基于風(fēng)廓線雷達(dá)資料的不同區(qū)域降水特征分析*

何雨芩，黃興友，孫績?nèi)A

(1.云南省氣候中心，云南 昆明 650034；2.南京信息工程大學(xué) 中國氣象局氣溶膠-云-降水重點開放實驗室，江蘇 南京 210044；3.云南省氣象科學(xué)研究所，云南 昆明 650034)

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基于風(fēng)廓線雷達(dá)資料的不同區(qū)域降水特征分析*

何雨芩1，黃興友2，孫績?nèi)A3

(1.云南省氣候中心，云南 昆明 650034；2.南京信息工程大學(xué) 中國氣象局氣溶膠-云-降水重點開放實驗室，江蘇 南京 210044；3.云南省氣象科學(xué)研究所，云南 昆明 650034)

利用兩部風(fēng)廓線雷達(dá)對發(fā)生在云南大理和江蘇南京的6次降水過程(2010年2次、2012年4次)進行探測，分別識別出降水回波信號和大氣回波信號。利用降水回波信號反演雨滴譜和Z-I關(guān)系，并將降水過程分成三類；利用大氣回波信號計算降水時環(huán)境大氣垂直運動速度。結(jié)果顯示：①由風(fēng)廓線雷達(dá)反演的雨滴譜分布能夠為降水類型的分類提供依據(jù)；②反演的六個Z-I關(guān)系中系數(shù)A值隨降水強度和降水時間的不同而改變，指數(shù)b值雖然在同一地區(qū)變化不大，但大理和南京兩地差異明顯；③風(fēng)廓線雷達(dá)在對降水天氣進行探測時所獲得的整個降水過程大氣的演變情況，能夠為降水的短臨預(yù)報提供技術(shù)支持，對研究暴雨或極端降水事件有重要意義。

風(fēng)廓線雷達(dá)；雨滴譜；Z-I關(guān)系；降水類型

近年來中國暴雨或極端降水事件發(fā)生頻次增多、強度增加，暴雨和極端強降水量在總降水量中的比重也有所增加[1]。尤其到每年的汛期，長時間的暴雨容易產(chǎn)生積水或徑流淹沒低洼地段，造成洪澇災(zāi)害。云南是自然災(zāi)害頻發(fā)的地區(qū)，每當(dāng)暴雨發(fā)生，往往還會伴隨著滑坡和泥石流。因此對暴雨、大風(fēng)等災(zāi)害性強對流天氣的發(fā)生、發(fā)展和預(yù)測是當(dāng)代大氣科學(xué)研究中最受人們關(guān)注的研究領(lǐng)域之一，具有重要的經(jīng)濟價值和社會意義[2]。風(fēng)廓線雷達(dá)作為一種新型的無球高空氣象遙感探測設(shè)備，可以提供連續(xù)的大氣水平風(fēng)場、垂直氣流、大氣折射率結(jié)構(gòu)常數(shù)等氣象要素隨高度的分布和隨時間的變化，具有很高的時空分辨率。風(fēng)廓線雷達(dá)目前應(yīng)用最廣泛的是相控陣天線，屬于相控陣多普勒天氣雷達(dá)，它的主要優(yōu)勢在于可以提高獲取資料的時間分辨率，大大提高了對大氣系統(tǒng)的認(rèn)識水平[3]。雖然風(fēng)廓線雷達(dá)的設(shè)計目的主要是用于探測大氣風(fēng)場，但L波段和P波段風(fēng)廓線雷達(dá)在對氣流探測的同時，對降水物也很敏感[4]。底層大氣風(fēng)廓線雷達(dá)系統(tǒng)(LAWP)除了可以詳細(xì)地研究熱帶地區(qū)的風(fēng)和擾動，它所獲得的降雨云系統(tǒng)垂直結(jié)構(gòu)還能直接識別零度層亮帶，并對層狀云降水和對流性降水加以區(qū)分[3]。因為可以同時獲取氣流和降水粒子的運動速度與散射強度等信息，所以風(fēng)廓線雷達(dá)在降水研究與預(yù)報方面具有很高的應(yīng)用價值。

本文利用風(fēng)廓線雷達(dá)資料，對發(fā)生在云南大理和江蘇南京的6次降水天氣(2010年2次、2012年4次)進行雨滴譜和Z-I關(guān)系反演，并分析降水類型及降水時環(huán)境大氣垂直運動的特征，為降水天氣的觀測和預(yù)報提供有益的技術(shù)支持。

