雷达手册第3版(中文)_第19章_气象雷达

第 19 章气象霄达 19.1 引言 自从美国国家气象服务部 (NWS) 在 20 世纪 50 年代开始使用了的气象多普勒雷达 后，这些气象雷达就成为雷达师及一般公众熟知的观测工具，并被天气预报人员广泛用 于公共和私人领域。 20 世纪 90 年代，当美国国家气象服务部、联邦航空局 (FAA) 和美国 空军联合安装了下一代 WSR-88D 多普勒雷达(通常被称为 Nexrad 雷达)国家网络时，气象 雷达得到了重大技术改进。同样在这个时期，美国联邦航空局在美国主要机场安装了终端多 普勒气象雷达 (TDWR) 系统。随后，美国联邦航空局对以上两个系统进行了多次技术升 级，改进了在公共告警和飞行安全方面的性能[1. 2]。与被替代的 WSR-57 和 WSR-74C 不同， WSR-88D 系统能对暴风雪、降雨量、盹风、龙卷风及许多其他重大天气现象提供定量和自动 的实时信息，并在空间上和时间上比以往具有更高的分辨率[3. 4]。在航空领域安装在主要机 场飞行区的终端多普勒气象雷达通过探测诸如微爆和强阵风前沿等有害风切变活动，提供了 对安全离港和着陆至关重要的信息及其他能减少风灾的性能[5. 6. 7] 。 目前存在多种其他类型的气象雷达。 WSR-88D 远距离监视多普勒雷达常常补充有由电视 台使用的小型中程气象雷达以用于局部观测[8]。除了常见的商用机载天气规避和探测雷达 外，机载咫风监视可对正在接近的海岸阳县风进行详细预报和告警[9]。固定波束垂直指向的风 剖面系统常规地用于获得水平风的连续剖面[10]，而星载气象雷达则测量赤道上广泛的降水区 域和风特性[1月。气象研究结果被定期传送到气象雷达界，以获得更高的空间和时间分辨率、 提高数据质量并生出新的气象雷达产品，所有这些都在天气预报方面产生了重大改进。多普 勒气象雷达详细测量矢量风场和降雨区域。小型高机动科研雷达具备许多与固定雷达等同的 能力[12]。双极化技术[13. 14]用于提高定量的降雨测量、探测冰雹[15]和辨别水(雨)中的冰雪 微拉[16]。除此之外，地基科研雷达现在可以测量地边界层中的大气湿度[17]。机载科研雷达 具备许多相同的性能，且覆盖区域更大，机动性更强闷。在科研和运转方面应用的多样性说 明了气象雷达技术及其演变的生命力。 本章将向读者介绍气象雷达，特别是气象应用方面雷达独有的系统特性。关于这-点应 当指出，大多数气象雷达与用于其他用途的雷达具有很多相似之处:脉冲多普勒系统远比连 续波雷达普遍:主要使用的是焦点馈电的抛物面天线和低噪声固态数字式接收机，并通常使 用磁控管、速调管、行波管及其他形式的发射机。 气象雷达和航空或军事等其他用途雷达的主要区分点是气象目标属性、雷达信号最终的 特征以及为抑制人为因素，仅产生有意义的和关键的天气信息的气象回波的处理手段。重要 的气象目标有大范围的散射回波强度 (-20~70dBZ)，分布在小于 lkm 的距离到大于 200km 的远距离、接近地面高度 100m 以内到对天气情况很重要的大气顶部(距离地面 20km) 的空 间内，通常占据数百万个雷达观察的空间分辨单元中的大部分。此外，为了估计降雨率、降 雨类型、空气流动、端流及风切变等参数，必须对雷达每个空间分辨单元(或气象目标〉接 第 19章气象雷达 .767. 收的信号特征进行定量的测量[19]。另外，由于大部雷达分辨单元内都含有有用的信息，因此 气象雷达需要高速数字信号处理器、对由数据密度产生的假目标进行抑制的有效手段、高数 据率系统和对这些信息的有信息的显示。因此，相对于许多非气象雷达的任务是要在具 有大面积天气、地物、海面、诱饵和鸟类等杂波的区域内探测、跟踪并详细表征相对少量的 需要目标，而气象雷达却要对"气象杂波"本身的属性作出精确估测。无论航空/军事雷达， 还是气象雷达，都需要繁重的处理活动，但由于在测量分布广泛的天气系统时，有大量用户 需要提取的不同的重要信息，所以消化、记录、处理的数据量以及显示的处理工作量在气象 雷达中常常更大。 本章中的论述参考了大量有用的教科书和参考资料。 Lou Ba忧an[20]编写的经典著作《雷 达观测大气))，其清晰性和完整性值得特别提起，它一直是雷达气象学的标准课本。"纪念 Battan 和雷达气象学 40 周年会议"出版了一本综述性论文集《气象学中的雷达》 [21]，从历 史、科学、技术和使用角度介绍了雷达气象学的第一个四十年。 Bean 等人[22]在 Skolnik 的 《雷达手册(第一版)))中介绍了天气对雷达的影响。 Doviak 和 ZrniC[23]特别强调了气象雷达 的多普勒方面，而 Bringi 和 Chandra[24]重点讲述了极化测量雷达的各个方面， Lhermi忧e[25]则 重点关注了毫米波(云)雷达。Rinehart 撰写的《气象学家的雷达)) [26]对气象雷达的各个方 面进行了全面、通俗易懂的概括。电气和电子工程师协会 CIEEE) 地球科学和电子学的《气 象雷达专刊)) [27] 、 At1as 的《气象学中的雷达)) [21] 、 Wakimoto 和 Srivastiva 的《雷达和大气科 学一一为纪念 David At1as 的文集》 [28]，以及 Meischner 的《气象雷达)) [29]对气象雷达的许多 方面提出了发展前景。最后，由美国气象学会 (AMS) 发起召开的一系列《气象雷达(国 际)会议的会议录或预印本)) [30] 或许提供了有关该领域进展的最广泛、最完整的一组参考资 料。这些文件可以在许多技术图书馆中找到，也可以在网上找到。此外， <<欧洲雷达气象学 会议论文集)) [31]收录了优秀的参考资料。 19.2 气象目标的雷达方程 通常，从一般适用于雷达的多种表达式中任一个都可以推导出雷达从点目标获得的接收 功率 Pr[23 ， 26 ， 32]。