2018, Vol. 37 
2. 北京市气候中心, 北京 100089
2. Beijing Climate Center, Beijing 100089
大气运动是由不同尺度天气系统组成的, 在一定的大尺度环流背景下，MCS(中尺度对流系统)尤其是β和γ尺度MCS是造成强对流天气的直接原因[1]，诸如强风暴、雷暴和龙卷等灾害性天气大多由MCS造成的，所以气象学者针对MCS做了大量研究工作, 其中包括MCS的形成源地、移向和移速，这既是临近预报中的重点，也是目前航空气象预报的难点。
研究表明，受地形抬升作用，山区比平原更易产生局地性热雷暴[2]。孟智勇等[3-4]研究发现，中国东部MCS大多在35°N、117°E附近的安徽省、河南省、山东省及江苏省的交界处产生，另一个易发区则位于河北省的南部地区，其认为大部分的MCS易在平坦地区形成。
北京的西部为太行山脉，北部为燕山山脉，而城区位于平原地带，这种复杂的地形，造成MCS分布及移动的多样性。Wilson等[5]研究了2003—2005年北京地区的雷暴源地，发现从北京以外，特别是从房山和门头沟一带山区移入的雷暴占北京地区总雷暴的79%。王宁等[6]研究表明，北京地区西南部的局部地形通过影响低层偏南风急流的流场结构，改变强辐合区和垂直运动的分布和强度，进而引起降水中心位置和强度的改变。陈明轩等[7]研究表明，北京西北部山区是傍晚雷暴的重要源地，这些雷暴大部分下午形成，并由西北-东南方向移动到东南部的平原地带，但傍晚前后雷暴易在山脚下产生，夜间至凌晨，大部分的雷暴在东南部的平原地区形成。王国荣等[8]研究表明：北京地区的短时强降水主要分布在山前及山前的平原地区，靠近城区的西山山前以及城区是一个短时强降水的高发区，怀柔、昌平和顺义交界的山前地区到密云水库一带是另一个短时强降水的高发区，此外，位于平谷境内的山前地区也是一个短时强降水的易发区；时间上，短时强降水过程主要发生在午后到前半夜。
以前对MCS的研究大多使用卫星云图[9-16]，但最近几年，对MCS的研究大多使用雷达资料中的组合反射率因子产品，对MCS的雷达回波形态的标准也不一致。Chen等[17]将影响台湾岛及台湾海峡的MCS给出的标准除了12 dBz回波带的长度要达150 km，持续时间超过5 h外，还要求在MCS成熟阶段，雷达回波上，大于36 dBz回波带的长宽比为3:1。美国的Geerts[18]在对美国东南部的MCS进行研究时，除了要求20 dBz的回波带的长度要达到200 km，持续的时间超过4 h外，也要求大于40 dBz回波带的长宽比为5:1并维持2 h。Parker[19]在Geerts[18]的基础上，对美国中部MCS进行了研究，提出了更加严格标准，即40 dBz以上的连续或近似连续回波带≥100 km，持续时间≥3 h，并且线性或近似线性的对流回波带有一个共同的前部边界，不能有断裂的情况出现。孟智勇[3-4]将不同的定义标准进行了整理，并制定了一套适合中国东部地区的标准。在台风前部飑线研究中，定义40 dBz的回波带可以不连续，但35 dBz回波带必须连续，在对中国东部MCS进行研究时，定义40 dBz的回波带必须连续。目前对整个北京地区的雷暴研究主要偏向于尺度较大，影响范围较大的α尺度MCS，但飞行最危险的阶段是起飞和降落阶段，航空气象除了关注影响航路的雷暴外，更关注发生在机场的雷暴对飞机起飞及降落的影响，因此影响机场的雷暴预报尤其重要。首都国际机场作为飞行量达世界第二、国内第一的重要机场，不仅仅受到α尺度雷暴影响，同时也受β尺度和γ尺度等尺度较小的MCS影响，但到目前为止，还没有文献系统地研究首都机场雷暴源地、移动路径及移速，也没有人研究过不同天气影响形势下雷暴的源地和移动特征，本文针对这些欠缺，研究影响首都机场的所有尺度雷暴的空间分布及它们的移动方面的特征，并将雷暴按照500 hPa的影响形势进行分类，进一步研究不同天气背景下，不同雷暴的空间分布及移动特征。
1 资料与方法本文所使用的资料包括2008—2014年间共6 a (2010年除外)雷雨季节首都机场C波段雷达资料(116.72°E，40.02°N，海拔高度62.7 m，5 min一次体扫)和每日两次的常规高空观测资料。
雷雨季节指这6年中从首都机场的初雷日开始至终雷日止。2008年、2011年为4—10月，2009年、2012年为4—11月，2013年为5—10月，2014年3—10月。
参照孟智勇等的文献[3-4, 17-19]及管制员的使用习惯，制定了针对首都机场的对流性雷暴的标准:
(1) 开始时间为影响首都机场的回波在150 km范围内开始出现30 dBz的时间；