1 資料和方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

本文所用的風(fēng)廓線雷達(dá)分別布設(shè)在江蘇南京和云南大理，一部為安置在南京信息工程大學(xué)觀測場的WP-3000型邊界層風(fēng)廓線雷達(dá)，由安徽四創(chuàng)公司生產(chǎn)，雷達(dá)具體位置是118.7°E、32.21°N。該雷達(dá)采用五波束、高低兩種模式進行探測，工作頻率為1 280MHz；另一部為安置在云南大理國家氣候觀象臺的LQ-7邊界層風(fēng)廓線雷達(dá)，由日本住友公司生產(chǎn)，雷達(dá)具體位置為100.18°E、22.7°N，海拔1 990m，工作方式為五波束掃描，工作頻率為1 290MHz。兩部雷達(dá)參數(shù)如表1所示。

表1 WP-3000風(fēng)廓線雷達(dá)和LQ-7風(fēng)廓線雷達(dá)參數(shù)

1.2 反演方法

在進行反演之前，必須先對風(fēng)廓線雷達(dá)獲取的原始功率密度譜數(shù)據(jù)進行預(yù)處理，包括雜波抑制、濾波平滑及噪聲電平的估算，以提高數(shù)據(jù)質(zhì)量，進而才能反演雨滴譜和Z-I關(guān)系。

1.2.1 雨滴譜反演

由于風(fēng)廓線雷達(dá)對降水天氣進行探測時獲得的功率譜密度數(shù)據(jù)包含降水粒子回波信號和環(huán)境大氣回波信號，因此在對風(fēng)廓線雷達(dá)獲取的原始功率譜密度數(shù)據(jù)進行預(yù)處理后，必須分別對降水回波信號和大氣回波信號進行識別，對其中的大氣回波信號進行譜矩計算，得到大氣的垂直運動速度Vatm。Vatm用于訂正降水回波信號以便得到雨滴下落末速度V未i，在本文的個例中計算得到的大氣垂直運動速度都小于1.6 m/s。

由Gunn等[5]提出的雨滴下落末速度V未i和直徑的關(guān)系Di：

V未i=9.65-10.3×10-6Di。

(1)

可以求出速度V未i對應(yīng)的雨滴粒子直徑Di(cm)。該式適用于雨滴直徑在0.01～0.60 cm之間的范圍內(nèi)。

根據(jù)雷達(dá)氣象方程得到直徑為Di的單個粒子的散射回波功率Pri：

(2)

式中：Pt是雷達(dá)峰值發(fā)射功率；h是雷達(dá)的有效探測深度；G是天線增益；θ、φ分別是水平和垂直波束寬度；λ是發(fā)射波長；R是雷達(dá)到探測目標(biāo)物的距離；L是饋線損耗；m是水的負(fù)折射指數(shù)。對于降雨，復(fù)折射指數(shù)這一項按0.93計算。

最終，由降水粒子下落末速度的功率譜分布S2(vi)、單個雨滴粒子的散射回波功率Pri和雨滴譜N(Di)之間的關(guān)系：

S2(vi)=Pri·N(Di)，

(3)

就可由雷達(dá)接收到的降水粒子返回信號的功率譜分布估算得到雨滴譜N(Di)。

1.2.2Z-I關(guān)系反演

雷達(dá)反射率因子Z與降水強度I的關(guān)系是雷達(dá)定量測量降水的基礎(chǔ)，二者之間存在冪指數(shù)關(guān)系，即

Z=AIb。

(4)

對上式兩邊取對數(shù)得到

lgZ=lgA+blgI。

(5)

那么，式(5)就是以lgZ和lgI為變量的線性方程，利用最小二乘法進行擬合就可獲得這條直線的斜率b和截距l(xiāng)gA，再對截距取反對數(shù)就可以得到系數(shù)A的值。

考慮到Z-I關(guān)系使用時是根據(jù)雷達(dá)所測的反射率因子Z來計算降水強度I，所以反演時Z值是由風(fēng)廓線雷達(dá)探測所得到的反射率因子值；然后利用雨滴譜與降水強度的關(guān)系來求得降水強度I：

(6)