对于一个单个的点目标，一个容易推导出的简单表达式为 R 一每一 09.1 ) 式中， β是取决于雷达系统参数(发射功率 Pt ， 天线系统增益 G和波长川的常量 r 是到点 目标的距离:σ是雷达截面积 (RCS) ①。 正是在计算分布的气象吕标的σ 时，雷达方程不同于对点目标的方程，对于像降雨一样 的分布式目标，其σ 可写为 σ=ηY 09.2) 式中， η是雷达反射率，计量单位为每单位体积的雷达截面积 v 是雷达所取样的体积。 η本 身可以写为 ①依照本章惯例 ， r表示距离，而R 表示降雨率。 .768. 雷达手册(第三版) η=汇σi 09.3 ) ;=1 式中 ， N 是单位体积内的散射体数量:句是第 i 个点散射体的后向散射截面积。一般来说， 气象散射体具有各种形式，包括水滴、冰晶、冰雹、雪及其混合体。 Mie[33] 建立了一种光平面波撞击胶状悬浮体中的导电球后后向散射能量的一般理论。同 样的理论适用于落下通过大气的球形雨滴，其后向散射能量是入射能量波长 (λ)、粒子半径 (a) 及其复折射指数 (m) 的函数。比值 2πa/λ确定了粒子的主要散射特性。空气中的球形水 滴在可见光区相对其散射波长较大:在所谓谐振散射区水滴尺寸和散射波长为同一量级，而 在瑞利区则相对其散射波长较小。 当比值 2πα/λ<1 时，可以应用瑞利近似[20] ， oi变为 σ 豆IKI2 D~ ( 阳) aλ斗 式中 ， D， 是第 i 个粒子的直径，并且有 09.5) 式中 ， m 是复折射指数。当温度为 0~200C、波长为厘米级时，如果粒子为水态， IKI2 ~ 0.93 , 如果粒子为冰态， IKI2 ~O却。 式( 19.3)现在可写为 _5 N η=主|krZM 09.6) 于是我们将雷达反射率因子 Z定义为 Z= L:D: ( 19.7) ;=1 在雷达气象学中，通常用毫米为单位表示水滴直径鸟，并对 1旷的单位体积内出现的水滴 求和，得到体积密度表达式。因此， Z 的通用单位为 mm6/m3。对于冰粒， Di 有时用冰粒完全融 化为水滴时得到的水滴直径表示。但是，雷达对多种形状和温度的冰粒散射过程非常复杂，不能 给出确定的通用表达式。 为方便起见，常常将水滴或粒子大小分布视为数量密度 N(D)的连续函数，这里 N(D)是 单位体积内直径在 D~D+ω 之间的粒子数量。在这种情况下， Z 为粒子大小分布的第 6 阶 矩，即 z= fN(D)D6ω 09.8) 。 若雷达波束中充满了散射体，那么 Y的采样体积可近似为[10] πθØr2CT 09.9) 8 式中， θ 和功分别是方位和俯仰的波束宽度 C 是光速 T是雷达脉冲宽度。将式 09.3)和 式 09.9) 代入式( 19.2)，我们看到分布式气象散射体的 RCS 与脉冲体积成正比，而脉冲体 积由目标距离上的脉冲长度和天线波束决定。 第 19章气象雷达 然后，将式 09.2)、式 09.6)、式 09.9) 合并并代入式 09.1)，得 R=EF生fEE4|Ki2 乏Df8 Â,q I 1 ti 一 βd印crlKI 7 8λ4r2 一 β'Z 2 r • 769 • ( 19.10) 这个表达式说明，分布式气象目标的接收功率(1)仅仅是β， (取决于整个雷达系统的 参数和物理参数的常量)的函数 (2) 与雷达反射率因子 Z 成正比(3)最重要的是与 r2 成 反比(与点目标情况中的 r4 不同)。 包括在式 09.1)中β中的雷达系统参数包括峰值发射功率 R、天线增益 G 两次(一次 发射，一次接收〉和波长λ。由于任何测量必须参照雷达系统中同一个点一一通常是环流器 附近的糯合器，我们在天线系统增益系数(天线罩、波导、旋转关节等)中包括了全部天线 系统的损耗。由于天线增益在波束宽度内不均匀，如果假设增益是均匀的就会在计算 Z 时产 生误差。 Probert Jones[341 使用类似推导方法时考虑了这种情况。他假设天线波束为高斯形， 推导了如下接收功率的方程式，即 PG2λ2θ协cfιR=E 俨^ ^γσ09.11) 512(2ln2)π4r472' 式中， 21n2是高斯形波束的修正值。将式 09.3 )、式 09.6) 和式 09.7) 代入式 09.11) ， 接收功率可用反射率因子 Z和距离 r 表示为 P.. =~G20øcr rc3 1叫:Z (19ω 512(2ln2)λ4扩 由于接收滤波器抑制了部分接收信号功率 ， Pr 必须减少 Lr倍， Lr取决于发射谱和接收机 滤波器的细节，对典型波形和"匹配滤波器"通常为1.6 (2dB)。解出雷达反射率因子 Z，得 Z = [1024ln2λ2ι I~G26场cr rc3 IKI2]p,.r 2 09.13) 式中，反射率因子用接收功率和距离表示。 必须注意，在式 09.13 )中使用的单位要一致。若用米一千克一秒制单位 (mks)，则从 式 09.13) 中计算得到的 Z 的量纲为 m6/m3。如需转换为更常用的单位 mm6/m3 ， 则需乘以 系数 1018 0 此外，用常用单位dBm(相对于 1mW 的扭数)和M表示 Pr和 r 时， Z也需要 乘以 103。因为感兴趣的 Z值范围跨越几个数量级，所以经常用对数标度来表示 Z值。由此 dBZ= C + Pr(dBm) + 20 Ig r 但n) (19.14) 式中， C [在式 09.13) 中用方括号隔开]就是所谓的气象雷达常数 Pr 用dBm 表示 r 用 h 表示。 C 在运转的气象雷达中的典型值为 65~75扭。显然，当距离和接收功率固定时， 雷达常数 C 的值越小，可观测到的反射率值(以dBZ表示)越小。因此， C 的值越小，对应 的雷达灵敏度就越高。 