雷电的天气气候学特征课件.ppt

1、1 雷暴尺度的雷电特征雷暴尺度的雷电特征2 全球雷电活动和地域差别全球雷电活动和地域差别3 雷电活动与气候变化雷电活动与气候变化 全球每时每刻发生着约1800个雷暴。 不同类型雷暴的雷电活动特征差异很大。 因雷电过程和雷暴本身的复杂性复杂性和观测手段的局限局限性性，对不同类型雷暴的雷电活动规律仍未获得全面仍未获得全面的认识的认识。7.1 雷暴尺度的雷电特征 7.1.1 冰雹云 单体、多单体和超级单体风暴都可能产生冰雹。 冰雹云除降雹降雹外，还常伴有强降水强降水、破坏性大风大风和雷电雷电等灾灾害性天气害性天气。 冰雹云中的上升气流速度更大上升气流速度更大，能携带更多的降水粒子进入高空，云顶更高，

2、回波更强。 其动力和微物理条件非常利于雷暴的起电和利于雷暴的起电和放放电电。冰雹云的雷电频数通常远高于普通雷暴。1 冰雹云的正地闪特征冰雹云的正地闪特征一般雷暴云中正地闪占总地闪的比例小于10%。大多冰雹云的地闪也以负地以负地闪为主闪为主，但其正地闪比例常正地闪比例常明显高明显高于当地雷暴的平均值。较高的正地闪比例对应较低较高的正地闪比例对应较低的降水的降水，较低正地闪比例的冰雹过程降水量较高。可推断：强降水冰雹云过程中正地闪比例不高。弱降水超级雷暴中通常易发生较多的正地闪。正地闪占主导正地闪占主导，正闪增加时负闪降低，负闪增加时正闪降低。降雹时段地闪不活跃降雹时段地闪不活跃，负闪达到最低值，

3、但正地闪相对较活跃。冻结层以上霰的增长与总地闪数量的增多和减少有关。开始降雹开始降雹前地闪频数的迅速上升，可以作为降雹的指示量前地闪频数的迅速上升，可以作为降雹的指示量。地闪多在低于-40的区域内。开始阶段：正地闪主要位于系统前部区域，而负地闪位于系统中后部。随后：系统范围不断扩大，正、负地闪大多发生于低于-40区域内，且多发生于-40-50的温度梯度变化大的区域内。随着低于-50的区域扩大，正闪数目明显多于负闪。正、负地闪空间分布差异明显。2 闪电频数闪电频数“跃增跃增”对冰雹云的指示作用对冰雹云的指示作用在大部分冰雹云的快速发展阶段，地闪或总闪数存在明显的“跃增跃增（lightning j

4、ump）”现象。仅仅用地闪次数或频数识别冰雹云并不可靠用地闪次数或频数识别冰雹云并不可靠。图7.3 2003年6月19日雹暴每10分钟地闪频数分布图，横坐标轴下的线段表示降雹发生时段图7.4 一次冰雹云的最大雷达反射率因子（a）、雷电频数(b)和总雷电DFRDT (c)，图中（b）紫色代表总雷电频数（左侧坐标轴），红色代表地闪（右侧坐标轴），（c）红色柱体代表总雷电跃增时间，绿色柱体代表DFRDT未达到跃增阈值，橘黄色曲线代表2跃增阈值。强天气事件标志在DFRDT图的底部（绿色星号：冰雹，蓝色方块：强风），符号上面的横线代表为同组事件7.1.2 飑线 飑线（Squall Line）：由若干排列

5、成行的雷暴单体或雷暴群组成的风向、风速发生突变的狭窄的强对流天气带强对流天气带。又称不稳定线或气压涌升线。 过境时：常产生冰雹、灾害性强风以及雷电等。 云闪通常非常活跃，占总闪的绝大部分。 一般可将飑线分为3个独立区域：对流区对流区、过渡区过渡区及层云区层云区。1 闪电频数与降水的时间演变闪电频数与降水的时间演变整个过程中，负地闪占总地闪的比例都较高。发展阶段：地闪与总闪的比例维持在40%，随后逐渐降低。成熟阶段：地闪与总闪的比例维持在约20%，云闪活跃。消散阶段：地闪和云闪数量逐渐降低至消失，期间地闪略有增加。图7.5 2007年7月31日北京地区一次飑线过程5分钟总雷电、云闪、地闪和平均降

