程胡華，焦育忠，段龍飛，崔永生

(太原衛(wèi)星發(fā)射中心氣象室，山西　岢嵐　036301)

?

山西岢嵐地區(qū)雷暴氣候統(tǒng)計(jì)特征及其嚴(yán)重年大氣環(huán)流背景

程胡華，焦育忠，段龍飛，崔永生

(太原衛(wèi)星發(fā)射中心氣象室，山西岢嵐036301)

利用1970—2014年山西省岢嵐地區(qū)地面雷暴觀測資料及NCEP再分析資料，統(tǒng)計(jì)分析岢嵐地區(qū)雷暴的氣候特征，并研究雷暴嚴(yán)重年6—8月平均大氣環(huán)流和對流穩(wěn)定性特征。結(jié)果表明：(1)1970—2014年山西岢嵐地區(qū)雷暴活動具有很強(qiáng)的季節(jié)性、時間性特征，主要集中在6—8月(占總數(shù)的74.08%)、13:00—21:00(占總數(shù)的66.46%)；年雷暴日數(shù)呈增多趨勢，每10 a約增加1.8 d，雷暴初日最早出現(xiàn)于3月25日，終日最晚出現(xiàn)在11月3日，且初、終日的年際差異較大；(2)小波分析結(jié)果顯示，近45 a岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)具有明顯的2.457 a和4.1322 a周期變化特征；(3)多雷暴年，岢嵐地區(qū)位于500 hPa平均位勢高度及距平場槽底，而少雷暴年則位于槽后脊前；(4)多雷暴年的CAPE值為229.70 J·kg-1，是少雷暴年的2.0191倍，多雷暴年的K指數(shù)值達(dá)31.6 ℃，比少雷暴年大2.83 ℃，表明多雷暴年大氣的不穩(wěn)定性程度更高。

雷暴；氣候特征；小波分析；環(huán)流背景；岢嵐

引　言

雷暴是由積雨云引起的伴有雷電活動和陣性降水的局地風(fēng)暴，常造成人畜雷擊死亡、擊毀通信設(shè)備及引起森林火災(zāi)等，給國家經(jīng)濟(jì)和人民生命及財產(chǎn)造成嚴(yán)重威脅和損失。與其它災(zāi)害性天氣相比，雷暴具有非常強(qiáng)的局地性、瞬時性和頻繁性等特點(diǎn)，從而增大了雷暴發(fā)生地點(diǎn)、發(fā)生時間和消亡時間的預(yù)報難度。近年來，一些學(xué)者提出了一系列方法[1-3]進(jìn)行雷暴預(yù)報，有力地提高了雷暴的預(yù)報水平，這些預(yù)報方法大多需要?dú)v史雷暴資料和反映雷暴的大氣環(huán)流形勢及物理診斷量(如K指數(shù)和CAPE指數(shù)等)，因此研究雷暴天氣的氣候特征及其相應(yīng)的環(huán)流形勢和物理診斷量特征具有十分重要的意義。

截止目前，氣象工作者對我國許多地區(qū)的雷暴氣候特征進(jìn)行大量相關(guān)研究，并取得了一系列有意義的結(jié)論[4-23]，其中胡玲等[12]發(fā)現(xiàn)，近47 a青海高原雷暴總體呈減少趨勢，但各區(qū)變化特征不一致，雷暴越多的地區(qū)減少趨勢越明顯，雷暴最少的柴達(dá)木盆地變化不明顯，甚至略有增加；靳利梅等[13]分析了上海雷暴的氣候特征和變化規(guī)律，指出在1960—2008年期間，上海年平均雷暴日數(shù)總體減少，且秋季減少最顯著；鞏崇水等[16]分析了中國雷暴天氣的氣候特征，認(rèn)為中國年平均雷暴日的地理分布可大致分成4個區(qū)域，東南高發(fā)區(qū)、西南高發(fā)區(qū)、東北次高發(fā)區(qū)和西北低發(fā)區(qū)；張春松等[19]分析了武威市雷暴天氣的時空分布特征及變化趨勢，并依據(jù)氣流的南北配置方法對雷暴天氣進(jìn)行了環(huán)流分型；李桑等[20]對1980—2010年中國南方雷暴頻次進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，指出雷暴頻次的日變化呈午后至凌晨多，當(dāng)雷暴頻次偏高時，西太平洋副熱帶高壓異常偏弱，南方對流層中上層有異常的上升運(yùn)動；郭冬艷等[22]對海南地區(qū)雷暴氣候特征及其大氣環(huán)流背景研究分析，指出雷暴偏多年的位勢高度距平出現(xiàn)大范圍的負(fù)距平，且副高較弱、位置偏東，而雷暴偏少年副高較強(qiáng)、脊線偏西；央美等[23]對1966—2011年西藏那曲地區(qū)7個氣象站的雷暴天氣觀測資料進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)多雷期、少雷期的差異主要表現(xiàn)在西太平洋副熱帶高壓脊線西伸脊點(diǎn)的經(jīng)度位置、巴爾克什湖東部至青藏高原處高壓脊和高原短波槽的位置和強(qiáng)弱上。上述研究表明，雷暴日數(shù)及其變化趨勢存在明顯的地區(qū)差異，還與大氣環(huán)流存在緊密聯(lián)系。