式中：滴譜參數(shù)已由風(fēng)廓線雷達(dá)反演得出，Di為雨滴粒子直徑，v(Di)為雨滴粒子下落末速度，用上式就可求得降水強度I值。為了驗證由雨滴譜計算的降水強度I值是否可靠，本文將6次降水過程的實測平均降水量和雨滴譜計算的平均降水量進行了比較(圖1)。實測平均降水量是兩地的風(fēng)廓線雷達(dá)所在觀測場降水量記錄的統(tǒng)計結(jié)果，可見雨滴譜計算出的I值偏大，這與降水量的分布有關(guān)，但總體上計算值與實測值誤差較小，且變化趨勢一致。因此，雨滴譜計算的降水強度I值是能夠代表實測值的。

圖1 6次降水過程平均降水量

另外，本研究在反演Z-I關(guān)系時使用的是風(fēng)廓線雷達(dá)低層數(shù)據(jù)，由于底層數(shù)據(jù)較容易受到雜波的影響，數(shù)據(jù)質(zhì)量不如高層，因此根據(jù)風(fēng)廓線雷達(dá)探測到的大氣回波隨高度而改變并且在垂直方向上具有連續(xù)性的特征，本研究采用了一致性對比的方式，用垂直方向上數(shù)值的趨勢首先對低層數(shù)據(jù)進行了訂正。然后使用風(fēng)廓線雷達(dá)探測到的底層反射率因子Z值，和由底層雨滴譜分布求得的底層降水強度I值，對它們?nèi)?shù)后利用最小二乘法擬合反演得到了6次降水的Z-I關(guān)系。

表2 大理四次降水和風(fēng)廓線雷達(dá)取樣情況

2 降水回波分析

2.1 雨滴譜分布

本文利用大理的LQ-7邊界層風(fēng)廓線雷達(dá)對2012年7月的4次降水進行了探測，利用南京的WP-3000邊界層風(fēng)廓線雷達(dá)對2010年7月的2次降水進行了探測，這6次次降水情況如表2所示。

圖2是6次降水在回波最強時刻500m和2 000m高度處的雨滴譜分布(南京的雨滴譜資料實際為480m和1 980m，可以忽略高度相差20m這一點)，由圖2可以看出在兩個高度處，10年7月20日的雨滴譜譜寬最寬，2 000m處最大滴已經(jīng)超過6mm；12年7月6日、22日和23日譜寬最小，均未超過3mm；12年7月18日和10年7月12日譜寬介于3～4mm之間。小雨滴數(shù)量多主要是由于大雨滴的破碎造成，當(dāng)雨滴半徑達(dá)到2.5～3mm左右時，水滴內(nèi)部就會發(fā)生環(huán)流，影響水滴內(nèi)壓強導(dǎo)致其變形[6]，再加上雨滴與氣流的相互作用以及碰撞，容易在下降時發(fā)生破裂，使得地面雨滴譜出現(xiàn)多峰結(jié)構(gòu)；另外云滴間的互相碰撞也會使得小滴增多。雨滴破碎后的譜在大滴處有微弱的第二極大峰值，碎片數(shù)隨母體的增大而增多，使得譜型向大滴處伸展[7]。

圖2 6次降水在回波較強時500 m(上)和2 000 m(下)高度層的雨滴譜分布

宏觀上，一般認(rèn)為回波強度大于38dBz、降水強度大于6mm/h的降水為對流云降水。從微觀上說，對流云降水的雨滴特點是近地面粒子大，個數(shù)少；而層狀云降水則是近地面粒子小，個數(shù)多[8]。另外還有一種類型，是介于層狀云降水與對流云降水之間的混合云降水，這種類型的降水容易被錯分到層狀云降水中。實際上，它們二者的雨滴譜特征如數(shù)密度、雨強和平均尺度等都是有差別的。Uijlenhoet等[9]在研究颮線雨滴譜特征時也發(fā)現(xiàn)了這一點。混合云降水，是指在大片層狀云內(nèi)嵌入對流性降水[10]，正是由于混合云降水存在對流單體，使得雨滴在取樣時有時在對流單體中，有時卻在以層狀云為主的降雨中，這必然將對統(tǒng)計Z-I關(guān)系造成很大影響[11]。