6、水强度的时间演变2 飑线不同发展阶段的雷电活动与雷达回波飑线不同发展阶段的雷电活动与雷达回波初始阶段初始阶段：对流区由较小的对流单体组成，其后跟随发展中的层云区域。地闪主要位于对流区内，且多为负地闪。13:42，层云区范围扩大，越来越多的地闪发生在对流中心附近，雷电分布开始在西侧的回波单体中发生。仅有很少的雷电发生在过渡区，而层云区域内几乎无雷电发生。图7.6 2007年7月31日北京地区一次飑线发展阶段总雷电（雷达扫描前后3分钟内的总和）与雷达基本反射率（0.5o仰角）之间的对应关系。五角星代表雷达位置，黑色 “+” 为正地闪, 蓝色“”为负地闪，黑色“”为云闪成熟阶段成熟阶段：14:18，

7、前部的对流区出现了弓状回波，正地闪开始增加，但仍少于负地闪，多数地闪发生在大于40 dBz的区域，少量负地闪发生在层云区域，地闪主要散布在前部对流区域内地闪主要散布在前部对流区域内。14:24，地闪数达最大，负地闪数比正地闪约高一个量级负地闪数比正地闪约高一个量级，大多发生在对流区前部，正地闪发生在接近强对流中心。图7.7 同图7.6，但为该飑线成熟阶段总雷电与雷达基本反射率之间的对应关系消散阶段消散阶段：16:24，强回波区仍呈线状分布，地闪的数量整体降低地闪的数量整体降低，雷电仍主要发生在对流回波线区。16:42，强回波区开始断裂分散，地闪数量明显减少地闪数量明显减少。发生在层云区的雷电明

8、显增加，其电荷来源可能是对流云区域的电荷在气流作用下经过渡区输送到层云区域。图7.8 同图7.6，但为该飑线消散阶段总雷电与雷达基本反射率之间的对应关系3 飑线系统的地闪特征飑线系统的地闪特征以云闪为主以云闪为主，也有大量的地闪。成熟飑线中的地闪主要为负地闪成熟飑线中的地闪主要为负地闪，绝大多数发生在雷达反射率高的对流区，正地闪一般仅占总地闪的10%20%，常发生在雷达反射率低的层云区。少数飑线的负地闪主要发生在层云区，正地闪主要发生在对流区 。层云区的正地闪水平传播尺度（平均49 km）小于对流区的正地闪（平均96 km），但前者的峰值电流常远大于后者。图7.9 2006年4月21日发生在美

9、国休斯敦附近一次飑线的雷电VHF辐射源与合成雷达反射率的时间演变，(a) (d)分别对应于11:09、11:38、12:07和12:41（世界时）（据Hodapp et al., 2008）7.1.3 热带气旋 热带气旋（Tropical Cyclone）是发生在热带或副热带洋面上的低压涡旋低压涡旋； 是一种强大而深厚强大而深厚的热带天气系统。 与中纬度的中尺度对流系统相比，热带气旋内的上升气流上升气流较弱较弱，过冷水含量过冷水含量较较少少。 根据非感应起电机制，这些动力和微物理特征并不适合云并不适合云内起电过程的发生内起电过程的发生。 实际观测也表明，热带气旋中的闪电闪电并不频繁并不频繁。1

10、 热带气旋雷电活动的空间分布热带气旋雷电活动的空间分布一般具有间歇性活动特征（episodic behavior）。成熟阶段：其雷电密度呈现出两高一低两高一低的径向分布特征，即通常眼壁区为一高雷电密度区，在远离台风中心的外雨带为另一高雷电密度区，二者之间的内雨带雷电密度最少，即呈现出明显的三圈结构三圈结构。图7.10 5个强台风成熟阶段日平均雷电密度（a）及日平均雷电数随台风径向距离的变化（b）图7.11 (a) 2005年7月16日超强台风海棠在成熟时期的雷电空间分布， (b) 珍珠台风5月14日0206时(UTC)雷电与06时GMS-6可见光云图上的叠加，蓝色圆点为雷电。2 热带气旋雷电的

11、时间演变及其与热带气旋强度的关系热带气旋雷电的时间演变及其与热带气旋强度的关系 热带气旋在突然增强之前和增强阶段，眼壁区眼壁区的雷雷电电活动通常有爆发爆发的现象。 对超强台风，在其中心风速达到最强前几个小时，甚至一、两天内, 平均雷电很活跃，而在台风最强期间, 平均雷电发生很少。 雷电活动在一定程度上跟台风强度增强相联系雷电活动在一定程度上跟台风强度增强相联系。中心最大风速急剧增大阶段，眼壁区的雷电常伴随有爆发现象。眼壁区雷电爆发几小时后，台风中心风速达到最大。当台风处于最强阶段时，平均雷电较少，眼壁发生置换后，中心雷电很少，有的台风中心基本没有雷电。图7.12 台风中心100 km范围内的逐