岢嵐地區(qū)位于晉西北黃土高原中部，地勢東南高、西北低，東部為岢嵐山，山上森林茂密，植被良好；西南部為燒炭山，山上牧草繁茂；西與西北部為黃土丘陵區(qū)，水土流失嚴(yán)重。其地形地貌復(fù)雜，是典型的高海拔山區(qū)地帶，夏季午后常出現(xiàn)短生命史、小尺度的強(qiáng)對流天氣系統(tǒng)，是雷暴天氣的多發(fā)地。特殊的地形地貌特征對該區(qū)的雷暴氣候特征產(chǎn)生重大影響。岢嵐地區(qū)為我國衛(wèi)星發(fā)射的3大基地之一，而衛(wèi)星發(fā)射的條件之一是要求發(fā)射陣地?zé)o雷暴天氣，因此對該地區(qū)雷暴進(jìn)行氣候統(tǒng)計(jì)研究，分析雷暴嚴(yán)重年的大氣環(huán)流背景和對流穩(wěn)定性特征，對我國航空航天事業(yè)的發(fā)展具有重要意義。

1　資料與方法

所用資料包括：(1)1970—2014年山西省岢嵐縣氣象站地面雷暴逐時觀測資料；(2)1970—2014年美國NCEP/NCAR(National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research)再分析資料的Ds090.0數(shù)據(jù)集(1970年1月—1978年12月，水平分辨率為2.5°×2.5°)、Ds093.1數(shù)據(jù)集(1979年1月—1999年12月，水平分辨率為0.5°×0.5°)和Ds083.2數(shù)據(jù)集(2000年1月—2014年12月，水平分辨率為1°×1°)的500 hPa高度場、溫度場和濕度場(850 hPa、700 hPa和500 hPa)以及對流有效位能(CAPE)。

采用數(shù)理統(tǒng)計(jì)方法分析1970—2014年岢嵐地區(qū)的雷暴氣候特征。利用Mann-Kendall檢驗(yàn)法[24]分析雷暴日數(shù)的突變特征；利用Morlet小波方法進(jìn)行年雷暴日數(shù)的周期分析，并與傳統(tǒng)的傅立葉分析方法對比[25]。Morlet小波方法能同時較好地反映時域和頻域局部特征，還可以發(fā)現(xiàn)突變，并指出序列變化中的主次周期及在各時間段的影響大小。其計(jì)算原理可參見Torrence等[26]文獻(xiàn)。

2　雷暴氣候特征

2.1年際變化

圖1為岢嵐地區(qū)1970—2014年雷暴日數(shù)的年際變化特征?？梢钥闯?，近45 a岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)總體呈顯著增加趨勢，每10 a約增加1.8 d(通過α=0.05的信度檢驗(yàn))，年雷暴日數(shù)平均為37.56 d，最多為57 d(1990年)，最少為22 d(1972年和2009年)，主要處于35～45 d之間(約占總數(shù)的62%)，1985年以前以偏少為主，1990年代中前期和2001年以后以偏多為主；相鄰年的年雷暴日數(shù)變化最大值為32 d，出現(xiàn)于1989/1990年，由25 d增加到57 d，而相鄰年變化最小值為0 d，出現(xiàn)于1986/1987年、2004/2005年；5 a滑動平均曲線總體呈顯著上升趨勢，且階段性特征更明顯，1990年代以前呈增加趨勢，之后表現(xiàn)為減少趨勢，至1998年以后再次表現(xiàn)為逐漸增加趨勢。