(2) 影响时间指30 dBz的回波到达首都机场的时间；
(3) 持续时间为30 dBz的回波从开始出现至到达首都机场的时间；
(4) 移动距离为从30 dBz回波在雷达150 km范围内开始出现时的中心位置至30 dBz的回波到达机场时连续的20 dBz回波带中镶嵌的30 dBz回波带的中心位置之间的距离；
(5) 移速指移动距离与持续时间之比。
因为影响首都机场的雷暴范围较小，将回波分为2类，一类为多单体雷暴，另一类为单体雷暴。多单体雷暴的判断标准为：1）30 dBz雷达带状回波可以不连续，但20 dBz连续；2）没有长短轴之比要求。
单体雷暴与多单体雷暴判断标准相同，但20 dBz回波不连续。
在对500 hPa的影响形势分形中，延续文献[20]的方法，将500 hPa的影响形势分为西风槽型、低涡型、横槽型和西北气流型，因为副高边缘型和低压槽型产生的雷暴个例较少，在此不做讨论。
在计算移动距离时，采用如下计算公式（单位：km）：
| $ s = \sqrt {{{\left( {\left( {lo{n_2} - lo{n_1}} \right) \times L} \right)}^2} + {{\left( {\left( {la{t_2} - la{t_1}} \right) \times \cos \theta } \right)}^2}} $ | (1) |
其中，lon2, lat2和lon1, lat1分别指影响位置和开始位置的经纬度，L指北京所在地理位置的纬距111 km，θ指北京的纬度。
移动距离与时间之比为移动速度（单位：km·h-1）。
| $ {D_i} = a - 180/p \times \arctan \left( {\left( {la{t_2} - la{t_1}} \right)/\left( {lo{n_2} - lo{n_1}} \right)} \right) $ | (2) |
移动方向采用下面计算公式（单位：°）
当lon2-lon1>0时，a=90；当lon2-lon1 < 0时，a=270。
3 首都机场雷暴的时空分布和移动特征 3.1 多单体雷暴和单体雷暴的空间分布特征2008—2014年中共出现多单体雷暴123个（表略），单体雷暴47个。将200 m高度作为山坡与平原的分界线，将200 m与1 000 m之间的地带作为山坡，1 000 m以上的地区视为山区。图 1a为影响首都机场的多单体雷暴的空间分布，可见，来自山区的多单体雷暴为56个，占多单体雷暴总数46%，大多位于机场的西部和西北部，只有2个雷暴在机场北部的山区形成，但来自东北方向和西南方向的山区的多单体雷暴很少。在山坡上形成的多单体雷暴为28个，占多单体雷暴总数23%，在平原上形成的多单体雷暴为39个，占多单体雷暴总数的31%（有些雷暴形成地点重叠）。
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图 1 影响首都机场的多单体雷暴(a)和单体雷暴(b)空间分布(红色圆代表 30 dBz回波在雷达150 km探测范围内出现位置，三角代表机场观测站的位置，方形代表雷达位置，阴影代表 200 m与1 000 m地形高度，下同)。 Fig. 1 The spatial distribution characteristics of thunderstorms over the capital airport for (a) multicellular thunderstorms, and (b)single-cell thunderstorm. Red circles represent the position when 30 dBz echo go into the 150 km detection range of radar. The triangle represents the location of the airport observation station. Squares stand for the radar positions, and the shadow area represents the terrain height of 100 and 1000 m, the same below. |
来自西北部山区的多单体雷暴位置较分散，没有集中的形成源地，但在山坡及山脚形成的多单体雷暴有两个明显的源地，一个位于机场的偏西方向（图中的1区），另一个位于机场的西南方向（图中的2区），此外在平原多单体雷暴也有一个源地（图中的3区），位于机场的西南方向。