12、时雷电数（柱状图）、中心最低气压（圆圈）和最大风速（方框） Lyons和Keen(1994)：热带气旋内的雷电爆发可能与超级单体的发展有关，对指示超单体发生有一定意义。 Thomas等(2010)：不但在飓风强度突变之前和突变期间内核区(距飓风中心100 km以内)的雷电活动有爆发现象（大部分为负地闪），还在飓风减弱之前和减弱期间内核区有相当数量的正地闪发生。 DeMaria等（2012）：大西洋上的热带气旋在突然减弱阶段，内核区的雷电密度要大于突然增强阶段，而雨带区（200300 km）的雷电密度在大西洋和赤道东北太平洋都是突然增强阶段高于突然减弱阶段。6小时和12小时累积雷电最大峰值都超前

13、于最大风速峰值48小时，24小时雷电峰超前最大风速峰值3天。从7月28日00:00到7月30日00:00，最大风速激增，中心气压剧降，对应时间段内雷电频数激增。6小时、12小时以及24小时雷电数与最大风速之间相关系数分别为0.76，0.85和0.92（两者峰值之间的相关系数）。图7.13 2007年台风Usagi 6小时、12小时以及24小时累积雷电与风速随时间的演变。雷电为距台风中心600 km范围内的总和，台风强度为对应时段内最大风速的平均值。西北太平洋台风雷电最大峰值出现时间与最大风速峰值出现的时间存在西北太平洋台风雷电最大峰值出现时间与最大风速峰值出现的时间存在超前、同步和滞后的情况超

14、前、同步和滞后的情况。弱台风雷电峰值超前风速峰值比例是56%，几何平均值分别为60小时。强台风雷电峰值超前风速峰值比例是78%，几何平均值分别为30小时。弱台风雷电峰值滞后最大风速峰值比例较高。主要原因是台风登陆造成雷电增加，使得雷电最大峰值较最大风速峰值出现的时间要晚。图7.14 台风雷电峰值与最大风速峰值超前、滞后时间关系正值代表雷电峰值超前于最大风速峰值，负值则相反。(a)弱台风，(b)强台风 每个台风雷电与最大风速值都存在明显的正相关。 弱台风雷电与最大风速的相关系数平均值为0.81。强台风最大风速的相关系数平均值为0.74。 弱台风的相关系数总体上要高于强台风相关系数。图7.15 台

15、风雷电活动与最大风速间的相关系数，(a) 32个弱台风，（b）37个强台风7.1.4 正极性地闪与灾害性天气 通常，雷暴中正地闪占总地闪比例较低，一般少于一般少于10%。 有时，正地闪比例也有可能较高，如雷暴消散期、冬季雷暴、中尺度对流系统的层云区等。 强雷暴的对流区有时也呈现出正地闪非常活跃的现象。 所以，在某些地区、某些特殊类型的风暴确实能够产生大量的正地闪，并且还较为常见。1 正地闪与灾害性天气现象的联系正地闪与灾害性天气现象的联系 大部分的强风暴地闪常以负地闪为主，但以正地闪为主的风暴常常是产生灾害性天气现象的根源。 以正地闪为主的风暴有更大的概率会发生龙卷和冰雹，特别是正地闪为主的阶

16、段持续几十分钟以上时，概率会更大，相反，那些以负地闪为主的风暴产生冰雹和龙卷等的概率要小得多。 有些风暴在发展过程中，大部分时间内地闪一直以正地闪为主，但也有一些风暴在成熟阶段，主导地闪会从正地闪转为负地闪；大冰雹通常发生在正地闪为主的阶段，当地闪极性由正转负时，冰雹的频数和直径开始减小。 龙卷一般形成于地闪寂静期，有时也发生在地闪极性从正地闪向负地闪转变过程。龙卷容易发生在正地闪主导阶段或之后，最强的龙卷一般发生在正地闪频数从最大值开始减小的阶段，而在龙卷发生期间，雷电活动一般开始减少。 Knapp（1994）：当地闪频数达到15 fl/min，同时正地闪比例超过30%时，有36%43%的风