圖2為1970—2014年岢嵐地區(qū)各月雷暴日數(shù)的年變化?？煽闯?，該地區(qū)雷暴活動主要集中在夏季6—8月，但不同年份月雷暴日數(shù)峰值出現(xiàn)的月份存在差異，如1973、1977、1982年等月雷暴日數(shù)最大值出現(xiàn)于6月，1970、1974、1976年等最大值出現(xiàn)于7月，而1980、1987、2000年等最大值出現(xiàn)于8月；近45 a月雷暴日數(shù)最大值為18 d，分別出現(xiàn)在1973年6月、1974年7月和1990年7月；除1972年9月、2007年5月外，其余年份5—9月都有雷暴活動出現(xiàn)。

圖1　1970—2014年岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)的年際變化

圖2　1970—2014年岢嵐地區(qū)各月雷暴日數(shù)的年變化(單位：d)

2.2年內(nèi)變化

近45 a來，岢嵐地區(qū)共出現(xiàn)1 690個雷暴日，雷暴最早出現(xiàn)于3月25日(1989年)，最晚結(jié)束于11月3日(1977年和1989年)；月累計(jì)雷暴日數(shù)超過10 d的主要集中于6—8月，占總數(shù)的74.08%，其中雷暴日數(shù)最大值出現(xiàn)在7月7日，共22 d，即該日出現(xiàn)雷暴的概率約為50%。另外，雷暴日數(shù)出現(xiàn)較多的月份，波動也較大(圖3)。

圖3　1970—2014岢嵐地區(qū)雷暴日數(shù)的月變化

2.3日變化

由于岢嵐地區(qū)地形地貌特征復(fù)雜，在夏季午后的熱力作用下，易出現(xiàn)短時、局地的雷暴天氣，因此其雷暴具有明顯的日變化特征。圖4給出1970—2014年岢嵐地區(qū)雷暴時次數(shù)在不同時刻的變化?？煽闯?，近45 a岢嵐地區(qū)共出現(xiàn)5 239個雷暴時次，最多的雷暴時次數(shù)出現(xiàn)在16:00(北京時，下同)，達(dá)524次，年均約11.64次，約占總數(shù)的10%，而最少的雷暴時次數(shù)出現(xiàn)于09：00(68次)，年均約1.5次，約占總數(shù)的1.3%；雷暴時次數(shù)從12:00開始急劇增多，到16:00達(dá)到最大，隨后急劇減少，其中累計(jì)雷暴時次數(shù)超過250次的位于13:00—21:00，約占總數(shù)的66.46%；00:00—12:00的雷暴時次數(shù)均少于150次，為雷暴發(fā)生的低概率時段。

圖5為1970—2014年岢嵐地區(qū)平均雷暴時次數(shù)的月變化?？煽闯?，岢嵐地區(qū)雷暴時次數(shù)的月分布特征近似以7月16:00為圓心向四周逐漸減少的圓，雷暴時次數(shù)主要集中在6—8月的15:00—18:00，雷暴時次數(shù)最多達(dá)153次，出現(xiàn)在7月16:00，而05:00—12:00為雷暴活動低潮期。

圖4　1970—2014年岢嵐地區(qū)雷暴時次數(shù)的日變化(單位：次)

圖5　1970—2014年岢嵐地區(qū)平均雷暴時次數(shù)的月變化(單位：次)

3　年雷暴日數(shù)的周期分析

圖6為岢嵐地區(qū)1970—2014年雷暴日數(shù)的Morlet小波分析結(jié)果。由Morlet小波系數(shù)實(shí)部(圖6a)和功率譜(圖6b)可以看出，岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)存在2 a、4 a、7 a和13 a左右的振蕩周期，其中2 a、4 a左右的周期通過了95%的置信水平，而7 a、13 a左右的周期則不顯著，故岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)存在顯著的準(zhǔn)2 a、4 a左右的周期變化。為進(jìn)一步確定變化的主周期，由總體小波功率譜(圖6c)可知，通過95%置信水平的周期分別為2.457 a和4.1322 a，對應(yīng)的功率譜值分別為82.6和60.1，故2.457 a為岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)變化的主周期。

