基于多場次降雨的垂直指向性天氣雷達適用性分析

王金釗，李鐵鍵,2，謝鑫新，解宏偉

(1. 青海大學(xué) 水利電力學(xué)院，青海 西寧 810016； 2. 省部共建三江源生態(tài)與高原農(nóng)牧業(yè)國家重點實驗室，青海 西寧 810016；3. 中山大學(xué) 大氣科學(xué)學(xué)院，珠海 廣東 519082)

0 引 言

降水是大氣水循環(huán)過程中的重要環(huán)節(jié)， 了解降水垂直結(jié)構(gòu)上的宏微觀物理特征及其變化過程， 對開展降水預(yù)報和人工影響天氣作業(yè)具有重要意義[1]. 降雨是最常見的液態(tài)降水形式， 其發(fā)生過程仍十分復(fù)雜， 不同降雨云系伴隨不同的宏觀天氣條件而發(fā)生， 相應(yīng)的微物理特征也具有顯著不同[2]. 因此， 觀測、 解析云降雨垂直結(jié)構(gòu)及降雨強度的時序過程對認識降雨機理具有重要意義.

當(dāng)前， 降雨宏微觀物理特征的探測手段主要依靠不同波段天氣雷達、 氣象衛(wèi)星和雨滴譜儀等. 天氣雷達能獲取云降雨結(jié)構(gòu)監(jiān)測數(shù)據(jù)， 但對地面降雨量估計的精確度較低[3]； 氣象衛(wèi)星一般根據(jù)云頂亮溫估測降水， 誤差較大； 雨滴譜儀和雨量計等監(jiān)測設(shè)備精度高， 但一般只能獲取近地面的點數(shù)據(jù)， 不能獲取垂直結(jié)構(gòu)上不同高度的降雨分布， 無法深入研究云降雨的微物理過程[4]. 根據(jù)不同測量設(shè)備的不同優(yōu)勢， 采用多種設(shè)備對云降雨過程開展的聯(lián)合監(jiān)測越來越廣泛[5-6]， 其中垂直指向雷達由于其在觀測能力、 觀測精度、 設(shè)備成本、 使用便利度等方面的綜合優(yōu)勢， 發(fā)揮了核心作用.

1990年以來， 微雨雷達(Micro Rain Radar， MRR)的出現(xiàn)極大促進了降水垂直微物理結(jié)構(gòu)特征研究. 德國METEK公司生產(chǎn)的K波段(24 GHz)MRR是一種垂直指向性雷達， 可測量獲得雷達上空3 km范圍內(nèi)的雷達反射率因子、 雨滴降落速度、 雨滴粒徑分布、 雨強及其他降雨特性的垂直廓線， 還具有成本低、 體積小、 操作便利等使用上的優(yōu)點. 國內(nèi)外學(xué)者對MRR的測量精度和降雨觀測適用性開展了大量研究. Peter等[7]采用雨量計、 單臺MRR， X波段掃描雷達和多臺MRR進行相互校準， 以降低MRR間硬件誤差和測量誤差， 結(jié)果顯示MRR設(shè)備間的相互校準優(yōu)于不同設(shè)備間的相互校準； Diederich等[8]采用4部MRR與雨滴譜、 風(fēng)廓線雷達、 C波段雷達、 Ka波段(35 GHz)云雷達和雨量計對降雨微觀結(jié)構(gòu)和變化過程進行觀測， 顯示出MRR和雨量計探測的雨強具有良好相關(guān)性， MRR在測量短時降雨的時間變異性和垂直高度變異性方面具有優(yōu)勢； Peters等[9]獲取了德國波羅的海岸某地的MRR、 雨量計和C波段雷達共同觀測的降雨數(shù)據(jù)， 證明了MRR降雨結(jié)果與其他儀器觀測結(jié)果比較一致； Garcia-Vila等[10]使用安裝在馬德里理工大學(xué)的MRR和雨滴譜儀觀測分析層狀云降雨事件， 發(fā)現(xiàn)MRR雨強值與地面雨滴譜雨強值具有較好的一致性； 溫龍等[11]發(fā)現(xiàn)MRR對層狀云降雨過程的探測能力優(yōu)于對流云降雨過程， 且相較于普通雨量計而言， MRR對0.1mm以下的降水敏感， 對微弱降水觀測效果好. MRR還可以精細觀測雨滴垂直下落過程中的變化情況； 曹寧等[12]利用MRR分析了寧夏六盤山區(qū)不同類型降雨過程中的雨滴譜分布， 降雨時液滴直徑增大說明雨滴在下落時碰撞合并過程占主導(dǎo)地位； 崔云揚等[13]采用MRR分析不同高度層的液滴直徑和液滴濃度， 發(fā)現(xiàn)降雨在云內(nèi)和云外受不同因素影響， 云外低層液滴間相互碰撞合并作用更強.