17、暴能产生龙卷和大冰雹。 Reap和MacGorman（1989）：局地强风暴的概率随正、负地闪密度的变化情况，见图7.16.图7.16 网格点（48 km48 km）发生局地强风暴的频率随正负地闪密度的变化。图中数字为不同正地闪密度下的数量，其中正地闪密度的间隔是24，48，812，3640和40，负地闪密度的间隔是220，2040，4060，180200和200（据Reap and MacGorman, 1989） MacGorman和Burgess (1994)：对于正地闪为主的超级单体风暴，强龙卷(F4以上)通常出现在正地闪最大频数出现之后。 Dotzek等(2005)：正地闪峰值电流值

18、在龙卷发生前较低，而龙卷末期则很强，同时在龙卷期间负地闪的回击数较少。 Feng等(2008)：飑线发展阶段，地闪很少，且大多为正地闪，随着飑线的快速增强，地闪数也迅速增加，正地闪占总地闪的75%，消散阶段，负地闪逐渐多于正地闪。地面大风发生在正地闪密集区内或附近。 总之，正地闪与灾害性天气的发生之间存在着一定的联系正地闪与灾害性天气的发生之间存在着一定的联系，但不同的天气事件中可能会有较大变化。整体上，正地闪发生的数目仍然是有限的，相比而言，较高的云闪频数较高的云闪频数可能对灾害性天气的指示作用更明显可能对灾害性天气的指示作用更明显。2 正地闪的可能形成原因正地闪的可能形成原因 （1）具有倾

19、斜偶极子电荷结构的雷暴 （2）具有反极性电荷结构的雷暴 （3）降水的退屏蔽作用 （4）雷暴具有增强的下部正电荷区 （5）云内负先导通道截止假说 （6）云闪的分叉。其中，后两种起源于正地闪放电之前的云内放电通道，而前四种电荷源直接来自于云中的正电荷区。降水的退屏蔽作用导致的正地闪通常发生于雷暴云的后期，而具有增强的下部正电荷区的雷暴主要发生在一些特定地区（如青藏高原）。反极性电荷结构可能是导致灾害性天气中频繁正地闪产生的主要原因。倾斜偶极子电荷结构也可能是灾害性天气中较多正地闪的形成原因。7.1.5 雷电与雷暴动力、微物理和降水的关系雷电频数和与上升气流速度之间存在正相关。强上升气流能将更多的水

20、成物粒子携带到云中上部的混合相区域（0-40），有助于软雹和冰晶在过冷水环境下的非感应碰撞起电。强上升气流也能进一步减小云中正、负电荷区之间的距离，利于云闪形成。Baker等（1999）：总闪数正比于上升速度的4次方。但过大的上升速度将使云中的电荷区离地面高度增大，不利于地闪发生。上升速度过大，也不利于云闪的发生，如超级单体风暴中的“雷电空洞”。“雷电空洞”通常位于强烈的上升气流区（有界弱回波区），强烈的上升气流一方面使得降水粒子在混合相区域停留时间过短，抑制了降水粒子的增长，从而不利于冰晶和软雹的碰撞起电，另一方面，过快的上升气流还不利于冰晶和软雹的沉降分离。1 雷电与雷暴动力学参量的关系雷

21、电与雷暴动力学参量的关系 上升气流速度的观测比较困难，人们常使用对流有效位能（Convective Available Potential Energy，CAPE）来描述对流活动中上升气流速度的潜在大小。但事实上，陆地和海洋的CAPE值比较接近，但二者的雷电频数却相差很大。 Williams和Stanfill（2002）发现，云底高度在CAPE转化为上升气流动能的过程中起到了重要的作用：海洋上的云底高度较低（约500 m），此时CAPE转化为上升气流动能的效率较低，而大陆上的云底高度较高（约10003000 m），CAPE转化为上升气流动能的效率较高，有利于形成强对流，进而雷电活动就更频繁。

22、通常上升气流速度越大，云顶高度也就越高，所以云顶高度常常被用于描述积云内部上升气流速度大小。中国东部和东海地区雷电频数与20 dBZ最大高度的关系中拟合曲线的斜率分别为4.04和6.64（袁铁、郄秀书2010b），并且二者相关系数比较低，仅0.3左右，表明他们在描述对流动力和微物理过程方面可能还存在较大的差异，海洋对流就是明显的例子。海洋上的对流通常云顶高度非常高，但是雷电活动却非常少。由此可见，利用雷暴高度来预报雷电频数还存在很大的不足，需要进一步的深入研究。2 雷电与雷暴微物理参量的关系雷电与雷暴微物理参量的关系雷电容易发生在高雷达反射率区域及附近，并且雷电与混合相区域中一定强度（如30

