空间尺度达几十至上百千米，可释放几百到几千库伦千米的电荷矩，因此正地闪相比于负地闪造成的灾害更为严重[17]。基于此，本文利用2017—2020年ADTD（the advanced toa and direction system）闪电定位资料与气象站降水量资料，对青藏高原东北边缘地带的地闪活动，尤其是正地闪的时空分布特征、雷电流强度进行研究，并将地闪密度与降水量、地形特征相结合进行讨论。这不仅有助于认识该地区的对流活动规律和闪电分布特征，也进一步为青藏高原东北边缘地带的雷电灾害防御工作提供理论支撑。
1 资料与方法
在计算地闪密度时，将研究区分割成多个规则的网格。选择网格大小时，应保证每个网格单元的大小和观测周期都满足（1）式中的最低要求：
式中：NG（次·km-2·a-1）为地闪密度；Tobs（a）为观测周期；Acell（km2）是每个网格单元面积。参考2005—2017年甘肃省平均地闪密度NG=0.222次·km-2·a-1[21]，即当Tobs=4 a时，Acell≥91 km2为宜，即网格边长取大于等于10 km。本文实际分析中为了做图美观清晰，网格边长取为15 km。此外，根据观测经验，ADTD中小于10 kA的正地闪可能是云闪误测导致，因此统计过程中剔除了回击峰值强度小于10 kA的正地闪数据。
降水资料下载自2017—2020年全国综合气象信息共享平台（CIMISS），采用青藏高原东北边缘地带共455个气象台站的逐日降水量数据。
文中附图涉及的行政边界均基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2019）1822号的中国地图制作，底图无修改。
2 结果与分析
2.1 雷电参数时间分布特征
2.1.1 地闪数的年、月、日变化
2017—2020年研究区共发生10.82万余次地闪，年平均地闪频数约2.71万次。如图1（a）所示，总地闪数和负地闪数年变化趋势相同，两者在2018年存在明显跃增，这一年总闪数4.08万余次，是2017年（1.94万余次）的2.10倍；负地闪数3.6万余次，是2017年的2.22倍。正地闪数2017、2018、2019、2020年分别约0.31、0.47、0.39、0.46万次。
图1
图1
青藏高原东北边缘地带2017—2020年地闪数（a）和负、正地闪占总闪比例（b）的年际变化
Fig.1
Inter-annual change of the CG lightning flashes number （a） and percentage of negative and positive CG flashes in total flash number （b） from 2017 to 2020 in the northeastern verge of Tibetan Plateau
正、负地闪占总闪百分比的年际变化如图1（b）所示，整体上正、负地闪占总闪比例的变化趋势较为平稳。年平均正、负地闪占总闪比例分别约15.73%和84.27%，负地闪约为正地闪的5.36倍。以往研究表明，正地闪平均占总闪的10%左右，但不同地区有所差异，如美国和马来西亚正地闪占比分别约3%~9%和21.91%[22-23]。中国的京津冀地区、浙江省和广东省正地闪占比分别约7%[24]、5.09%[25]和4.65%[9]。研究区正地闪占比明显高于上述平均海拔较低的区域。张廷龙等[26]研究认为相比于传统的三极性电荷结构，我国内陆高原上空的雷暴云通常呈现特殊的电荷结构特征，即雷暴云底部存在电荷密度和范围均较大的正电荷区[27]，更易发生底部正电荷区与地面之间的正地闪，因此青藏高原东北边缘地带的正地闪占比较高。
图2为研究区闪电活动逐月分布，可以看出正、负地闪的月变化与总闪趋势相同，呈明显的“单峰”变化特征。夏季（6—8月）由于太阳辐射强，容易引发深对流和形成不稳定层结，为闪电活动高发期，占全年总地闪数的70.11%，8月地闪数达到全年最大值，约占全年31.12%；9月之后北方秋季到来，温度逐渐降低，地闪活动逐渐减少，约占全年12.77%；冬季（12月至次年2月）研究区气温低，蒸腾作用较弱，天气干燥，不利于强对流活动发生，地闪占比仅0.04%；春季3月以后随着气温升高，地面热力活动开始加强，冰雪融化蒸发，对流活动逐渐增多，进而产生少量地闪，约占总地闪的17.08%。
图2
图2
2017—2020年青藏高原东北边缘地带地闪频次的月际变化
Fig.2
The monthly variation of the CG lightning frequency in the northeastern verge of Tibetan Plateau during 2017-2020