当天线波束中充满了散射体时，以及当可以应用小散射粒子瑞利近似时，并且当散射体 为水态或冰态时，可以用式 09.13) 测得反射率因子 Z。因为所有条件并不总能满足，所以 通常用有效反射系数 Ze来代替 Z。使用 L时，通常理解假定了上述条件。雷达气象学领域中 的专业人员经常将 Ze和 Z互换使用，虽然这么做并不正确。 .770. 雷达手册(第三版) 我们在推导雷达方程式时忽略的另一个因素是降雨和大气产生的衰减。波长为 10cm 时，衰减通常并不明显:然而当波长为 5cm、 3cm 和 2cm 时，尤其是当更小的毫米波长时， 在雷达方程式中必须考虑大气衰减，即增加一个依赖于距离的因数项 Lao 19.3 节将给出通常 条件下估计这种衰减的细节。 最后，很重要的是要注意 Z值的气象学意义，因为这些值与云的特性和实际降雨率 R 直 接相关，见本章下面所述。对于非降雨的云，小到一40dBZ 的 Z 值是云层物理学研究所关注 的。对于晴天的大气低边界层，数量级为一20dBZ~20dBZ 的"晴空"Z 值常常是由昆虫和鸟 类产生的[35 ， 36] 在雨天， Z 的取值范围从 O~ lOdBZ 到高达 60dBZ，而 55dBZ~60dBZ 类型 的降雨将引起严重的洪水。严重的大冰雹可使 Z 值高于 70dBZo 许多运转的雷达都成能 探测会产生可测量的降雨的 Z 值 (O~60dBZ) 和 100km 内的"晴空"回波，因为在大于 lOOkm 时地球曲率将妨碍基于地表的测量。因此，这种具备测量短距离的强降雨回波和远距 离的弱降雨田波能力的雷达接收机的总动态范围为 90~95dB，同时，在出现强地杂波时测量 微弱回波需要尽可能大的瞬时动态范围 (>60dB)。近期实际运转的雷达和大多数科研雷达试 图获得可能的最大灵敏度，以及可以探测短距离(例如 lkm) 内最小为一40dBZ 或更小的反 射率数值。 过去的实际运转的雷达采用灵敏度时间控制 (STC) 来减少短距离内的增益和补偿附近 的强国波:但近期雷达通常不使用灵敏度时间控制技术，因为接收机动态范围足够在必要的 范围内处理重要的天气回波强度。科研雷达极少使用灵敏度时间控制技术，因为该技术会在 近距离上产生灵敏度损失。 19.3 设计考虑因素 最影响气象雷达设计的四个重大因素是衰减、距离模糊、速度模糊度和封!!J海杂波。这些因 素的组合以及需要获得足够空间分辨率的要求使大多用于降雨雷达的波长被选择在 3~10cm 范围内。 辙酶蹦 衰减对气象雷达信号至少有两个方面的不利影响。 第一，如有降雨插在中间，则对远过降雨区的降雨的后散射能量的定量测量将变得非常 困难。这种不能精确测量真实后散射截面积的情况要求在定量测量降雨率时对衰减尽可能进 行校正。 第二，若由于雨或介入媒质引起的衰减很大，则来自强吸收区域后面降雨单元的信号就 有可能被完全衰减掉。这种强吸收可能产生的严重后果的一个例子是会对波段大多为 3cm 的 飞机暴风雨规避雷达产生影响。对于波长短的机载飞机气象雷达而言，会探测不到位于近距 离、强衰减的雷暴后的强对流单元的情况非常常见。 Hildebrand[37]和 Allen 等人[38]指出，具 有高降雨率的强暴风雨甚至在 5cm 波长也会产生剧烈衰减。 在一些气象雷达应用中，希望再测量出沿所选定的传播路径上的衰减大小。这样做是因 为吸收与液态水的含量有关，因而可以提供检测像冰雹之类现象的有用信息。这与 Eccles 和 Atlas[39]及Vivek 等人[38]叙述的双波长技术是一致的。 第 19章气象雷达 .771 • 下列小节中将给出降雨和衰减关系的定量表达式。这些式子大多取自 Bean、Dutton 及 W彼时r[22] 和 Lhermitte[25]等人的论文。 Ba忧an[20] 和 Oguchi[41]的著作也是关于降雨吸收特性的 优秀补充信息源。 水汽的衰减 大气中的水蒸气值可高达 25g/m3，并使衰减随水汽含量的变化而变化。但对于波长超过 3cm 的代表性气象雷达波长，衰减小于百分之几dB幽n 因而通常可忽略。气态氧气在这些厘 米波长仅产生次要吸收影响，通常也可忽略。 云的衰减 这里把云微粒看做是半径小于 100μm 或 O.Olcm 的水粒或冰粒。当入射波长远超过 0.5cm 时，衰减主要取决于液态水含量，与微粒大小分布无关。被普遍认可的云衰减方程通 常用液态水含量 C g/m3 )来表示方程中的水分量。观察[42]表明，云中液态水的浓度一般在 1 ~2.5g/旷的范围内，但是 Weickmann 和 Aufm Kampe[43]报道的几例中，个别浓积云(经常 产生强降雨的高塔型对流云)上部的液态水含量可达 4.0g/m3 ; 而在冰云中，水含量很少超过 0.5g/m3，通常小于 0.I g/m3 o 云微粒的衰减可写成 K = K 1M 09.15) 式中 ， K 是衰减量，单位为扭曲n; Kl 是衰减系数，单位为 dBI Ckm. g/旷); M是液态水含 量，单位为g/m3，且 M=于24 C 19.16) 67L ( m2 一 1 ì K. =0.4343二二Im l 一一一一 09.1 7)Iλl m2 +2 J 式中 ， ai 是粒子的半径:ρ是水密度 1m 代表虚部。在表 19.1 中列出了 Gunn 和 East[44]给出 的不同波长和不同温度下冰云和水云的 Kl 值。 表 19.1 云的单程衰减系数值 K1 [单位为 dBI Ckm. 91m3) 液态水[44] 温度("C ) 波 长 (cm) 0.9 1.24 1.8 3.2 20 0.647 0.3 11 0.1 28 0.0483 10 0.681 0.406 0.1 79 0.0630 水云 。 