大部分单体雷暴在平原形成(图 1b，共32个)，占单体总数的68%；来自山区的8个，占雷暴单体总数的17%。在山坡形成的单体雷暴7个，占单体雷暴总数的15%。和多单体一样，来自山区的单体主要位于北京西北部，在机场东南方向的平原和西北方向的山坡和山脚有一个雷暴单体的形成源地，影响机场的单体雷暴大多在此形成。与分辨率较高的北京市地形图比较后可知(图略)，此处为城区，可见城区的热岛效应对雷暴的发生和发展起重要作用。
3.2 多单体雷暴和单体雷暴的日循环分布特征图 2a是按上面的山区、山坡和平原划分的多单体和单体的日循环分布图。从图上可看到，来自山区的多单体雷暴较少在凌晨及上午20—02UTC(世界时，下同)出现，最早从03UTC开始出现，最大峰值出现在11UTC，可能受热力作用影响；次峰值出现在04—07UTC，这说明山区地势较高，受太阳辐射温度上升较快，此外受地形的抬升作用，雷暴产生的时间较早；第三个峰值出现在17UTC，可能以移入型雷暴有关。
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图 2 不同区域多单体雷暴(a)和单体雷暴(b)的日循环分布特征 Fig. 2 The diurnal distribution characteristics of thunderstorms over different regions for (a) multicellular thunderstorm, and (b) single-cell thunderstorm. |
山坡上的多单体雷暴除22—24UTC、02—03UTC外，其它时段均有可能产生，有2个相等的峰值，一个出现在07UTC，与山区的雷暴相似，受热力作用明显，但出现时间比山区在1 h；另一个出现在10—12UTC，可能与迎风坡的抬升作用有关，同样比山区雷暴出现的时间提前1 h。
平原的多单体雷暴较少在日出前出现（20—22UTC），最早在23UTC产生，主要有两个峰值，一个集中在07—11UTC，09UTC最多，比山坡雷暴提前1 h产生；另一个次峰值出现在13—14UTC，比山坡雷暴晚3 h。
单体雷暴的数量较少(图 2b)，来自山区的主要集中在08—13UTC，峰值出现在13UTC，比多单体的峰值出现晚2 h；山坡形成的主要集中在03—11UTC，峰值出现在04UTC，比多单体雷暴提前1 h；而平原形成的单体最多，除22—23UTC，其它时间段均有可能发生，主要集中在08—13UTC，峰值出现在11UTC，比多单体雷暴早出现2 h。
将多单体和单体合并以后来看(图略)，山区的雷暴时段出现从中午前后至夜间03—13UTC，峰值出现在傍晚前后(11UTC)；山坡上的雷暴除22—23UTC外，其它时段均有可能产生，最大峰值出现在07UTC和10UTC；在平原形成的雷暴24 h内均有可能发生，主要集中在07—13UTC，峰值出现在09UTC。除了与陈明轩等[8]的研究结论“傍晚前后雷暴易在山脚下产生”相符外，其它的结论略有不同。
3.3 多单体和单体的移动特征 3.3.1 移动方向表 1为不同移向雷暴个数及所占比例分布。在123个多单体雷暴中，西北-东南移动和西南-东北移动的个例分别为50个和49个，各占总数的41%和40%；西-东和东南-西北移动的各11个和4个，分别占总数的8%和3%；其它类共9个，包括东北-西南方向移动的3个，南-北2个，北-南2个，在机场原地形成的2个，占总数的8%。
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表 1 不同移向雷暴的数量及所占比例特征 Table 1 The number of different direction and ratio of multicellular and single-cell thunderstorms. |
单体雷暴共有47个，与多单体雷暴相比，西北-东南方向移动的个例明显减少，仅为12个，占总数的26%，而从西南-东北方向移动的最多(26个)，占总数的55%，另外西-东方向的3个(占总数的6%)，东南-西北方向的仅1个(占总数的2%)，其它方向的5个，包括东北-西南、南-北、北-南各1个，机场原地形成的2个。
仍将多单体雷暴和单体雷暴分为山区、山坡和平原3个区域，图 3a是来自山区的多单体雷暴的移动方向，其中2个雷暴由北-南移动，3个雷暴由西西南-东北东方向移动，8个雷暴由西-东移动，其它43个雷暴均由西北-东南方向移动(占山区雷暴总数的77%)。仍将在山坡形成的雷暴(图 3b)分为2个区，2区形成的雷暴全部由西南-东北方向移动，但1区的雷暴有8个由西北-东南方向移动，2个由西南-东北方向移动，2个由西-东移动。在两个区域之间形成的2个雷暴由西南-东北方向移动，另2个在东北部山坡上形成的雷暴由东北-西南方向移动。