4　年雷暴日數(shù)的突變分析

圖7為1970—2014年岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)的Mann-Kendall突變檢驗(yàn)。UF表示年雷暴日數(shù)的順序統(tǒng)計(jì)曲線，UB則為逆序統(tǒng)計(jì)曲線，若UF或UB值>0，表明序列呈上升趨勢，反之則呈下降趨勢。給定顯著性水平α=0.05，臨界線U=±1.96。當(dāng)統(tǒng)計(jì)曲線超過臨界線時，表明上升或下降趨勢顯著。由圖7可看出，2005年以前，UF值處于波動狀態(tài)，而后呈上升趨勢，但UF值未超過臨界線，表明年雷暴日數(shù)上升趨勢不顯著，且無突變點(diǎn)。

圖6　1970—2014年岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)的Morlet小波系數(shù)實(shí)部(a)、功率譜(b，黑色網(wǎng)格區(qū)通過95%的置信水平，虛線為10-5誤差等值線，其內(nèi)部誤差<10-5表示受邊界影響小，外部誤差>10-5表示受邊界影響較大)及總體小波功率譜(c，實(shí)線為功率譜，虛線為95%的置信水平)

圖7　1970—2014年岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)的M-K突變檢驗(yàn)

5　大氣環(huán)流背景和對流穩(wěn)定性分析

5.1多雷暴年及少暴雷年的確定

根據(jù)世界氣象組織規(guī)定，將雷暴日數(shù)距平值(|△S|)為2倍標(biāo)準(zhǔn)差(2σ)的事件稱為異常事件，距平值為1.3σ的稱為嚴(yán)重事件[21]。圖8為1970—2014年岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)距平的年際變化，可看出，1972、1990和2009年|△S|達(dá)2σ以上，表明這3 a為雷暴發(fā)生的異常年；1990、1992、2002、2012、2014年|△S|>1.3σ，為多雷暴年，1972、1975、1984、1989、1993、2009年|△S|<1.3σ，為少雷暴年。下面將針對岢嵐地區(qū)多雷暴年、少雷暴年的500 hPa高度場和對流穩(wěn)定性進(jìn)行對比分析，探討大氣環(huán)流背景和對流穩(wěn)定性對雷暴活動的影響。

圖8　1970—2014年岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)距平

5.2500 hPa大氣環(huán)流背景

圖9為1970—2014年岢嵐地區(qū)多雷暴年、少雷暴年在雷暴發(fā)生盛期(6—8月)的500 hPa合成高度場及距平場?？煽闯觯?、少雷暴年6—8月500 hPa合成高度場(圖9a、圖9c)的差異主要表現(xiàn)在2方面：相對于多雷暴年500 hPa合成高度場值5778 gpm，少雷暴年的合成高度場值更高，達(dá)5 791 gpm，更接近于5 800 gpm線；多雷暴年，岢嵐地區(qū)處于寬廣的槽底，有利于長時間的強(qiáng)對流天氣產(chǎn)生，而對應(yīng)的少雷暴年處于槽后脊前，不利于強(qiáng)對流天氣的產(chǎn)生。多、少雷暴年6—8月500 hPa高度距平場(圖9b、圖9d)之間差異更明顯，數(shù)值上，多雷暴年高度距平為負(fù)距平，其值為-11.24 gmp，而少雷暴年距平值為1.83 gpm；分布形勢上，多雷暴年，岢嵐地區(qū)正處于距平值底部，其正北方存在一明顯的距平低值中心區(qū)，該低值中心對應(yīng)為蒙古冷渦，可見該地區(qū)多雷暴年主要是蒙古冷渦長時間存在導(dǎo)致的，這與實(shí)際情況一致；少雷暴年，低值中心明顯東移，此時岢嵐地區(qū)明顯處于槽后脊前，蒙古冷渦天氣系統(tǒng)已移出該地區(qū)，有利于出現(xiàn)晴好天氣。