圖3所示為三類降水云的平均雨滴譜分布，可見對流云降水譜寬最大，說明其大粒子比較多；而層狀云降水因為主要是由小粒子構(gòu)成，所以譜寬最??；混合云降水介于對流云和層狀云降水之間，譜寬也比較寬。對流云和混合云降水的雨滴粒子最大分別能達(dá)到8mm和7mm，這種特大雨滴何珍珍[12]、阮忠家[13]等早在1962年的夏季在泰山就已觀測到。

圖3 三類降水云平均雨滴譜[14]

圖4 6次降水過程的Z-I點聚圖

2.2 Z-I關(guān)系

在經(jīng)過降水強度I值的雨滴譜計算值和實測值的對比驗證后，利用風(fēng)廓線雷達(dá)對發(fā)生在大理和南京的6次降水反演了Z-I關(guān)系，結(jié)果如圖4所示。

由圖4可以發(fā)現(xiàn)，系數(shù)A的值與實際降水量之間有著相關(guān)關(guān)系，最小A值為7月23日的95.5，可能是由于雨滴小粒子數(shù)量較多使得平均雨量偏小的緣故；6日與22日的系數(shù)比較接近，對于6日來說，降水過程本身持續(xù)時間不長而且雨量較小，對于22日來說，雖然強降水時刻的降雨量稍大，但是因為持續(xù)時間長，其他時刻的小雨量使得A減?。?8日系數(shù)A比較大的原因可能是此次降水云包含對流單體，取樣時刻恰好在單體中較多造成，也間接說明此次降水類型或許為層狀云和對流云共存的混合型降水。

南京的這兩次降水都達(dá)到暴雨等級，7月12日的降水持續(xù)時間較長，雖然3 h累積降水量達(dá)到40 mm以上，但其他時刻的強度稍弱的降水使得反演出的Z-I關(guān)系系數(shù)A值為并不大的224.9；20日的降水則比較集中，小時降水量就達(dá)到了37.6 mm，明顯是一次對流性降水過程，反演出的系數(shù)A值(311.2)也比較大。

比較6個Z-I關(guān)系，發(fā)現(xiàn)系數(shù)A值會隨降水強度和降水時間不同而發(fā)生改變，b值雖然在同一地區(qū)變化不大(大理b值均值為1.089，南京b值均值為1.815)，但大理和南京兩地的差異比較明顯。由這六次降水過程反演得到的反射率因子和降水強度關(guān)系可知，隨時間、空間以及地理位置的不同Z-I關(guān)系會發(fā)生改變，但其中還是有著一定的規(guī)律性，比如同一類型降水或許會有相近的Z-I關(guān)系等。本文統(tǒng)計分析得到的這些結(jié)果只是大理和南京這幾次降水過程所具有的特征，這些結(jié)果對于其他地區(qū)研究Z-I關(guān)系也許有一定的比較和指示意義，但并不表明其他地區(qū)也同樣具有這種特征。

表3 6次降水過程的分類結(jié)果

結(jié)合地面降水量信息，本文將2012年7月6日、22日和23日的分為層狀云降水，2012年7月18日和2010年7月12日的分為混合云降水，2010年7月20日的分為對流云降水，如表3所示。

Z-I關(guān)系中系數(shù)A與雨滴譜的分布是有關(guān)聯(lián)的，所以在不同降水中，或者是同一降水的不同時間內(nèi)得到的雷達(dá)反射率因子Z與降水強度I之間的關(guān)系的不同，是因為系數(shù)A受到降水雨滴譜變化的影響而產(chǎn)生的[15]。

用風(fēng)廓線雷達(dá)資料反演的6次降水，所得到的Z-I關(guān)系也比較符合三類云降水的經(jīng)驗關(guān)系，可明顯看出對流云降水的系數(shù)A大于層狀云降水，混合云降水的系數(shù)A介于二者之間，另外系數(shù)A與雨滴譜的分布是有關(guān)系的，在不同降水過程或者是同一降水的不同時間內(nèi)得到的降水強度I與雷達(dá)反射率因子Z之間的關(guān)系都不盡相同；b值則相差不大，但存在著地域的區(qū)分。