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图 3 出现在山区(a)、山坡(b)、平原(c)的多单体雷暴和单体雷暴(d)的移动方向特征分布(红色圆代表雷暴的初始位置，黑色实线为30 dBz回波中心的移动路径)。 Fig. 3 The path characteristics of thunderstorms for multicellular thunderstorms over (a)mountains, (b) hillside, (c) plain, and(d)single-cell thunderstorm (red circles represent the position when 30 dBz echo go into the 150 km detection range of radar, black solid lines stand for the 30 dBz echo path). |
图 3c为产生在平原上的多单体雷暴的移动方向。平原的雷暴一部分来自南部的河北省，这部分雷暴由西南-东北方向移动，而另一部分在北京境内产生的雷暴有的在1区的山脚下产生，有的在北京的东南部平原产生，在山脚产生的雷暴由西-东移动，影响机场，而在北京的东南部平原产生的雷暴基本上由西南-东北方向移动，只有2个在北京市与河北省交界处产生的雷暴例外，分别由南-北和由东南-西北方向移动，在天津境内产生的雷暴则由东南-西北方向移动，可能与天津方向移入的海陆锋有关。
来自山区的单体雷暴大部分由西北-东南方向移动(图 3d)，但有2个由西南西-东北东移动；在山坡上和在平原上形成的雷暴集中在1个区域内，这个区域距离机场较近，距机场的最大范围在50 km。在此区域内，位于西北山坡和山脚下形成的雷暴基本由西北-东南方向移动，而位于此区域南部的单体雷暴大部分由西南-东北方向移动。此外，在东北方向山坡及在北京东南部平原上形成的2个雷暴则分别由东北向西南和由东南-西北方向移动。
3.3.2 移速特征表 2是多单体与单体的移速分布。从表 2还可看出，所有多单体的平均移动速度为43 km·h-1，但不同移动路径移动速度有较大差异。
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表 2 不同移向多单体雷暴和单体雷暴的移动速度(km·h-1) Table 2 The speed of different direction of multicellular and single-cell thunderstorms. |
西北-东南路径的多单体雷暴平均移动速度为45 km·h-1，移动最快的为115 km·h-1，最慢仅7 km·h-1，个例移速在所有多单体雷暴中变化最大。西南-东北路径的多单体雷暴平均移动速度也为43 km·h-1，但最快达86 km·h-1，最慢移速为10 km·h-1。西-东移动路径的平均移速为41 km·h-1，移动最快的为73 km·h-1，最慢的为11 km· h-1。东南-西北移动的多单体雷暴平均移速为36 km· h-1，移动最快的为55 km· h-1，最慢的为13 km· h-1，个例移速的变化范围在所有多单体雷暴中最小。
与多单体雷暴相同，所有单体雷暴的平均移速也为43 km·h-1，但是与多单体不同的是，西-东方向的单体平均移动速度最快，为57 km·h-1，这和自西-东移动的单体雷暴个例少(仅3个个例)有关。
除了西南-东北方向的多单体和单体的平均移动速度相近外，由西北-东南方向及由西-东方向的单体雷暴移动速度均快于多单体雷暴，这可能与单体雷暴的尺度较小有关。
4 不同天气影响形势下雷暴的空间分布和移动特征 4.1 空间分布特征因为对影响的天气形势进行分类后雷暴个数减少，故在此部分将多单体雷暴和单体雷暴合并讨论。
当500 hPa的天气形势为西风槽时(图 4a)，共产生96例雷暴，其中来自山区的雷暴31个，占总数的32%，在山坡上产生的17个，占总数的18%，在平原上产生的47个，占总数的50%(表略)。出现在平原上的最多，其次来自山区，在山坡产生的最少。