23、dBZ）的雷达反射率面积存在较好的相关性，因此可以用混合相区域中某一温度处的最大雷达反射率是否足够大作为对流云起电的判据。通常用10高度上反射率达到40 dBZ作为积云起电的阈值。 具有最高雷电频数的单体，其各高度上的反射率因子通常都是最高的。7.2 全球雷电活动和地域差别 7.2.1 全球雷电活动的时空分布和区域特征 陆地雷电密度远大于海洋，是全球雷电活动的主要组成部分。雷电密度在热带地区最大，随纬度增加而减小；近海海域平均雷电密度小于陆地，大于远海海域，大陆西部近海海域雷电活动和大陆东部有显著差异。陆地和海洋的雷电密度之比约为10:1。全球平均年雷电活动地理分布的三个特征全球平均年雷电活动

24、地理分布的三个特征： 平均年雷暴活动一般随纬度增加而递减。平均年雷暴活动一般随纬度增加而递减。 陆地上的平均年雷暴日普遍大于同纬度的海洋地区。陆地上的平均年雷暴日普遍大于同纬度的海洋地区。 在陆地上，潮湿地区的平均年雷暴日一般大于同纬在陆地上，潮湿地区的平均年雷暴日一般大于同纬度干旱地区的数值。度干旱地区的数值。 全球全球7个闪电高值区个闪电高值区全球全球7个闪电高值区个闪电高值区 1.刚果，中非共和国，刚果，中非共和国，15oE-30oE,10oS-8oN； 2.哥伦比亚，南美洲，哥伦比亚，南美洲，75oW，8oN； 3.巴拉圭，南美洲中部国家，巴拉圭，南美洲中部国家，55oW- 60oW，

25、25oS-35oS； 4.古巴，北美洲和南美洲中间的加勒比海上的一个岛国，古巴，北美洲和南美洲中间的加勒比海上的一个岛国， 75oW-85oW，20oN； 5.新加坡，东南亚国家，新加坡，东南亚国家，100oE-105oE, 0-6oN； 6.柬埔寨（高棉），亚洲东南部，柬埔寨（高棉），亚洲东南部，103oE-107oE, 12oN； 7.印度最北端，印度最北端，75oE，33oN。近海海域面积占海洋面积的26.6%，却贡献了68.8%的海洋雷电。近海海域与远海海域雷电密度比为6.08:1，在海洋雷电中占有重要的地位。海洋、近海海域、远海海域和陆地雷电密度之比为1:2.58:0.42:9.64

26、。全球、陆地、海洋、近海海域和远海海域雷电频数分别为46.2 fl/s、36.6 fl/s、9.6 fl/s、6.6 fl/s和3.0 fl/s。全球67月达最大，12月达最小值。陆地年变化明显，主导全球雷电活动的年变化，而海洋年变化不大。全球雷电活动呈现出明显的季节的变化，即北半球夏季移向北半球，南半球夏季则移向南半球。北半球呈现单峰分布特征，峰值出现在7月，雷电频数达到47.2 fl/ s，1月的雷电频数最小（8.6 fl/s），春季强于秋季(北半球的季节)。南半球在12月达到峰值，雷电频数达到29.8 fl /s，在7月出现最小值（8.5 fl/s），春季强于秋季（南半球的季节）。春季和

27、秋季，全球雷电基本沿赤道对称分布。而热带地区1月份的雷电活动要稍多于6月份。虽然热带地区对全球雷电活动的贡献最大，但是其年变化的幅度却较小（约10%）。陆地雷电活动的日变化决定着全球雷电的日变化。由于地面受太阳加热的作用，热带地区的雷暴通常在午后开始活跃，一直持续到傍晚时分。陆地的雷电大部分来自于热带雷暴，这使其日变化的峰值出现在16:0017:00（地方时），最小值出现在当地06:0010:00（地方时）。海洋表面由于一天当中变化较小，因而其雷电活动日变化也很小。另外，由于全球雷电活动日变化幅度较大，全球雷电频数也存在较大的日变化，可以从10 fl/sec一直增加到80 fl/sec。7.2