Z-I關(guān)系存在地域差異，現(xiàn)有的部分研究結(jié)果也表明了這一點，王建初和湯達(dá)章[11]得到安徽和湖南兩地對流云降水的結(jié)果分別是Z=274.9I1.64和Z=291.5I1.54；林文和牛生杰[7]得到的寧夏銀川地區(qū)的Z-I關(guān)系為Z=264.25I1.33；何寬科等人[16]用多普勒天氣雷達(dá)資料和自動雨量站資料，擬合出適合于舟山地區(qū)臺風(fēng)降水的Z-I關(guān)系為Z=70I1.38；馮雷等人[10]得到的沈陽、哈爾濱和唐河這三個地區(qū)的Z-I關(guān)系分別為Z=131.7I1.44、Z=198.4I1.4和Z=135.7I1.37。

3 降水時環(huán)境大氣垂直速度

在風(fēng)廓線雷達(dá)對大氣湍流垂直結(jié)構(gòu)的研究方面，國外的Muschiniski等[17]曾利用邊界層風(fēng)廓線雷達(dá)垂直方向上返回信號的功率譜研究了大氣湍流結(jié)構(gòu)，對當(dāng)?shù)氐钠骄髿庹凵渎释牧鹘Y(jié)構(gòu)常數(shù)的垂直結(jié)構(gòu)進行了分析；國內(nèi)如阮征等[18]經(jīng)過對風(fēng)廓線雷達(dá)多種探測模式探測數(shù)據(jù)的估算分析，構(gòu)建了風(fēng)廓線雷達(dá)強度信息對大氣折射率結(jié)構(gòu)常數(shù)的估算方法，孫芳林等[19-21]利用風(fēng)廓線雷達(dá)研究珠峰北坡大氣垂直結(jié)構(gòu)。本研究利用風(fēng)廓線雷達(dá)垂直方向的功率譜密度數(shù)據(jù)計算了降水時環(huán)境大氣的垂直運動速度。

2012年7月6日發(fā)生在大理的一次降水被LQ-7邊界層風(fēng)廓線雷達(dá)記錄了下來，根據(jù)大理觀測站降水量資料顯示，這次降水過程從凌晨2點開始發(fā)生，6點無記錄，直到9點又有1 h記錄后降水停止，總降水量為13.8 mm。圖5從上到下分別是此次降水過程的回波強度、信噪比及折射率結(jié)構(gòu)常數(shù)的時間序列圖，可以從宏觀上了解到此次降水的情況。由圖5所示，三者都從2:30左右開始增強，3:30-5:00的信號為最強，5:30-6:00有一個減弱區(qū)，之后稍有發(fā)展，8:00左右又出現(xiàn)一個減弱區(qū)，在8:30-9:30時變強，最后都變?nèi)?，這一增強減弱的趨勢很好地對應(yīng)了地面雨量觀測資料。由于風(fēng)廓線雷達(dá)探測的是一個具有一定高度的垂直方向上的大氣空間，與地面資料存在空間上的不匹配，所以當(dāng)6:30左右回波強度、信噪比及折射率指數(shù)出現(xiàn)增強區(qū)時，地面雨量計并無雨量記錄，這也說明了高空出現(xiàn)回波明顯增大時，并不代表降水會發(fā)生，而也許只是為了下一次降水做準(zhǔn)備。

風(fēng)廓線雷達(dá)還能體現(xiàn)出降水前和降水后大氣狀態(tài)的變化過程，能為降水短臨預(yù)測提供很好的技術(shù)支持。如圖6所示為LQ-7風(fēng)廓線雷達(dá)對大理2012年7月18日的降水進行探測得到的降水前環(huán)境大氣垂直運動速度的變化，此次降水開始于10:30，可發(fā)現(xiàn)從10:00開始，5 000 m以上高度開始出現(xiàn)明顯的下沉運動，2 500～5 000 m高度層為上升運動，10:10時500～3 000 m高度層也出現(xiàn)了明顯的下沉運動，說明大氣愈發(fā)不穩(wěn)定，之后20 min降水發(fā)生。

圖7所示為21:50降水結(jié)束后20 min內(nèi)環(huán)境大氣的垂直運動情況，結(jié)果顯示在4 000 m高度以下，會出現(xiàn)微弱的上升氣流，最大上升速度為1.387 2 m/s，說明雨水的蒸發(fā)正在發(fā)生。雨停之后上升氣流的高度從2 000 m發(fā)展到了4 000 m，21:53-22:01內(nèi)發(fā)展的最為旺盛，21:02之后，整個高度內(nèi)大氣的垂直運動有升有降，說明這發(fā)展為一個微弱的對流過程，向大氣輸送的水汽逐漸減少。