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图 4 500 hPa不同影响系统(a.槽线; b.西北气流; c.低涡; d.横槽)影响下首都机场雷暴的空间分布 Fig. 4 The spatial distribution characteristics of thunderstorms over the capital airport on the condition of different weather situation on 500 hPa for(a)westerly trough, (b)northwest air flow, (c)vortex, and(d)transverse trough. |
来自山地的雷暴主要来自西部和西北部的山区，位于机场的西北方向、正西方向(2个略偏西南)，北部山区移入的雷暴只有1例。在山坡上形成的雷暴同图 1a类似，有两个集中区，但区域1的范围减小，没有图 1a山脚下的雷暴区明显，但在平原上形成的3区范围更加集中，也更加明显，形成源地距离机场较近，给临近预报带来一定的困难。
500 hPa为西北气流时(图 4b)，共产生34个雷暴。与西风槽类的雷暴在平原上出现最多不同，西北气流型的雷暴在山地出现的最多(21个)，占总数的62%，也是主要出现在机场西北方向和正西方向的山区，没有在西南方向山区移来的雷暴，仅有1个来自正北方向的山区。8个雷暴出现在山坡，占总数的24%，但落在2区的仅一个；在平原出现的仅5个，占总数的15%，相对于西风槽造成的雷暴来说，平原上产生的雷暴基本位于北京市行政区域范围内，没有从外省移入的雷暴。
低涡类雷暴共有28个(图 4c)，出现在山区的有10个，占总数的36%，主要来自机场方向西北部、正西方向和西南方向的山区，没有自北部山区移来的雷暴。在山坡上形成的7个，占总数的25%，主要集中在1区，没有在2区形成的雷暴。在平原上形成的11个，占总数的39%。除了在山坡上形成的雷暴数量稍少外，从山区移来的雷暴与平原上形成的雷暴数量基本相近，只是在3区形成的雷暴相对于西风槽造成的相同区域的雷暴来说，距离机场更远，给临近预报留出更多的预警时间。
当500 hPa为横槽时(图 4d)，仅产生10个雷暴且以单体雷暴为主。从山区移来的雷暴有2个，占总数的20%，且全部从西北部山区移入。在山坡形成的雷暴3个，占总数的30%，2个由1区移来的雷暴形成的位置相同，1个由东北方向山坡上形成并向西南方向移动影响机场，为何此雷暴会向西南方向移动？原因尚不明确。在平原上形成的雷暴为5个，占总数的50%，但这些雷暴集中在3区的右半部分，距机场在30 km里范围内，临近预报的难度较大。
4.2 移动特征 4.2.1 移动方向表 3为500 hPa不同的影响形势下不同移向雷暴所占比例及百分比分布。西风槽产生的雷暴以西南-东北方向的个例最多，为54个，占西风槽类雷暴总数的57%；西北-东南方向的雷暴数量次之，为23个，占总数的24%；由西-东的雷暴数量为8个，占总数的8%；东南-西北的总数为3个，占总数的3%，其它为8个(包括在机场原地形成和消亡的4例，由南-北的2例，由北-南及东北-西南各1例)，占总数的8%。
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表 3 不同影响形势下不同移向雷暴的数量及所占比例 Table 3 The number of thunderstorms with different moving directions under different weather situation on 500 hPa. |
与西风槽类的雷暴不同，500 hPa为西北气流时产生的雷暴主要以西北-东南方向为主，共23个，占西北气流型雷暴总数(35个)的66%；西南-东北的次之，为6个，占总数的17%；由西-东和其它方向分别为3个，各占总数的8.5%；其它方向包括由北-南、由南-北及东北-西南的各1个，没有东南-西北方向及机场原地形成、原地消亡的个例。
低涡类的雷暴与西风槽类的雷暴类似，都是西南-东北方向的个例最多，占总数的50%(14个)；其次为西北-东南方向的雷雨(11个)，所占比例略高(39%)于低涡类雷雨；西-东和东南-西北及东北-西南方向的各1个，分别占总数的3.3%。
横槽类的雷暴与西北气流类的雷暴的移向相类似，均是西北-东南方向个例最多(5个)，占总数的56%，其次西南-东北、西-东、东北-西南及北-南方向各1个。
仍将地形区分为山区、山坡和平原，图 5a1为西风槽雷暴在山区出现时至影响机场时的移动路径。与图 3a类似，大部分山区雷暴由西北-东南方向移动，或由西-东移动，只有2个雷暴由西南-东北东方向移动。产生在山坡的雷暴(图 5a2)位于2区时由西南-东北方向移动，但位于1区的雷暴既有西南-东北方向的移动，也有西北-东南方向的移动，在东北方向山坡上形成的雷暴则由东北-西南方向移动。产生在平原上的雷暴(图 5a3)大部分由西南-东北方向移动，有2个距机场较近的雷暴由东南-西北方向移动。