0.99 0.532 0.267 0.0858 一8 1.25 0.684 0.34 (外推值) 0.112 (外推值) 。 8.74x10-3 6.35x10-3 4.36x lO-3 2.46x10-3 冰云 一10 2.93x10-3 2.1 1x10-3 1.46x lO-3 8.1 9x10-3 -20 2.0x10-' 1.45x lO斗 1.0 x10-3 5.63x10-3 表 19.1 说明了几个重要的事实。表中清楚地给出了衰减随波长的增加而减少，波长λ从 lcm 变到 3cm 时，衰减值大约变化一个数量级。表中的数据还说明，水云的衰减随着温度的 下降而增加。冰云的衰减比具有同样水含量的水云衰减约小两个数量级。在实际应用中，冰 雷达手册(第三版)• 772 • 云对微波的衰减可忽略不计。 雨的衰减 Ryde 兄弟[45]计算了降雨对微波传播的影响，并指出当微波频率较高，也就是波长接近于 雨滴直径时，雨滴的吸收和散射效应十分明显。在 10cm 波段和更短的波长时，这种效应是 相当大的:但是当波长超过 10cm 时，这种效应就大大地降低了。他们也清楚地表明，悬浮 水(云)粒和雨的吸收率大于氧气和水气结合的吸收率[46] 。 在实际中，把雨的衰减表示为降水率 R 的函数十分方便.R 取决于液态水含量和水滴的 落速，而雨滴的降速又取决于雨滴的尺寸。 Ryde[47]研究了雨对微波的衰减，并采用 Laws 和 Parsons[48]的雨滴大小分布函数，推导出每公里衰减分贝数的近似值为 ι = fK[R(r)]α由 式中，品是总衰减，单位为dB; R(r)是沿路径 r 的降雨率 ro 是传播路径长度，单位为 km; K是取决于频率和温度的常量:α是取决于频率的常量。 Medhurst[26]指出， α=1 是许多情况下的好假设。图 19.1 给出了 3 种载频 (4GHz、 6GHz 和 llGHz) 的每英里路径损耗值。 Lhenni伽[25]将这个早期工作延伸到更高频率，证实了颗粒 大小分布与衰减率之间的关系并加以说明，同时也综述了近期的经验数据。 ( 19.18) 40 20 6 4 2 0.6 0.4 0.2 0.1 0.06 0.04 0.02 10 (酬惊\饲 3 棋郭剧样盖起口辑赞 10 4 0.1 0.4 降雨率{英寸血。 0.04 0.01 0.01 降雨衰减与降雨率的理论关系阳] 当基于理论公式估算降雨产生的衰减时，最大的不确定性来自于缺乏不同气候和天气情 况下对各种降速的雨滴大小分布的了解。 Lherrni忧e[25]和Uijlenhoet 等人[50]全面分析了水滴大 小分布的解析式发展过程，描述了 Marshall-Palmer 实验及其得到的指数分布和更通用的三参 图 19.1 第 19章气象雷达 • 773 • 数伽马分布，还分析了确定分布的参数和降雨率，以及降雨类型的相关性。虽然 Burrows 和 Attwood 的研究似乎指出最可能的水滴大小分布可以与已知雨水降速相关联[51]，但没有证据 证明己知降雨率的雨滴具有唯一的水滴大小分布。表 19.2列出了这一研究结果，给出不同直 径 (cm) 和不同降雨率(mm!h)的雨滴占降雨总体积的百分数。根据这些结果，表 19.3给出 不同降雨率的吸收截面积，给出了 O.3~lOcm 雷达波长时不同降雨率的每公里衰减的分贝值。 表 19.2 不同降雨率下的雨滴大小分布[511 降雨率 R (mmIh) 雨滴直径 0.25 1.25 2.5 12.5 25 50 100 150 D (cm) 己知体积内包含直径为 D 的雨滴百分数 0.05 28.0 10.9 7.3 2.6 1.7 1.2 1.0 1.0 0.10 50.1 37.1 27.8 11.5 7.6 5.4 4.6 4 .1 0.1 5 18.2 31.3 32.8 24.5 18.4 12.5 8.8 7.6 0.20 3.0 13.5 19.0 25 .4 23.9 19.9 13.9 11.7 0.25 0.7 4.9 7.9 17.3 19.9 20.9 17.1 13.9 0.30 ... 1.5 3.3 10.1 12.8 15.6 18.4 17.7 0.35 ... 0.6 1.1 4.3 8.2 10.9 15.0 16.1 0.40 ... 0.2 0.6 2.3 3.5 6.7 9.0 11.9 0.45 ... ... 0.2 1.2 2.1 3.3 5.8 7.7 0.50 ... ... ... 0.6 1.1 1.8 3.0 3.6 0.55 ... ... ... 0.2 0.5 1.1 1.7 2.2 0.60 ... ... ... ... 0.2 0.5 1.0 1.2 0.65 ... ... ... ... ... 0.2 0.7 1.0 0.70 ... ... ... ... ... ... ... 0 .3 表 19.3 在 18"C时使用表 19.2 中的雨滴大小分布得到的不同降雨率每千米衰减分贝数[511 降雨率R 波 长 λ(cm) (mmIh) λ，=0.3 λ，=0.4 λ，=0.5 λ，=0.6 λ;=1.0 λ，=1.25 λ，=3.0 λ=3.2 λ，=10 0.25 0 .305 0.230 0.160 0.1 06 0.037 0.0215 0.00224 0.0019 0.0000997 1.25 1.1 5 0.929 0.720 0.549 0 .228 0.136 0.0161 0.0117 0.000416 2.5 1.98 1.66 1.34 1.08 0.492 0.298 0.0388 0.0317 0.000785 12.5 6.72 6.04 5.36 4.72 2.73 1.77 0.285 0.238 0.00364 25.0 11.3 10.4 9.49 8.59 5.47 3.72 0.656 0.555 0.00728 50 19.2 17.9 16.6 15.3 10.7 7.67 1.46 1.26 0.0149 100 33 .3 31.1 29.0 27.0 20.0 15 .3 3.24 2.80 0.0311 150 46.0 43.7 40.5 37.9 28.8 22.8 4.97 4.39 0.0481 由于总衰减截面积[52)取决于温度(因为温度影响水的介电特性)，所以估算温度不同于 表 19.3 的雨滴降雨衰减是很重要的。