圖10給出岢嵐地區(qū)1970—1984年雷暴偏少年段、2002—2014年雷暴偏多年段6—8月500 hPa合成高度場及其距平?？煽闯觯妆┢俸推嗄甓蔚?—8月500 hPa合成高度場(圖10a、圖10c)之間的差異類似于少雷暴年和多雷暴年，即雷暴偏少年段的合成高度場值更大(5 797 gpm)且位于槽后，而偏多年段的合成高度場值較小(5 781 gpm)，且同樣位于寬廣的淺槽區(qū)。雷暴偏少與偏多年段的距平值分布類似于少雷暴年和多雷暴年，在雷暴偏少年段(圖10b)，高度距平為正值(7.4692 gpm)，偏多年段(圖10d)，距平為負(fù)值(-8.6170 gpm)；分布形勢上，在雷暴偏少年段，岢嵐地區(qū)西北方向有一明顯正距平大值中心，而在雷暴偏多年段，其北面則存在一明顯的西南—東北向負(fù)距平中心，其分布特征與多雷暴年和少雷暴年之間存在較明顯的不同。

圖9　1970—2014年岢嵐地區(qū)6—8月多雷暴年(a、b)和少雷暴年(c、d)的500 hPa合成高度場(a、c)及其距平場(b、d)(單位：gpm，★為岢嵐氣象站，以下相同)

圖10　岢嵐地區(qū)1970—1984年(a、b)、2002—2014年(c、d)6—8月500 hPa合成高度場(a、c)及其距平場(b、d)(單位：gpm)

5.3對流穩(wěn)定性

通過分析500 hPa高度場及其距平有利于了解雷暴天氣的大氣環(huán)流背景特征，但對于判斷雷暴天氣是否發(fā)生還不夠深入。目前，在氣象業(yè)務(wù)中判斷雷暴天氣是否發(fā)生，常用的雷暴預(yù)報因子為對流有效位能(CAPE)和K指數(shù)，這2個因子均能很好地反映大氣穩(wěn)定性特征，其值越大，表明大氣越不穩(wěn)定，則越有利于雷暴天氣的產(chǎn)生，反之亦然。

圖11給出岢嵐地區(qū)在多雷暴年、少雷暴年的6—8月CAPE和K指數(shù)分布特征?？煽闯?，多雷暴年(圖11a)和少雷暴年(圖11b)的CAPE值隨緯度變化非常明顯，在27°N以南均存在明顯強(qiáng)對流活動，且隨著經(jīng)度增加，CAPE大值區(qū)域均存在北抬，多雷暴年的CAPE大值區(qū)更偏北。另外，該地區(qū)多雷暴年與少雷暴年的CAPE值相差較大，多雷暴年的CAPE值為229.701 J·kg-1(圖11a)，少雷暴年為113.765 J·kg-1(圖11b)，前者為后者的2倍多。與CAPE類似，K指數(shù)值同樣與緯度和經(jīng)度密切相關(guān)(圖11c、圖11d)，多雷暴年的K指數(shù)值為31.5934 ℃，少雷暴年為28.7621 ℃，多雷暴年比少雷暴年大2.8313 ℃。上述分析可見，多雷暴年的大氣對流活動更加劇烈，大氣不穩(wěn)定性程度更高。

圖11　1970—2014年岢嵐地區(qū)多雷暴年(a、c)和少雷暴年(b、d)6—8月CAPE(a、b，單位：J·kg-1)和K(c、d，單位: ℃)指數(shù)分布特征

6　結(jié)　論

(1)1970—2014年，岢嵐地區(qū)的年雷暴日數(shù)變化較大，總體呈增加趨勢，每10 a約增加1.8 d，且未發(fā)生突變現(xiàn)象；雷暴具有很強(qiáng)的季節(jié)性、時間性特征，集中出現(xiàn)在夏季(6—8月)的13:00—21:00；雷暴具有明顯的2.457 a(主周期)和4.1322 a(次周期)周期振蕩變化。