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图 5 不同天气影响形势下首都机场雷暴的移动路径特征。a1-a3为500 hPa为槽线时分别位于山区、山坡和平原雷暴的移动路径；b1为位于山区的西北气流型雷暴的移动路径，b2为发生在山坡和平原的西北气流型雷暴的移动路径；c为低涡类雷暴的移动路径 Fig. 5 The path characteristics of thunderstorms over the capital airport under different weather situations at 500 hPa. a1-a3 are for the thunderstorms over mountains, sloop and plains when 500 hPa has westerly trough. b1 the same as a1, but for the thunderstorms over mountains when 500 hPa is northwest air flow. b2 is for the thunderstorms over sloop and plain. c is for all thunderstorms when 500 hPa is vortex. |
由山区移入的西北气流型的雷暴(图 5b1)大部分由西北-东南方向移动，移动方向基本与500 hPa的西北气流方向一致，有2个由西-东移动，1个由北-南移动。图 5b2为在山坡和平原形成的西北气流型雷暴的移动方向，位于1区的雷暴也沿着500 hPa引导气流的方向由西北-东南方向移动；但位于2区的雷暴自西南-东北方向移动，移动方向显然与500 hPa的引导气流不一致；位于3区的山脚部位的雷暴沿引导气流由西北-东南方向移动，但位于3区平原地区的雷暴则由西南-东北方向移动。
图 5c为低涡型雷暴的移动路径。位于山区的雷暴大部分由西北-东南方向移动，只有2个雷暴分别自西-东移动和自西南-东北方向移动；位于山坡上1区和平原上3区靠近山脚部分的雷暴由西北-东南方向移动，而位于3区南部区域的雷暴及平原上由河北省移入的雷暴由西南-东北方向移动。此外，在机场东南部的平原地带和东北部的山坡上各有1个雷暴分别由东南-西北方向和由东北-西南方向移动，影响机场，这可能与低涡旋转时引导气流自东南方向向西北方向输送和自东北方向向西南方向输送有关。
横槽类的雷暴数量较少(图略)，与西北气流型类似，在西北部山区和山坡及山脚形成的雷暴由西北-东南方向移动，影响机场，而平原上形成的雷暴由西南-东北方向移动，但由于形成的位置距离机场较近，给临近预报带来了较大困难。
4.2.2 移动速度表 4是不同天气形势下雷暴的移速。从表上可以看出，西风槽类的雷暴西北-东南方向移速最快，平均移速50 km·h-1，其次为西南-东北方向，平均移速为40 km·h-1，由西-东的移速最慢，平均移速为38 km·h-1。其它方向移动的个例因个数太少，不具有代表性。
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表 4 不同影响形势下雷暴的移速（单位：km·h-1）特征 Table 4 The moving speed characteristics of thunderstorms with different directions under different weather different weather situations at 500 hPa. |
从最快移速和最慢移速来看，雷暴个体的移速差距较大：西南-东北方向的雷暴移速最快(88 km·h-1)与最慢(11 km·h-1)之间的差距达77 km·h-1；西北-东南方向的差距达82 km·h-1，西-东方向的差距最小，但也达到49 km·h-1。
西北气流型的雷暴平均移速相近，西南-东北方向的44 km·h-1，西北-东南方向的43 km/h。两类雷暴最快移速和最慢移速也分别达到76、68 km·h-1。
低涡类雷暴西南-东北方向的平均速度（55 km·h-1）大于西北-东南方向（41 km·h-1），最快与最慢之间的差距相近（分别为66、60 km· h-1）。