表 19.4给出了有关衰减随温度变化的必要数据，可以 同表 19.3一起使用。 为了确定降雨通过特定下降路径产生的总衰减，应必须了解或假设这次降雨本身的性质 及其降雨率与雨滴大小在三维上的分布情况。 .774. 雷达手册(第二版) 表 19.4 降雨衰减的校正系数(倍乘系数) [51J 降雨率R 波长λ(cm) OC IO'C 18C 30'C 40C (mmIh) 0.5 0.85 0.95 1.0 1.02 0.99 1.25 0.95 1.00 1.0 0.90 0.81 0.25 3.2 1.21 1.1 0 1.0 0.79 0.55 10.0 2.01 1.40 1.0 0.70 0 .59 0.5 0.87 0.95 1.0 1.03 1.01 1.25 0.85 0.99 1.0 0.92 0.80 2.5 3.2 0.82 1.01 1.0 0.82 0.64 10.0 2.02 1.40 1.0 0.70 0.59 0.5 0.90 0.96 1.0 1.02 1.00 1.25 0.83 0.96 1.0 0.93 0.81 12.5 3.2 0.64 0.88 1.0 0.90 0.70 10.0 2.03 1.40 1.0 0.70 0.59 0.5 0.94 0.98 1.0 1.01 1.00 1.25 0.84 0.95 1.0 0.95 0.83 50.0 3.2 0.62 0.87 1.0 0.99 0.81 10.0 2.01 1.40 1.0 0.70 0.58 0.5 0.96 0.98 1.0 1.01 1.00 1.25 0.86 0.96 1.0 0.97 0.87 150 3.2 0.66 0.88 1.0 1.03 0.89 10.0 2.00 1.40 1.0 0.70 0.58 R 在高于一个测得的表面值时随离地高度增加而衰减，这种系统性的 R 的垂直变化，似 乎适合成层降雨的特点[53]。这种成层降雨通常是由相当规模的气团结构引起的，如锋面结构 和季风结构。 R 的垂直变化形式为 R = Roe-dh2 09.19) 这种形式可假设适合于持续降雨条件[54]。式中 ， Ro 是地表降雨率 h 是距离地表的高度 d 是常数，大约等于 0.20 但对流性降雨的特点明显不同，例如幡状云[53] (悬浮雨雪但到地面 之前蒸发)伴随着许多干燥天气中的阵雨云出现，说明幡状阵雨轮廓更难建模。 雹的衰减 Ryde[23]推断出雹的衰减是雨的 1%，冰晶云不会引起明显的衰减，即使是降 5 英寸岛的 大雪，衰减也是很小的。但是，当冰球外有一层不同介电常数的液态水同心膜时，其散射就 与 Ryde 得到的干燥晶粒的完全不同[55]。例如，当 0.2cm 半径的冰球中有1/10 半径的冰被溶 化时，对 10cm 辐射波的散射大约是同样大小全部是水的水滴散射的 90% 。 当波长为 lcm 和 3cm ， 2a = 0.126 (a = 粒子半径)时， Kerker、 Langleben 和 G四m[551发 现，溶化了少于 10%的冰粒产生的衰减截面积相当于全溶粒。当溶化的质量达到约1O%~ 20%时，衰减值大约是全溶粒的 2 倍。这些计算表明，略低于 O'C等温线的溶冰衰减实际上 第 19章气象雷达 • 775 • 远大于刚刚在等温线上的雪区衰减，在某些情况下，也大于溶化温度以下的降雨衰减。进一 步溶化，显然不会导致衰减更进一步地增加，而且由于溶粒变成球状或破碎，导致溶粒反射率 下降。冰粒溶化产生更强的后向散射，这一现象造成了。℃等温线附近出现的"亮带" [划。 Lhermi伽[25]讨论了当谐振区 (Mie) 散射为主要散射结构时雹在波长更短的雷达情况下 的衰减。他使用干燥雹的公认大小分布，给出了 3~150GHz 频率问隔上的衰减率，并指出在 该频率间隔的低频部分，衰减率可以忽略，当频率高于 100GHz 时，衰减率渐进升高至约 3dB胎n。 雾的衰减 雾的特征是使能见度降低。能见度{刃]定义为"肉眼在给定方向上能辨认下列物体的最大 距离(1)在白天为水平方向上以天空为背景的显著黑色物体 (2) 在夜间为一个已知的最 好未聚焦的中等强度光源"。虽然能见度取决于水粒的大小和数目，而不完全取决于液态水 含量，但实际上，能见度却是液态水含量的近似值，因此可以用来估计无线电波的衰减[56] 。 在 Ryde 工作的基础上， Saxton 和 HoplånS[57]给出了云或雾在 OOC时的衰减值，见表 19.50 由于水的介电常数随温度变化，所以衰减也随着温度变化。因此，在 15 0C和 25 0C时，表 19.5 中的数值应分别乘以 0.6 和 0.4。从表 19.5 中可以立即看出，云或雾的衰减在λ=3.2cm 时比 λ=10cm 时大一个数量级，在λ，=3.2~1.25cm 时比λ=3 .2cm 时大一个数量级。 表 19.5 雾或云的衰减( T=OOC) [571 能见度 衰减值(c!B!km) (m) λ，=1.25cm λ，=3 .2cm λ，=10cm 30 1.25 0.20 0.02 90 0.25 0.04 0.004 300 0.045 0.007 0.001 黯蘸躏撞撞黯蛐 气象雷达使用脉冲序列测量雷达反射率和多普勒特征。