需要注意到， MRR是微雨雷達， 對強降雨的觀測能力有限. 王洪等[14]利用MRR對比分析了山東不同云系不同高度下的雨滴粒徑、 數(shù)濃度和雨強等信息， 認為MRR更適用于分析層狀云降雨的垂直分布特征， 對于雨強較大的對流性天氣過程分析結(jié)果誤差較大， 且當(dāng)雨強大于20 mm/h時， MRR的高空數(shù)據(jù)不可用. 強降雨的雨滴譜分布與高度有顯著的相關(guān)性， 雷達散射在較大液滴下不能僅用瑞利散射描述， 必須考慮米氏散射[15]； Kunhikrishnan等[16]研究了米氏散射在不同類型降雨探測中的影響， 指出考慮米氏散射對MRR的影響有助于正確估計降雨強度.

目前， Ka波段毫米波云雷達(簡稱Ka雷達)技術(shù)已逐漸成熟， 相比傳統(tǒng)天氣雷達具有空間分辨率高、 靈敏度高等優(yōu)點， 是探測弱降水云、 非降水云及微弱降水的有效工具[17-18]. 特別在測云方面， Ka雷達空間取樣體積較小， 具有高時空分辨率， 可聯(lián)合多種遙感設(shè)備進行地基云觀測， 為探究云的發(fā)展過程提供更多信息[19]. 呂珊珊等[20]使用Ka雷達和探空設(shè)備， 提出了云垂直結(jié)構(gòu)判定方法； 萬霞等[21]和朱怡杰等[22]分別對青藏高原地區(qū)的非降水云垂直結(jié)構(gòu)和云中相態(tài)分布特征進行了分析， 展現(xiàn)了Ka雷達在局地云探測中的優(yōu)勢. 田磊等[23]利用Ka雷達觀測了六盤山頂不同云的出現(xiàn)頻率、 云底高度和云層厚度， 為地氣輻射收支研究及合理開發(fā)云水資源提供了參考.

Ka雷達在監(jiān)測云降水過程中的應(yīng)用也促進了對其降雨測量能力的評估， 特別是Ka雷達垂直觀測有利于識別冷云降雨的0°層亮帶， 可為分析降雨類型提供重要依據(jù)[24]. 但是， Ka雷達在觀測降雨時受雨滴粒徑影響明顯， 觀測較強降雨時雷達反射率因子衰減嚴重. 馬寧堃[25]等采取逐庫法針對不同降雨階段進行雷達反射率因子的衰減訂正； 鄭晨雨等[26]研究了雷達靈敏度和湍流對Ka雷達反演算法的影響， 認為雷達最小可測反射率因子隨高度不斷增加， 是影響反演結(jié)果的主要原因； 張濤等[27]利用Ka雷達結(jié)合雨滴譜儀對西藏那曲地區(qū)對流云降水過程的垂直結(jié)構(gòu)和微物理過程進行研究， 使用小粒子示蹤法對大氣垂直速度和粒子下落末速度進行反演校正， 誤差小于1.5 m/s.