(2)從500 hPa大氣環(huán)流背景來看，岢嵐地區(qū)年雷暴日數(shù)變化主要受蒙古冷渦影響，當(dāng)蒙古冷渦在6—8月期間長時間影響岢嵐地區(qū)時，有利于該地區(qū)雷暴日數(shù)的增多；反之則不利。

(3)多雷暴年的CAPE值為少雷暴年的2.0191倍，且多雷暴年的K指數(shù)值比少雷暴年大2.8313 ℃，表明多雷暴年的大氣對流活動更加劇烈，大氣不穩(wěn)定性程度更高。

致謝：非常感謝兩位匿名審稿專家和編輯部對本研究提出重要的建設(shè)性修改意見

[1] 秦春明,尚可政,王式功,等. 遼寧葫蘆島1～10 d雷暴天氣預(yù)報方法[J]. 干旱氣象,2012,30(2):192-201.

[2] 陳勇偉,鄭濤,王漢堃,等. 基于BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型的雷電潛勢預(yù)報[J]. 干旱氣象,2013,31(3):595-601.

[3] 孔德兵,尚可政,王式功,等. 基于逐步回歸分析的西北地區(qū)東部雷暴概率預(yù)報方法研究[J]. 干旱氣象,2016,34(1):181-187.

[4] 張敏鋒,劉欣生,葛正謨. 我國北方地區(qū)雷電活動的時空特征[J]. 高原氣象,2000,19(3):277-284.

[5] 蔡新玲,劉宇,康嵐,等. 陜西省雷暴的氣候特征[J]. 高原氣象,2004,23:118-123.

[6] 山義昌,王善芳. 近40年濰坊地區(qū)雷暴日的氣候特征[J]. 氣象科技,2004,32(3):191-194.

[7] 胡艷,端義宏. 上海地區(qū)雷暴天氣的氣候變化及可能影響因素[J]. 中國海洋大氣學(xué)報,2006,36(4):588-594.

[8] 張旭暉,高蘋,許祥,等. 江蘇雷暴日發(fā)生規(guī)律及其大氣環(huán)流預(yù)報模型的建立[J]. 氣象科技,2006,34(5):532-537.

[9] 王建兵. 甘南高原雷暴的氣候特征[J]. 干旱氣象,2007,25(4):51-55.

[10] 景懷璽,石圓圓,白虎志. 甘肅中部雷暴天氣變化的氣候特征分析[J]. 干旱氣象,2007,25(1):53-57.

[11] 許迎杰,尹麗云,鄧勇,等. 低緯高原雷暴的氣候特征分析[J]. 高原氣象,2008,27(4):889-894.

[12] 胡玲,郭衛(wèi)東,王振宇,等. 青海高原雷暴氣候特征及其變化分析[J]. 氣象,2009,33(11):64-70.

[13] 靳利梅,史軍. 上海地區(qū)雷暴氣候特征及變化研究[J]. 干旱氣象,2010,28(1):54-58.

[14] 任景軒,朱克云,張杰,等. 近30年西藏地區(qū)雷暴變化特征[J]. 氣象科技,2011,39(3):289-294.

[15] 郭冬艷,翟盤茂,姜濤,等. 海南夏季雷暴時空分布特征及成因[J]. 氣象科技,2011,39(5):562-568.

[16] 鞏崇水,曾淑玲,王嘉媛,等. 近30年中國雷暴天氣氣候特征分析[J]. 高原氣象,2013,32(5):1442-1449.

[17] 周賀玲,張紹恢,楊艷. 河北廊坊雷暴大風(fēng)的氣候特征[J]. 干旱氣象,2014,32(4):588-592.

[18] 拉巴次仁,來志云,索朗白瑪,等. 近40年西藏地區(qū)雷暴事件的時空變化特征[J]. 高原氣象,2014,33(4):1131-1134.

[19] 張春松,楊曉玲,劉蓉,等. 甘肅武威市雷暴天氣時空分布特征[J]. 干旱氣象,2015,33(4):559-565.

[20] 李桑,龔道溢. 1980-2010年中國南方雷暴頻次的統(tǒng)計(jì)特征及其變化[J]. 高原氣象,2015,34(2):503-514.