因为在恒定脉冲率雷达中，脉冲 率决定了多普勒量的采样频率，所以，在固定脉冲重复频率 (P盯)的雷达中无模糊的多普 勒频率或奈奎斯特频率由下式给出，即 λ'Y吨 = :tPRF/2 09.20) 式中， P盯是脉冲重复频率。同时，无模糊距离间隔由下式给出，即 而 FNyqRa 这一乘积可简单地表达为 R = 一二­ a 2PRF 09.21) F…R_= 三 09.22) 川川 u 4 因为多普勒频移f和目标径向速度 v线性相关，则无模糊速度与奈奎斯特频率的关系为 v=主瓦 09刀)2 l~yy' .776. 雷达手册(第二版) 所以无模糊速度和无模糊距离的乘积为 几凡专 (川) 在脉冲重复频率恒定的雷达中，这个积通过将发射波长λ最大化而成最大。因此，使用 更长的波长可以通过用无模糊距离交换无模糊速度将脉冲重复频率优化到最好。标准的脉冲 重复频率恒定的雷达经常在关注的降雨测量中选择 10cm 的波长，这样使诸如雷达波束宽 度、天线尺寸和衰减影响等设计参数变得可接受。 酶霹善意酶爵酶 气象雷达的许多应用中要求检测地杂波中的降雨田波。特别在农业、水利及公共信息方 面，近地面降雨测量非常受关注。地杂波重要的应用包括在机场用地基雷达探测低空风切变 以及测量山区附近地区的降水，以进行山洪爆发预警。 WSR-88D 雷达和终端多普勒气象网络 雷达在设计中都考虑了超过 40dB的杂波拥制能力[7. 58] 。 虽然地杂波不能被消除，但可以通过精心地设计来减轻它的影响。主要的方法就是使用 低副瓣的天线，尤其是在仰角方向上，这样当主波束略高于地平线时可抑制输入回波的杂波 分量。另-种方法是使用更短的波长。采用短波长可以产生更高的信杂比，因为瑞利型散射 的气象信号功率与与λ4 成反比，而地杂波回波对波长的依赖性很小。若假设杂波信号与波长 无关，天线波束宽度固定，那么可证明气象信号功率与杂波功率之比与λ2成反比。 气象雷达通常使用数字信号处理技术来实现杂波滤波器，抑制零速度附近的杂波回波[59] 。 这种滤波器或者可用对 I 和 Q 雷达视频数据(在早期模拟实现时，一种被称为延迟钱对消 器)使用时域杂波滤波器来抑制零速度地杂波分量，或者使用频域多普勒功率谱(一个数字 滤波器组)达到相同的效果[32]。机械扫描气象雷达的时域滤波器通常是无限脉冲响应 (IIR) 滤波器，其宽度较窄，可调整，宽度大小为几rnJs，压缩电平为 40~60dB，并具有急剧上升 的过渡区域[60]。这些时域滤波器的频率凹口中心位于零速度(频率)同时也抑制相同速度区 域内存在的天气回波功率，并偏置反射率、速度和宽度的估计值。 另一方面，频域杂波滤波器使用离散傅里叶变换 (DFT) 抑制频域中的近零杂波分量， 并可在这个区域内内插剩余的谱来保持大部分地杂波下面的(信号和噪声)频谱信息。 WSR-88D 雷达用的另→种频域技术分别对杂波和气象信号建模为高斯形频谱，并用数字搜索 算法分开多普勒谱的这两个分量，然后去掉这些杂波分量，同时保持气象信号不受影响[6110 因此，在适用高斯假设时，剩余气象信号谱提供了所有气象参数谱矩的估计的无偏估计值。 没有一种通用的气象雷达系统设计能满足所有要求。机载气象雷达会受到大小和质量的 限制，而地面雷达会受到成本和选址考虑的限制。强风暴警戒雷达需要有较远的作用距离和 高无模糊速度探测能力，并且必须穿透浓密的大雨，所以要求发射波长要长。用来检测非降 雨云的雷达→般用短波长[62. 63] (8mm 和 3mm)，以便在足够小的分辨体积内检测 10~ 100f..l.m 数量级的小云粒时有足够的灵敏度。灵敏的近距离 FM-CW 雷达[64] 具有高平均功 率，可用于获得高距离分辨率，以检测在晴空边界云层中稀薄的散射层。 大多数的气象雷达是具有多普勒能力的脉冲雷达。用于强暴风雪研究或告警的地面雷达 第 19章气象雷达 .777. 通常使用 S 波段(约 3GHz) 或 C 波段(约 5.5GHz) 发射机。机载天气规避和降雨雷达由于 尺寸限制，主要使用 X 波段(约 10GHz) 的发射机，或者偶尔为将衰减最小化而使用 C 波 段发射机。机载和地面测云雷达及星载雷达主要工作在 Ku 波段(约 15GHz) 、 Ka 波段(约 35GHz) 和 W 波段(约 94GHz) 这样一些毫米波长。 作用距离较远的雷达通常使用的波束宽度不大于 1 0 。诚然，这种选择有些任意，但 1 。 波束宽度的选择是建立在几十年经验基础上的。 1 0 的波束宽度可以在 60km 的距离上提供 1km 的横向距离分辨率。因为雷暴雨包含有重要的空间特性，如强降雨的轴线和上升气流核 心在水平方向的数量级是 1~5km，所以 1。的波束宽度比较适合在几百千米距离外观测这些 大气现象。虽然星载雷达可以在远距离 (250~500km) 上使用零点几度的波束宽度来保持可 用的水平分辨率，但作用距离较近的机载气象雷达通常使用 2 0 ~30 的波束宽度，这是波长 要求与天线尺寸限制之间的折中。 实际运转的气象雷达一般能够在脉宽 0.5~6μs 范围内进行长、短脉冲工作，并用 300~ 3000Hz 的脉冲重复频率进行远距离降雨预测。虽然通过脉冲宽度分集可以获得高分辨率(通 常在近距离内)，但为远距离探测更长的陈冲可以使灵敏度增加，并使波束方向和横波束方 向上的分辨率一致。因为在短波长时要受到衰减的限制，波长更短的 Ku， Ka 和 W 波段雷达 通常使用小于 1μs 的脉冲宽度，以获得更高的距离分辨率并使脉冲重复频率位于 3000~ 10000Hz之间来进行近距离测云。星载雷达也使用类似的高脉冲重复频率，但保持对飞往低 于轨道高度气象区域的多个脉冲的跟踪。 