Ka雷達和MRR聯(lián)合使用可發(fā)揮各自的探測能力優(yōu)勢， 記錄云降雨垂直結(jié)構(gòu)上微物理特征的發(fā)展演化過程， 并兼顧測量地面降雨強度， 在對自然降雨和人工增雨過程的監(jiān)測中發(fā)揮重要作用. 因此， MRR觀測代表地面雨強的精度、 Ka雷達的測雨能力范圍、 兩種雷達監(jiān)測的一致性， 值得研究者關(guān)注. 本文通過實地監(jiān)測獲得了MRR， Ka雷達和自計式雨量計在河南省鎮(zhèn)平縣3個月內(nèi)多個降雨場次的觀測資料， 基于雨量計數(shù)據(jù)分析了MRR觀測反映地面雨強的合理探測高度和相應(yīng)精度， 通過MRR和Ka雷達的反射率因子， 對比分析了Ka雷達的測雨能力上限， 成果有助于進一步了解不同波段的垂直指向性雷達觀測云降雨不同發(fā)展階段的性能和精度， 以更好地指導(dǎo)探測應(yīng)用.

1 站點、 儀器與數(shù)據(jù)

1.1 站點位置與觀測儀器

本次試驗數(shù)據(jù)來自河南省鎮(zhèn)平縣二龍鄉(xiāng)試驗基地， 距離鎮(zhèn)平縣城約30 km， 試驗點坐標為(112°12′29″E， 33°08′44″N)， 海拔高度220 m， 位于伏牛山南麓山腳. 圖 1 為試驗基地位置及儀器布置情況， 設(shè)有Ka雷達、 W雷達、 MRR和兩臺自計式雨量計， 相互間隔不超過10 m， 其中W雷達數(shù)據(jù)將不在本文中討論. 將自計式雨量計(Rain Gauge， RG)作為地面降雨量的基準數(shù)據(jù)， 試驗采用的雨量計為翻斗式， 規(guī)格為0.2 mm， 即每收集到0.2 mm降水就產(chǎn)生一個計數(shù)脈沖， 試驗中設(shè)置為每2 min記錄一次在此間收到的計數(shù)脈沖個數(shù)， 乘以0.2 mm即為降水量.

圖 1 鎮(zhèn)平縣二龍鄉(xiāng)試驗基地位置及觀測設(shè)備布設(shè)

表 1 為MRR和Ka雷達主要技術(shù)參數(shù). MRR為垂直對空雷達， 發(fā)射頻率為24.23 GHz的電磁波信號， 采用連續(xù)調(diào)頻技術(shù)(FM-CW). 本次試驗MRR設(shè)置時間分辨率為1 min， 垂直分辨率為10 m， 最大探測高度3.1 km. Ka雷達由北京無線電測量研究所研制， 該雷達采用全固態(tài)、 單發(fā)雙收線極化、 脈沖多普勒體制， 獲取上空云降雨的反射率因子Z、 徑向多普勒速度V、 速度譜寬W和線性退極化比(Linear Depolarization Ratio， LDR)的垂直廓線. 本次試驗中， Ka雷達設(shè)置時間分辨率為 1 min， 距離分辨率為 30 m， 最大探測高度為15 km.

表 1 MRR和Ka雷達監(jiān)測的主要技術(shù)參數(shù)

1.2 數(shù)據(jù)篩選與處理

本研究正常開展野外監(jiān)測的時段為2021年6月12日至9月17日， 選取其中單場降雨時間超過1 h的共20場降雨監(jiān)測數(shù)據(jù)進行分析. 考慮到雨量計的分辨力為0.2 mm， 不足0.2 mm的降雨量會被忽略或被額外計入， 故在單個統(tǒng)計時段內(nèi)的平均誤差為0.1 mm， 在弱降雨過程中的誤差百分比會較大. 為平滑弱降雨過程中的雨量計監(jiān)測數(shù)據(jù)， 在場次降雨記錄到首個雨量數(shù)據(jù)后， 根據(jù)MRR顯示的降雨連續(xù)性， 針對雨量計觀測值為0的一個或連續(xù)多個2 min時段(計總時長為t1)， 將其后第一個有降水的2 min時段測得的降水量按均勻分布拆分為擁有0.2 mm雨量的時段t2和剩余時段， 并將此處的0.2 mm降雨量在t1+t2時段內(nèi)重新平均分配. 雖然平滑操作可獲得更小的雨強觀測值， 但雨量計的理論靈敏度仍應(yīng)按原數(shù)據(jù)估計， 選擇統(tǒng)計時段為20 min， 則雨量計觀測雨強的靈敏度為0.2 mm/20 min， 即0.6 mm/h， 平均誤差為± 0.1 mm/20 min， 即±0.3 mm/h.