[21] 吳志偉,王鎮(zhèn)江,朱筱英,等. 鎮(zhèn)江地區(qū)雷暴日的時空分布及雷暴日異常多年的特征分析[J]. 氣象科學(xué),2003,23(2):245-252.

[22] 郭冬艷,辛吉武,吳勝安,等. 海南雷暴氣候特征及大氣環(huán)流背景分析[J]. 氣象科技,2008,36(4):404-408.

[23] 央美,旦增格列,達(dá)瓦澤仁,等. 那曲地區(qū)雷暴天氣時空變化特征及影響因素[J]. 應(yīng)用氣象學(xué)報,2014,25(6):751-760.

[24] 魏鳳英. 現(xiàn)代氣候統(tǒng)計(jì)診斷與預(yù)測技術(shù)(第二版)[M]. 北京：氣象出版社，2008.

[25] 赫立生,李新,李月英. 太陽活動變化的小波分析[J]. 干旱氣象,2006,24(4):15-19.

[26] Torrence C, Compo G P. A practical guide to wavelet analysis[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 1998,79:61-78.

Climate Characteristics of Thunderstorms and Atmospheric Circulation Background in the Years with Severe Thunderstorms in Kelan of Shanxi Province

CHENG Huhua, JIAO Yuzhong, DUAN Longfei, CUI Yongsheng

(TheMetOfficeofTaiyuanSatelliteLaunchCenter,Kelan036301,China)

Based on the hourly thunderstorm observation data in Kelan of Shanxi and NCEP reanalysis data during 1970-2014, the climate characteristics of thunderstorms were analyzed statistically by using linear tendency estimation, Morlet wavelet analysis and Mann-Kendall test, the characteristics of mean atmospheric circulation and convective stability from June to August in the years with severe thunderstorms during 1970-2014 were discussed by using composite analysis. The results are as follows: (1) The seasonal and time characteristics of thunderstorm in Kelan of Shanxi were very obvious during 1970-2014, the thunderstorm mainly occurred from June to August, which accounted for about 74.08% of the total, and it mainly occurred from 13:00 to 21:00, which accounted for about 66.46%. The annual thunderstorm days presented an increasing trend on the whole in the past 45 years, and the climatic tendency rate was 1.8 d·(10 a)-1. The initial date of thunderstorm in Kelan was 25 March, while the ending date of thunderstorm was 3 November, and the annual variations of the initial and ending dates of thunderstorm were great during 1970-2014. (2) The significant periods of thunderstorm days during 1970-2014 were 2.4570 a and 4.1322 a. (3) On 500 hPa geopotential height and anomaly fields, the Kelan of Shanxi located at the bottom of trough in active thunderstorm years, while it located in the northwest airflow behind the trough in less active thunderstorm years. (4) The value of CAPE was 229.701 J·kg-1in active thunderstorm years, and it was 2.0191 times of that in less active thunderstorm years, and the value ofK-index in active thunderstorm years was 31.5934 ℃, and it was lightly larger than that in less active thunderstorm years, which indicated that the atmosphere was more unstable in active thunderstorm years.

thunderstorm; climate characteristics; wavelet analysis; circulation background; Kelan

10.11755/j.issn.1006-7639(2016)-04-0640

2016-01-27；改回日期：2016-05-16

總裝青年科技基金項(xiàng)目(2014ZBTY4003)和太原衛(wèi)星發(fā)射中心科學(xué)基金項(xiàng)目(2015ZBTY4008)共同資助

程胡華(1983- )，男，工程師，主要從事天氣氣候方面研究. E-mail:chenghongxi2012@qq.com

1006-7639(2016)-04-0640-08DOI:10.11755/j.issn.1006-7639(2016)-04-0640

P468

A

程胡華，焦育忠，段龍飛，等.山西岢嵐地區(qū)雷暴氣候統(tǒng)計(jì)特征及其嚴(yán)重年大氣環(huán)流背景[J].干旱氣象，2016，34(4)：640-647, [CHENG Huhua, JIAO Yuzhong, DUAN Longfei, et al. Climate Characteristics of Thunderstorms and Atmospheric Circulation Background in the Years with Severe Thunderstorms in Kelan of Shanxi Province[J]. Journal of Arid Meteorology, 2016, 34(4):640-647],