式( 19.12) 表明，接收功率与脉冲宽度 f成正比。噪声功率 Pn 习惯上由下式给出，即 p" = kTB 09.25) 式中 ， k 是玻耳兹曼常数，单位为1.38x lO-23W/ (Hz. K); T 是接收机噪声温度，单位为 L B 是接收机噪声带宽，单位为 Hzo 对于与脉冲宽度匹配的接收机滤波器 Bzl f 09.26) 有时，气象雷达在近距离使用短脉冲进行高脉冲重复频率多普勒处理，当进行远距离监 视扫描以监视远处天气时，使用更长的脉冲和低脉冲重复频率以获得更高的灵敏度。由于发 射的峰值功率一般被限制为固定的，则发射的平均功率随 T线性增加。同样，匹配滤波器带 宽和相关噪声功率随 τ反比降低。如果雷达脉冲空域充满分布式气象散射体，则气象目标的 雷达截面积也随 r增加[由式 09.9) 和式( 19.12) 确定 J，接收功率的信噪比 (SNR) 与 t 成正比 P r r 2 ::....!....oc 一--';:!一一 09.27) N kTB kT 因此，在这些常见条件下增加脉冲长度会增大信噪比和有效雷达距离。需要重点指出的 是，分布式目标雷达的信噪比随 τ2而变化，这与点目标雷达中匹配滤波器信噪比等于脉冲能 量与噪声谱密度的比 (2E/No=2Pt r /No )' 即随 f 线性变化不同。分布式散射体的平方关系是 因为发射脉冲在 cr/2 脉冲空间内由全部散射体散射功率(而不仅仅是由一个点目标)，所以 增加了气象散射体的雷达截面积。 气象雷达的脉冲重复频率范围很广，为了远距离探测， p盯可以低到几百川，而较短波 .778. 雷达手册(第三版) 长系统的脉冲重复频率可以达到几千 S 1，以得到较高的无模糊速度。一般而言，大多数气象 多普勒雷达工作在单一脉冲重复频率模式上，这损害了雷达可无模糊地测距离或速度的分辨 能力。但可以使用双脉冲重复周期模式脉冲序列，即发射几组恒定 P盯脉冲或用"双(交 错)脉冲重复间隔 CPRT)" 来解距离和速度模糊[65]。另一个方法是在脉冲序列间用随机[66]或 确定[67]的脉冲之间的相位，分离重叠的回波。也研究了多脉冲重复时间间隔技术，但不常 用 [68]。距离模糊不能完全消除，但用这些方法可以有效地降低它们的影响。 讨论常用气象雷达的设计细节已超出了本章的范围。Rinehart[26] 给出了各类气象雷达的 系统特征详表。在这里列出了 WSR-88D 雷达的某些重要特征是有用的，它们说明了现代实 际运转的气象雷达的性能。表 19.6 包括了某些 WSR-88D 雷达的最初设计特性。 表 19.6 一些有关 NEXRAD 雷达的系统参数[69] 发射峰值/平均功率(速调管) 750kW/1500W 脉冲长度 225m, 675m (1.57间， 4.50μs) 极化 线性水平 波长 10.6cm 接收机噪声温度 450K 动态范围 95dB 天线增益 45.5dB 波束宽度 0.95 。 副瓣电平 <-27dB 最远距离(反射率数据) 460km 最远距离〈多普勒数据) 230km 无模糊速度 土50m/s 杂波抑制(最大值) 55dB 系统灵敏度 50km 处， -7.5dBZ 旋转速率 100 /s~300 /s 图 19.2示出了安装在密苏里州蒙大纳的代表性 WSR-88D 多普勒雷达。天线安装在塔 上，以排除诸如建筑物和树木等周围的障碍物。电子设备在一个方舱内，备用发电机在另一 个方舱内。 图 19.3示出了位于俄克拉荷马州弗雷德里克的雷达反射率数据，强雷暴和产生的降雨像 一条粗线穿过雷达作用区域。本章后面将讨论用于产生各种天气照片和结果的处理技术。 图 19.4示出了(美国)国家大气研究中心 CNCAR) 使用的 S 波段C10cm) 和 Ka 波段 CO.8cm) 双极化多普勒科研雷达[70]。系统可以同时测量两种波长上的反射率因子、 S 波段波 长的多普勒参数并进行两种波长的各种极化测量。其技术特征与 Nexrad 指标类似。天线波柬 宽度约为 1 0 ，大型 S 波段天线直径为 8.7m。峰值发射功率在 S 波段为 lMW，在 b 波段为 50kW。脉冲宽度约为 1间。脉冲重复频率在 S 波段一般为 10∞s斗，在b波段为 S 波段的几倍。该 雷达系统是该研究领域当今技术的代表。 第 19章气象雷达 图 19.2 位于(美国)密苏里州蒙大纳的 Nexrad WSR-88D，安装在 15m 高的塔上， 有两个设备舱，一个包括发射机、接收机、处理机和通信设备，另一个包括备用发电机 图 19.3 1995 年 4 月 10 日位于(美国)俄克拉荷马州弗雷德里克的 Nexrad 雷达反射率数据， 示出了强对流单元和周围的降雨 图 19.4 S 波段极化:位于(美国)科罗拉多州玻尔得国家大气研究中心的 多参数 S 波段和 Ka波段极化测量科研雷达，指向太阳用于校准 .779. Administrator Stamp Administrator Stamp Administrator Stamp • 780. 雷达手册(第三版) 藏配黯噩噩撞 使用双极化的气象雷达发射和接收水平和垂直极化来评估气象目标的附加特征[13. 14. 24] 。 雷达同时发射两种正交极化 (SHV) 或者以预定时序分别发射，并使用双并行数字接收机 (每个位于一个极化通道上)来估计两种极化回波之间的差分量。我们可以以与水平极化信号 和垂直极化信号差异相关的极化测量为函数自变量，推导更精确的降雨率(以及降雨的其他物 理信息)。到目前为止，最常见极化参数是"差分反射率 (Zdr) "和"差分相位(功idp ) "，它们 可以给出气象目标的整体散射和传播特征。