圖5 LQ-7風(fēng)廓線雷達(dá)數(shù)據(jù)產(chǎn)品時間序列圖

圖6 大理2012年7月18日10:00-11:00的環(huán)境大氣垂直運動速度

圖7 大理2012年7月18日21:50-22:10的環(huán)境大氣垂直運動速度

4 結(jié)論

(1)風(fēng)廓線雷達(dá)在對降水天氣進行探測時，能夠獲得整個降水過程大氣的演變情況，對降水的短臨預(yù)報提供了技術(shù)支持，對研究暴雨或極端降水事件也有著重要的意義。

(2)風(fēng)廓線雷達(dá)在降水天氣時探測到的降水云體返回信號包括環(huán)境大氣和降水粒子二者的綜合信息，在分別識別出環(huán)境大氣回波信號和降水粒子回波信號后，再對降水回波信號進行訂正，進而反演出比較準(zhǔn)確的雨滴譜分布和Z-I關(guān)系。

(3)由風(fēng)廓線雷達(dá)資料反演的雨滴譜分布能夠為降水類型的分類提供很好的依據(jù)。層狀云降水譜寬最小，對流云降水譜寬最大，混合云降水介于二者之間。

(4)在證實了由雨滴譜計算的降水強度I值的可靠性后，用兩部風(fēng)廓線雷達(dá)反演了6次降水的Z-I關(guān)系，結(jié)果發(fā)現(xiàn)系數(shù)A值會隨降水強度和降水時間不同而發(fā)生改變，b值雖然在同一地區(qū)變化不大，但大理和南京兩地的差異比較明顯。并且對降水云進行分類統(tǒng)計得到的Z-I關(guān)系效果更好，A、b值以層狀云降水最小，對流云降水最大，混合云降水居中。

[1] 方建剛, 易俊蓮. 2011 年陜西秋季強連陰雨天氣的大氣環(huán)流異常特征分析[J]. 災(zāi)害學(xué), 2013, 28(1): 6-10.

[2] 張文建，許健民，方宗義，等. 暴雨系統(tǒng)的衛(wèi)星遙感理論和方法[M]. 北京：氣象出版社, 2004.

[3] 伍志方, 胡東明, 梁玉瓊. 氣象雷達(dá)新技術(shù)及其在防災(zāi)減災(zāi)中的應(yīng)用[J]. 災(zāi)害學(xué), 2007, 22(2): 36-40.

[4] 王振會，黃興友，馬舒慶. 大氣探測學(xué)[M].北京:氣象出版社,2011.

[5] Gunn R, Kinzer G D. The terminal velocity of fall for water droplets in stagnant air[J]. J. Journal of Meteorology, 1949, 6(4): 243-248.

[6] 劉紅燕, 雷恒池. 基于地面雨滴譜資料分析層狀云和對流云降水的特征[J]. 大氣科學(xué), 2006, 30(4): 693-702.

[7] 林文, 牛生杰. 寧夏盛夏層狀云降水雨滴譜特征分析[J]. 氣象科學(xué), 2009, 29(1): 97-101.

[8] 李德俊, 楊劍超, 蔡定軍, 等. 降雨型滴譜與反射率因子及雨強關(guān)系研究[J]. 氣象與減災(zāi)研究, 2009, 32(4): 39-44.

[9] Uijlenhoet R, Steiner M, Smith J A. Variability of raindrop size distributions in a squall line and implications for radar rainfall estimation[J]. Journal of Hydrometeorology, 2003, 4(1):43-61.

[10]馮雷, 陳寶君. 利用 PMS 的 GBPP-100 型雨滴譜儀觀測資料確定 ZR 關(guān)系[J]. 氣象科學(xué),2009,29(2):192-198.

[11]王建初, 湯達(dá)章. 不同雨型的 Z—I 關(guān)系及幾種誤差討論[J]. 南京氣象學(xué)院學(xué)報, 1981(2): 185-191.

[12]何珍珍. “泰山一次雷雨雨滴譜觀測結(jié)果”——我國云霧降水微物理特征的研究[M]. 北京: 科學(xué)出版社, 1965：69-71.

[13]阮忠家. “泰山兩次雷雨云降水微結(jié)構(gòu)的一些特征”——我國云霧降水微物理特征的研究[M]. 北京: 科學(xué)出版社, 1965： 49-61.