28、.2 中国及周边地区雷电活动的时空分布中国及周边地区雷电活动的时空分布1 中国雷电活动的空间分布特征中国雷电活动的空间分布特征喜马拉雅山脉南北两侧、中国陆地东部和西部，海洋和陆地之间雷电密度差别很大。陆地上的雷电活动大体可分为四条大致与海岸平行的带状区域：近海区域，中部区域，西部区域和西部边境区域，陆地雷电活动的这一特点与中国地势的三级阶梯分布紧密相关。广州附近、广东茂名附近及海南岛中部地区是中国雷电活动最频繁的三个地区。中国地势第二级阶梯的西部及青藏高原的北部边缘地区是中国雷电活动最弱的区域，个别地区甚至全年没有一次雷电。近海区域近海区域 包括我国地势的第三级阶梯的大部分地区及云贵高包括我国

29、地势的第三级阶梯的大部分地区及云贵高原东部。该区域的两大岛屿原东部。该区域的两大岛屿(海南岛、台湾岛海南岛、台湾岛)上的闪电上的闪电活动相当频繁活动相当频繁 , 尤其是海南岛。在这一带状区域有我国尤其是海南岛。在这一带状区域有我国闪电活动最频繁的三个地区闪电活动最频繁的三个地区: 广州附近、广东茂名附近广州附近、广东茂名附近及海南岛中部地区及海南岛中部地区 , 闪电密度均超过闪电密度均超过20flkm-2 a-1 , 最最强处甚至达到了强处甚至达到了 30 flkm-2a-1以上。以上。中部区域中部区域 包括我国地势的第二级阶梯的中、东部包括我国地势的第二级阶梯的中、东部 , 以及东北以及东北

30、大部、青藏高原大部分等。虽然也处于季风区大部、青藏高原大部分等。虽然也处于季风区 , 但因但因距海岸较远距海岸较远 , 使得季风对这一区域的影响相对较弱使得季风对这一区域的影响相对较弱 , 所所以其闪电活动也相对有所减少。青藏高原中部地区白以其闪电活动也相对有所减少。青藏高原中部地区白天因热力作用导致对流发展旺盛天因热力作用导致对流发展旺盛 , 同时同时 , 夏季的西南季夏季的西南季风对高原中部也有一定的影响风对高原中部也有一定的影响 , 所以这里的闪电发生所以这里的闪电发生频率也较高。位于频率也较高。位于32N , 92S 附近的那曲地区为附近的那曲地区为青藏高原地区的闪电最频繁区青藏高原地

31、区的闪电最频繁区, 闪电密度可达闪电密度可达 68 flkm - 2 a- 1。西部区域西部区域 包括我国地势的第二级阶梯的西部及青藏高原的北部包括我国地势的第二级阶梯的西部及青藏高原的北部边缘边缘 , 这里是我国闪电活动最弱的地区这里是我国闪电活动最弱的地区 , 个别地区甚至个别地区甚至全年没有一次闪电。特别是青藏高原北部边缘的阿尔全年没有一次闪电。特别是青藏高原北部边缘的阿尔金山金山 , 是世界上著名的干旱山区之一是世界上著名的干旱山区之一 , 降水稀少降水稀少 , 闪电闪电活动非常罕见。活动非常罕见。 我国地势的第二级阶梯的西部地处内陆深处我国地势的第二级阶梯的西部地处内陆深处 ,离海较

32、离海较远远 , 大部分为沙漠、戈壁地表大部分为沙漠、戈壁地表 , 因青藏高原的阻挡因青藏高原的阻挡 , 夏夏季风也无法影响该地区季风也无法影响该地区 , 常年干旱少雨常年干旱少雨 , 导致了这里的导致了这里的闪电活动非常稀少。闪电活动非常稀少。 我国新疆维吾尔族自治区的西部。新疆西部是我国新疆维吾尔族自治区的西部。新疆西部是全疆降水较多的地区全疆降水较多的地区 , 天山山脉也是有名的湿润山区天山山脉也是有名的湿润山区 , 因此这里的闪电活动相对较高因此这里的闪电活动相对较高 , 尤以天山地区最高。尤以天山地区最高。西部边境区域西部边境区域夏季夏季(68月月)闪电最强，春季闪电最强，春季(35 月月)次之，然后是秋季次之，然后是秋季(911 月月) ， 冬季冬季(12 月月2 月月)则最弱。则最弱。2 中国雷电活动的季节变化特征中国雷电活动的季节变化特征