研究区地闪活动呈现典型的“单峰”型日变化特征（图3），且日变化幅度较大（约10%）。总闪和负地闪高发期在08：00—17：00（北京时，下同），峰值集中出现在10：00—12：00，谷值出现在01：00—03：00。闪电活动的日变化具有地域性特征，大部分地区雷暴日变化峰值出现在午后至傍晚，内陆高原地区闪电活动高峰主要在14：00—16：00[28]；少数地区的闪电活动具有明显的夜发性，如地处四川盆地的成都市地闪峰值出现在午夜01：00—03：00；而北京地闪峰值则呈双峰特征，峰值分别出现在20：00—23：00和01：00—04：00[29]。这都与当地强对流雷暴天气出现的时间或下垫面等因素有很大的相关性[30]。
图3
图3
2017—2020年青藏高原东北边缘地带地闪逐时发生频率变化
Fig.3
The hourly variation of the CG lightning frequency in the northeastern verge of Tibetan Plateau during 2017-2020
2.1.2 雷电流强度月变化
图4
图4
2017—2020年4—10月青藏高原东北边缘地带雷电流强度的逐月变化
Fig.4
The monthly variation of the CG lightning current intensity in the northeastern verge of Tibetan Plateau from April to October during 2017-2020
综上可以发现无论是高原与否，与负地闪相比，正地闪在整个雷暴生命史期间的发生概率一般较低，但其回击电流强度一般大于负地闪。
2.2 地闪密度空间分布
图5
图5
青藏高原东北边缘地带2017—2020年各年及4 a平均地闪密度空间分布（单位：次·km-2·a-1）
（a）2017，（b）2018，（c）2019，（d）2020，（e）年平均
Fig.5
The spatial distribution of the CG flashes density from 2017 to 2020 and annual mean values in the northeastern verge of Tibetan Plateau （Unit： fl·km-2·a-1）
（a） 2017， （b） 2018， （c） 2019， （d） 2020， （e） annual mean values
上述研究表明，青藏高原东北边缘地带的正地闪占比高，回击电流强度大，因此为了加深对正地闪空间分布特征的认识，从而加强对正地闪的监测与防范，图6给出了该地区2017—2020年各年和4 a平均正地闪密度的空间分布图。可以看出，4 a来正地闪高发区主要集中出现在玛曲县和碌曲县大部，定西市与甘南州交界处和庆阳市中南部。
图6
图6
青藏高原东北部边缘地带2017—2020年各年及4 a平均正地闪密度空间分布（单位：次·km-2·a-1）
（a）2017，（b）2018，（c）2019，（d）2020，（e）年平均
Fig.6
The spatial distribution of the positive CG flashes density from 2017 to 2020 and annual mean values in the northeastern verge of Tibetan Plateau （Unit： fl·km-2·a-1）
（a） 2017， （b） 2018， （c） 2019， （d） 2020， （e） annual mean values
2.3 地闪密度与降水量的关系
图7
图7
青藏高原东北边缘地带2017—2020年4—10月逐月平均降水量空间分布（单位：mm）
Fig.7
The spatial distribution of monthly mean precipitation from April to October during 2017-2020 in the northeastern verge of Tibetan Plateau （Unit： mm）
图8
图8
青藏高原东北边缘地带2017—2020年4—10月逐月平均地闪密度空间分布（单位：次·km-2）
Fig.8
The spatial distribution of monthly average CG lightning density from April to October during 2017-2020 in the northeastern verge of Tibetan Plateau （Unit： fl·km-2）
3 结论
利用甘肃省2017—2020年ADTD地闪资料和全国综合气象信息共享平台（CIMISS）气象台站的逐日降水量数据，通过分析青藏高原东北边缘地带地闪，尤其是正地闪发生的时空分布特征、雷电流强度的月平均特征及地闪密度和降水量之间的关系，得到以下结论：
（1）青藏高原东北边缘地带年平均地闪频数为2.71万次，正、负地闪数分别占总闪的15.73%和84.27%。闪电活动月际变化呈明显的“单峰”特征，夏季闪电最多，占全年70.11%。地闪活动的日变化呈“单峰”型，总闪和负地闪峰值出现在10：00—12：00，正地闪峰值比负地闪峰值滞后约1 h。