横槽类因为个例太少，只将西北-东南方向移动的进行了平均，得到的平均速度为61 km·h-1，移动最快与移动最慢的雷暴移速相差73 km·h-1。
对几类影响形势不同的雷暴进行比较后发现，在西南-东北方向移动的雷暴中，以低涡的移动速度最快(55 km·h-1)，其次是西北气流型(44 km·h-1)，移动最慢的是西风槽类(39 km·h-1)；在西北-东南方向移动的雷暴中，西风槽和横槽移动速度最快(都为50 km·h-1)，其次为西北气流型(42 km·h-1)和低涡类(41 km·h-1)。
不同影响天气形势下雷暴的日循环特征已在文献[8]中进行过研究，在此不再赘述。
5 结论与讨论本文利用2008—2014年(2010年除外)的实况探空资料和首都机场雷达资料，研究了发生在首都机场的雷暴的时空间分布特征及不同移动特征，并分
(1) 影响首都机场的多单体雷暴主要来自西部和西北部的山区；其次为在平原；在山坡上形成的多单体雷暴最少。而单体雷暴在平原形成的最多；其次分类研究了不同天气影响形势下的空间分布和移动特征，结果发现：自西北部的山区；在山坡形成的最少。在东南方向的平原和西北方向的山坡和山脚有一个雷暴单体的形成源地，影响机场的单体雷暴大多在此形成。
(2) 山区的雷暴时段主要出现在03—13UTC，峰值出现在傍晚前后(11UTC)；山坡上的雷暴除22—23UTC外，其它时段均有可能产生，最大峰值出现在07UTC和10UTC；在平原形成的雷暴24h内均有可能发生，主要集中在07—13UTC，峰值出现在09UTC。
(3) 多单体雷暴自西北-东南移动和自西南-东北移动的数量相当，而单体雷暴自西南-东北方向移动的最多，其次为西北-东南方向。山区雷暴主要由西北-东南方向移动；山坡形成的雷暴集中在2个区，一个区形成的雷暴全部由西南-东北方向移动，而另一个的雷暴主要由西北-东南方向移动；产生在平原的雷暴基本由西南-东北方向移动，而产生在山脚平原上的雷暴由西-东移动。
大部分单体雷暴在山坡上和在平原上形成，位于西北山坡和山脚下形成的雷暴基本由西北-东南方向移动，而在北京城区形成的单体雷暴则由西南-东北方向移动。
(4) 多单体与单体雷暴的平均移动速度均为43 km·h-1，但移动方向不同移速也有较大差异，多单体以西北-东南方向移动的最快(45 km·h-1)，而单体雷暴中以西-东方向的平均移动速度最快(57 km·h-1)。除了西南-东北方向的多单体和单体的平均移动速度相近外，其它方向的单体雷暴移动速度均快于多单体雷暴，这可能与单体雷暴的尺度较小有关。
(5) 将雷暴按不同的影响形势进行划分后可以发现，西风槽类和低涡类雷暴均以西南-东北方向移动最多；其次为西北-东南方向。西北气流型与横槽类雷暴主要是西北-东南方向为主；西南-东北次之。
西风槽类雷暴出现在平原上最多，其次来自山区，在山坡产生的最少。来自山区移入的雷暴主要来自西部和西北部，大部分由西北-东南或由西-东方向移动；在北京西南山坡上产生的雷暴自西南-东北方向移动，而在西北山坡上的雷暴既有西南-东北方向的移动，也有西北-东南方向的移动；位于北京平原上生成的雷暴大部分由西南-东北方向移动。
西北气流型的雷暴出现在山区的最多，大部分由西北和正西方向向东南方向移动；其次为产生在山坡的雷暴，在西北山坡上的雷暴自西北-东南方向移动，在西南山坡上的雷暴自西南-东北方向移动；在平原出现的最少，均产生在北京市行政区域内，位于西北山脚下的雷暴自西北-东南方向移动，而位于北京城区的雷暴则由西南-东北方向移动。
低涡类雷暴从山区移来的与平原上形成的个数基本接近。山区雷暴主要来自西北部、正西和西南方向的山区，没有自北部山区移来的雷暴，大部分雷暴由西北-东南方向移动。在西北山坡和山脚下形成的雷暴由西北-东南方向移动，而在北京南部平原形成的雷暴及由河北省移入的雷暴由西南-东北方向移动。
横槽类雷暴以单体雷暴为主，在平原上形成的最多，其次在山坡，山区移来的最少。在西北部山区、山坡及山脚形成的雷暴由西北-东南方向移动，而平原上的雷暴由西南-东北方向移动。
(6) 在西南-东北方向移动的雷暴中，以低涡的移动速度最快，其次是西北气流型，移动最慢的是西风槽类；在西北-东南方向移动的雷暴中，西风槽和横槽移动速度最快，其次为西北气流型和低涡类。西风槽类雷暴中，以西北-东南方向移速最快，其次为西南-东北方向；西北气流型的雷暴西南-东北方向和西北-东南方向平均移速相近；低涡类雷暴西南-东北方向的平均速度大于西北-东南方向。
致谢：感谢设备室李颖和韩志平在资料收集方面对本研究工作给予的支持。
| [1] |
陶诗言. 中国之暴雨[M]. 北京: 科学出版社, 198, 12-225.