令 Eh 和 Ev 表示复接收信号电压，也表示水平和 垂直极化的接收电场，现将要估计的重要极化参数给出如下[11] 差分反射率 Zdr =(Zh)/(Zv) 09.28) 差分相位~p=(句)一(ø，，) 09.29) 比差分相位凡lp =d(龟)/世 (阳0) 共极化相关比 Phv = /(ι* 瓦)// (Eh * ι)112 (瓦*瓦)川 09.3 0 线性去极化比 LDR = (Zcxv)/ (ζOh) (阳2) 式中 ， Zh 和 L是对水平和垂直共极化接收信号测得的反射率z.命以dB为单位:矶和φv是 相同极化的接收信号测得的相位 Kdp 是测得差分相位φdp 的经合适平滑的距离导数，常 以。幽n 为单位:ρhv 是 Eh 和 Ev 的共极化相关系数，这里假设其相位是同时测量的，也就是 同时用水平极化和垂直极化发射和接收的情况 LDR 是线性去极化率，是用共极化水平反射 率 (Zcoh) 归一化的交叉极化垂直反射率 (Zcxv) 的比。由于极化测量增加了雷达信息的维 数，同时由于这些测量与散射体的物理特征相关，所以适当结合这些数据会明显指示出降雨 类型(雨、雪、冰粒、冰雨、雹等) [16. 71] 并可将雷达回波分为各个类别(降雨、地或海杂 波、鸟类和昆虫、宿条等) [72] 。 嚣雄藤蓝 为有效使用雷达进行精确降雨估计，必须深入了解测量的反射率系数到接收回波功率的 转换过程。各种雷达分量的增益(或转换常数)可以利用工程测试设备、制造商指标及现场 测量获得。校正气象雷达常常意味着精确指定雷达方程式中的常数，并精确估计雷达系统测 得的接收功率。校正也包括通过获得天线指向角和精确荆定距离来获得散射体在三维空间中 的体积等项目。 虽然可以使用浮动的球、四面反射体和其他已知雷达截面积的目标[26， 73]，但重要的"太 阳校正"技术使用太阳位置调整天线指向和辐射的太阳能流量判定天线增益[74. 75]。和其他雷 达参数测量值一起利用，可判定雷达常数。通过注入己知功率的测试信号，可以确定接收机 增益转移函数。对于极化雷达，需要特别小心[76]。已经证实，除太阳流量以外，通过测量交 叉极化功率可以获得差通道校正的精确估计[77]。美国气象学会成功举办了一次气象雷达校正 会议[78]，发表了气象雷达校正的各个方面的文集。 第 19 章 气象雷达 .781 • 19.4 信号处理 为了计算预报、告警和其他操作活动必须的各种气象数据，必须首先估计与接收功率、 平均径向速度和多普勒频谱或速度宽度对应的头三个频谱矩量。 Kee1er 和 Passarel1i[79]回顾了 评估频谱矩量的标准评估技术和误差。为了获得最高分辨率的测量值，必须在雷达感知的每 个距离波门上计算这些频谱矩量并转换它们为有意义的气象信息。将在后面讨论的分布式气 象目标的性质会对评估这些矩量的处理技术施加特殊的要求，这与对一般坚硬、非起伏目标 对处理技术的要求不同。 可以证明，用窄带高斯过程能很好地表示气象目标的接收信号[23]。这是因为(1)脉冲 体积中散射体的数目很大(大于 106 ); (2) 脉冲体积比发射波长大(3)脉冲体积充满了多 个点散射源，导致 0~2π范围内的所有相位合井和返回 (4) 微粒由于受到端流、风切变及 变化的下降速度的影响而相对运动。 通过中心极限定理，大量微粒(各自具有不同的振幅和随机相位)的散射电场叠加可得 到一个具有二维高斯概率密度函数信号。因此，返回信号的振幅起伏具有瑞利统计分布，而 其相位均匀分布在 0~2π范围内。此外，信号强度(功率〉为指数分布[80. 81]。由于取样体积 内的所有微粒以某个平均径向速度运动，所以存在一个偏移于发射频率的多普勒谱平均频 率。最后，因为微粒相对相互运动，所以也存在多普勒扩展，通常称为多普勒频谱宽度。 Zmic 描述了一种简单技术，可由表征特定脉冲体积[82]的参数化多普勒频谱合成数字气象雷 达信号。 Doviak 和 ZmiC[23]及 B血gi 和 Chan世asekar[24]详细推导了这些关系式，而 Keeler 和 P部sarel1i[79]总结了分布式目标数据特征，并将其与代表气象雷达和其他大气探空系统的取样 数据集合进行了关联。 摄I 图 19.5画出了一种气象信号的平均接收功率谱密度常用高斯模型[82]，可以解读如下。接 收功率就是曲线下的积分(第零阶矩量)，由下式给出 月 = fS(J)矿 =J削dv 式中，/和 v 的关系为/=(2/λ)v。 S(v) 闪 。 v v 图 19.5 平均多普功率勒谱的高斯模型。由该频谱可以估算三个频谱矩量 (接收功率、径向速度和谱宽度〉与关注的气象变量直接相关 09.33) .782. 雷达手册(第三版) 平均速度 (v) 是多普勒谱的一阶矩量，即 :;-; _ fvS(v)dv u一一fS(v)dv 取二阶中心矩的平方根可求出频谱(速度)宽度 (σ) ， σ2 为 (19.34) O-~ =1(v-v)2S(v)dv (19.35) IS(v)dv 由于42 的计算与连续分布的随机变量方差等价，因此雷达气象学家有时把OL2 称做谱方 差。简而言之，因为 S(v)实际上是散射体积内粒子速度的反射率加权分布，所以它与 v 的概 率密度函数相似。我们将称σL 为谱宽度。显然，多普勒谱包含着测量气象上重要的信号参数 所必须的信息。这些头三个矩通常称为基础数据，并经常经适当的变换后和用一定的单位标 记为 Z、 y和 W。 在最一般的情况下，使用正交相位检测可以得到复信号的实部和虚部。通常在雷达脉冲 重复频率上对大量距离波门问1000) 内的信号的实部和虚部进行数字化。在每个距离波门 内得到的复时间序列然后可以通过快速傅里叶变换 (FFT) 进行处理，以得到多普勒功率谱 的评估值闷，并由此得到回波功率、平均速度和谱宽度。 Rurnmler 最先描述了一种有效的矩量评估技术[84]，又由 Doviak 和 ZrniC[23]重新进