（2）4—10月平均电流强度为40~55 kA。正、负极性平均电流分别约为63.65、40.70 kA，正极性平均电流远大于负极性平均电流，青藏高原东北边缘地带的防雷减灾工作应加强对正地闪的监测与防范。
（3）青藏高原东北边缘地带地闪密度高值区主要在兰州市永登县，甘南藏族自治州碌曲县南部、玛曲县的西北部和东南部及合作市一带，天水市张家川回族自治县，庆阳市华池县、环县、镇原县、庆城县，陇南市南部和文县。正地闪高发区主要集中在玛曲县和碌曲县大部、定西市和甘南州交界处及庆阳市中南部。以上地区应当普及防雷科普知识、加强雷电防范措施。
（4）地闪密度的时空分布与降水量有较好的一致性。
本文研究涉及资料仅有4 a，长期的闪电活动特征还需要进一步的研究与验证。
参考文献
中国内陆高原地闪特征的统计分析
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利用微秒级时间分辨率的宽带慢天线电场变化仪首次在中国内陆高原地区对雷暴过程中的正、负地闪特征进行了测量和系统分析,发现每次雷暴过程中正闪的比例有随总闪频数增大而减少的趋势,弱雷暴过程更有利于正地闪的产生。平均来讲,正地闪占闪电总数的16%,介于美国夏季雷暴和日本冬季雷暴之间。负地闪闪击间隔的算术平均值和几何平均值分别为64.3ms和46.6ms。54%的负地闪有至少一次继后回击强度大于首次回击,而且有20%的继后回击其强度大于首次回击强度。继后回击强度与首次回击强度的比例几何平均值为0.46,算术平均值为0.70,平均回击数为3.76,39.8%为单次回击地闪。正地闪的多次回击只占13.0%,且闪击之间的时间间隔也较大,算术平均值为91.7ms。
GB/T 37047—2018《基于雷电定位系统(LLS)的地闪密度总则》国家标准解读
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Investigation on the occurrence of positive cloud to ground (+CG) lightning in UMP Pekan
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北京与兰州地区的地闪特征
[J].利用闪电定位系统(LLS)在兰州地区和北京地区探测到的共两万多个地闪资料,对两地的正、负地闪特征进行了对比。分析发现兰州地区的正闪比例是北京地区正闪比例的5倍多。北京地区的正闪平均强度近似为负闪的3倍,而兰州地区的正闪强度只有负闪的2.2倍。无论正闪还是负闪,两地的地闪强度均是稳定的正态分布,并且与雷暴本身的特征无关,从而可用DF强度来作雷暴临近的估计。两地的正、负地闪的回击数均按指数规律下降,不过北京地区的多次回击较兰州地区的多次回击要多。两地的闪电频数都在下午后期出现峰值,但北京地区的闪电频数最大值和最小值都较兰州地区早1小时出现。通过试验找到了地闪定向仪显示数与闪电辐射电场和放电电流的关系,扩大了地闪定向仪的利用率。
甘肃平凉地区正地闪特征分析
[J].利用雷电定位和雷达观测资料对甘肃平凉地区正地闪特性进行了分析。结果表明:正、负地闪回击的上升时间分布范围基本一致,大约在3~20μs之间,其平均值负地闪为8.33μs,正地闪为10.7μs。负地闪回击后的过零时间分布范围较广,在10~130μs之间,其平均值为51μs;正地闪回击后的过零时间分布范围比负地闪要小得多,在10~50μs之间,其平均值为19.67μs。负地闪的反冲深度dp为32%,正地闪为55%。在正负地闪的日变化中,负地闪有两个峰值分别出现在01:00和13:00(北京时,下同),而正地闪在下午18:00出现一个极大值,正负地闪数的分布呈反相关。降雹时间的峰值与正地闪峰值时间有比较好的一致性,正地闪的发生与云中固态水成物粒子的沉降有关。
青藏高原与黄土高原过渡区雷暴活动特征及东亚夏季风的影响
[J].利用1951-2012年青藏高原与黄土高原过渡区(下称研究区)54个站点雷暴日数观测资料,分季节统计了研究区雷暴发生日数的年际和季节变化特征及其对东亚季风的响应。结果表明,研究区夏季雷暴日数最多,春季次之,秋季较少,冬季几乎无雷暴发生。青藏高原东部的甘南地区年平均雷暴日数最多,其次为祁连山东部的永登和乌鞘岭地区,靠近黄土高原地区的年平均雷暴日数相对较少,研究区雷暴日数总体呈下降趋势。夏季(6-8月)雷暴日数多年对应强夏季风年,雷暴日数少年对应弱夏季风年。东亚夏季风强年,研究区水汽通量明显偏大,西太平洋副热带高压西伸脊点位置偏东,新疆东侧和内蒙古西北侧500 hPa高度场偏低,蒙古热低压处于发展阶段,这些特点都有利于强对流天气的产生;东亚夏季风弱年,情况则相反。小波分析结果表明夏季雷暴日数与东亚夏季风都存在准30年的振荡周期。