|
| [2] |
王学良, 余田野, 汪姿荷, 等. 1961—2013年中国雷暴气候特征及东亚夏季风影响研究[J]. 暴雨灾害, 2016, 35(5): 471-481. |
| [3] |
Meng Z, Zhang Y. On the squall lines preceding landfalling tropical cyclones in China[J]. Mon Wea Rev, 2012, 140: 445-470. DOI:10.1175/MWR-D-10-05080.1 |
| [4] |
MENG Zhiyong, YAN Dachun, ZHANG Yunji. General Features of Squall Lines in East China[J]. Mon Wea Rev, 2013, 141: 1629-1647. DOI:10.1175/MWR-D-12-00208.1 |
| [5] |
Wilson J W, Chen M X, Wang Y C. Nowcasting thunderstorms for the 2008 summer Olympics[C]//The 33rd International Conference on Radar Meteorlogy Cairns: Australia Ameor Soc, 2012 http://ams.confex.com/ams/33Radar/techprogram/paper_123018.htm
|
| [6] |
王宁, 张立凤, 彭军, 等. 局部地形对北京"7.21"特大暴雨影响的数值研究[J]. 暴雨灾害, 2014, 33(1): 10-18. |
| [7] |
陈明轩, 高峰, 孔荣, 等. 自动临近预报系统及其在北京奥运期间的应用[J]. 应用气象学报, 2010, 21(4): 395-404. DOI:10.11898/1001-7313.20100402 |
| [8] |
王国荣, 王令. 北京地区夏季短时强降水时空分布特征[J]. 暴雨灾害, 2013, 32(3): 276-279. |
| [9] |
卓鸿, 赵平, 李春虎, 等. 夏季黄河下游地区中尺度对流系统的气候特征分布[J]. 大气科学, 2012, 36(6): 1112-1122. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2011.11174 |
| [10] |
Augustion J A, Cotton W R. The precipitation life cycle of mesoscale convective over United States[J]. Mon Wea Rev, 1988, 116: 685-701. DOI:10.1175/1520-0493(1988)116<0685:MCCOTU>2.0.CO;2 |
| [11] |
Augustine J A, Kenneth W, Howard. Mesoscale Convective Complexes over the United States during 1986 and 1987[J]. Mon Wear Rev, 1991, 119: 1575-1589. DOI:10.1175/1520-0493(1991)119<1575:MCCOTU>2.0.CO;2 |
| [12] |
Miller D, Fritsch J M. Mesoscale Convective Complexes in the western in the Pacific region[J]. Mon Wea Rev, 1991, 121: 2254-2263. |
| [13] |
Laing A, Fritsch J M. Mesoscale Convective Complexes in the Indian Monsoon Region[J]. J Climate, 1993a, 6(4): 911-919. |
| [14] |
Laing A, Fritsch J M. Mesoscale Convective Complexes in Africa[J]. on Wea Rev, 1993b, 121(8): 2254-2263. DOI:10.1175/1520-0493(1993)121<2254:MCCIA>2.0.CO;2 |
| [15] |
项续康, 江吉喜. 我国南方地区的中尺度对流复合体[J]. 应用气象学报, 1995, 6(1): 9-17. |
| [16] |
江吉喜, 项续康, 范梅珠. 青藏高原夏季中尺度强对流系统的时空分布[J]. 应用气象学报, 1996, 7(4): 473-478. |
| [17] |
Chen G T, Chou H C. General characteristics of squall lines observed in TAMEX[J]. Mon Wea Rev, 1993, 121: 726-733. DOI:10.1175/1520-0493(1993)121<0726:GCOSLO>2.0.CO;2 |
| [18] |
Geerts B. Mesoscale convective systems in the Southeast United States during 1994-95:A survey[J]. Wea Forecasting, 1998, 13: 860-869. DOI:10.1175/1520-0434(1998)013<0860:MCSITS>2.0.CO;2 |
| [19] |
Parker M D, Johnson R H. Organizational modes of midlatitude mesoscale convectine systems[J]. Mon Wea Rev, 2000, 128: 3413-3436. DOI:10.1175/1520-0493(2001)129<3413:OMOMMC>2.0.CO;2 |
| [20] |
卓鸿, 王冀, 霍苗, 等. 不同类型大尺度环流背景下首都国际机场的雷暴特征分析[J]. 暴雨灾害, 2016, 35(4): 371-377. |