[14]宮福久, 劉吉成, 李子華.三類降水云雨滴譜特征研究[J].大氣科學(xué),1997,21(5): 607-614.

[15]劉紅燕, 陳洪濱, 雷恒池, 等. 利用 2004 年北京雨滴譜資料分析降水強度和雷達(dá)反射率因子的關(guān)系[J]. 氣象學(xué)報,2008,66(1):125-129.

[16]何寬科, 范其平, 李開奇, 等. 舟山地區(qū)臺風(fēng)降水ZR關(guān)系研究及其應(yīng)用[J]. 應(yīng)用氣象學(xué)報, 2007, 18(4): 573-576.

[17]Muschinski A, Sullivan P P, Wuertz D B, et al. First synthesis of wind-profiler signals on the basis of large-eddy simulation data[J]. Radio Sci.1999, 6(12):1437-1459.

[18]阮征, 何平, 葛潤生. 風(fēng)廓線雷達(dá)對大氣折射率結(jié)構(gòu)常數(shù)的探測研究[J]. 大氣科學(xué), 2008, 32(1): 133-140.

[19]孫方林，馬耀明，馬尾強，等.珠峰地區(qū)大氣邊界層結(jié)構(gòu)的一次觀測研究[J].高原氣象，2006，25(6)：1014-1019.

[20]舒坡，周立波，鄒悍，珠峰北坡絨布河谷大氣物質(zhì)交換的觀測研究[J].高原氣象，2007，26(6)：1224-1230.

[21]鄒悍，李鵬，朱金煥，等.HEST2007珠峰北坡風(fēng)廓線觀測研究[J].高原氣象，2007，25(6)：1199-1207.

Analysis of Precipitation Characteristics in Different RegionsBased on Wind Profile Radar Data

He Yuqin1, Huang Xingyou2and Sun Jihua3

(1.YunnanClimateCenter,Kunming650034,China; 2.KeyLaboratoryforAerosol-Cloud-PrecipitationofChinaMeteorologicalAdministration,NanjingUniversityofInformationScienceandTechnology,Nanjing210044,China; 3.YunnanProvinceInstituteofMeteorology,Kunming650034,China)

Towwindprofileradars(WPR)areusedtodetectsixrainfalleventsatNanjingandDali.ThereturnsignalswhichdetectedbyWPRincludeinformationaboutambientatmosphereandprecipitationparticles.TheraindropsizedistributionandZ-Irelationshipcanberetrievedbyreturnsignalofprecipitationparticles.Atmosphericverticalvelocitywhilerainfallcanbecalculatedbyreturnsignalofambientatmosphere.Theresultsshowsthat(1)RaindropsizedistributionretrievedbyWPRcanprovidethebasisforclassificationofprecipitationtype; (2)factorAinZ-Irelationshipchangesatdifferentstageanddifferentintensityofrainfall.Thoughlittlechangeinindexbwhileinthesamearea,significantdifferenceshappenbetweenDaliandNanjing; (3)throughouttheatmosphericprecipitationprocessdetectedbyWPRcanprovidetechnicalsupportforshort-impendingpredictionofprecipitation.Itmakessensetostudyofheavyrainsandextremeprecipitationevents.

windprofileradar;raindropsizedistribution; Z-Irelationship;precipitationtype

2014-11-19

2015-01-13

國家自然科學(xué)基金“蒼山-洱海區(qū)域局地環(huán)流特征及其對地氣通量影響的觀測研究”(41165001)；科技部公益性行業(yè)(氣象)科研專項“我國西南非絕熱加熱敏感區(qū)綜合觀測試驗”(GYHY201006054)

何雨芩(1989-)，女，云南昆明人，助理工程師，主要從事農(nóng)業(yè)氣象研究和風(fēng)廓線雷達(dá)資料應(yīng)用研究. E-mail：xiaoqinzi_hyq@126.com

P4；X43

A

1000-811X(2015)03-0191-07

10.3969/j.issn.1000-811X.2015.03.035

何雨芩，黃興友，孫績?nèi)A. 基于風(fēng)廓線雷達(dá)資料的不同區(qū)域降水特征分析[J].災(zāi)害學(xué), 2015,30(3):191-197. [He Yuqin, Huang Xingyou and Sun Jihua. Analysis of Precipitation Characteristics in Different Regions based on Wind Profile Radar Data[J].Journal of Catastrophology, 2015,30(3)：191-197.]