以雨量計為基礎(chǔ)， 統(tǒng)一計算各設(shè)備監(jiān)測的20 min 平均雨強和20 min時段降雨量， 作為后文定量對比的基準. 圖 2 顯示了觀測期內(nèi)所有降水的20 min平均雨強頻率分布， 橫坐標采用對數(shù)刻度. 可以發(fā)現(xiàn)， 雨量計受限于自身靈敏度， 在20 min 時段內(nèi)不能直接觀測到雨強小于0.6 mm/h的降雨， 平滑處理后可見0.2 mm/h的雨強記錄， 而大于20 mm/h的強降水樣本極少， 代表性不足； MRR測得的弱降雨和強降雨兩端數(shù)據(jù)更多. 考慮到MRR的弱降雨觀測能力已得到研究驗證而強降雨觀測能力有限， 故以雨量計測得的數(shù)據(jù)為基準， 篩選有降雨且雨強不大于20 mm/h的20 min 時段數(shù)據(jù)， 篩選后， 有效時段總數(shù)為170個， 時長約為57 h.

(a) 雨量計

本文直接采用MRR提供的雨強數(shù)據(jù)產(chǎn)品， 該產(chǎn)品根據(jù)衰減訂正后的雷達反射率因子Z(mm6·m-3)和根據(jù)多普勒觀測推測的雨滴數(shù)濃度譜N(Di)(mm-1·m-3)反演不同觀測高度上的雨強R(mm·h-1)， 計算式為[15]

(1)

(2)

式中：Di為第i檔雨滴直徑， 共64檔； ΔDi為對應(yīng)的檔間粒徑間隔， 單位為mm；V(Di)是第i檔雨滴下落速度， 單位為m/s.

2 結(jié)果與分析

2.1 MRR監(jiān)測結(jié)果驗證

圖 3 為地面兩臺相鄰位置雨量計觀測到的累計降雨量對比， 二者的觀測結(jié)果具有較好的一致性， 相對誤差為±0.91%(一個標準差)， 說明兩臺雨量計觀測時間內(nèi)收集的降雨總量和時序基本相同， 數(shù)據(jù)可作為后續(xù)雷達數(shù)據(jù)驗證分析的基準.

圖 3 試驗基地兩個相鄰雨量計累計降水量對比

通過雨量計觀測數(shù)據(jù)驗證MRR數(shù)據(jù)的準確性時， 由于雨量計位于地表， 通常采用MRR最低幾個高度層的數(shù)據(jù)， 如30 m和100 m[28]. 也有學(xué)者研究認為MRR近地面數(shù)據(jù)不可靠[29]， 應(yīng)選擇300 m高度數(shù)據(jù)進行研究， 但對更高層數(shù)據(jù)的降雨量研究不多. 為系統(tǒng)分析MRR不同高度層的雨強監(jiān)測反演性能， 本文選取MRR較多高度層的雨強數(shù)據(jù)與雨量計觀測進行對比， 并采用線性回歸斜率和線性相關(guān)系數(shù)量化對比結(jié)果.

線性回歸公式為

y=kx+b，

(3)

式中：y為雨量計觀測雨強；x為MRR雨強；k為斜率；b為截距.

線性相關(guān)系數(shù)采用皮爾遜相關(guān)系數(shù)r， 計算式為

(4)

圖 4 展示了不同高度層和降雨強度下MRR與雨量計觀測值的對比結(jié)果. 圖 4(a) 為20 min平均后， MRR典型高度層雨強與雨量計雨強的散點關(guān)系； 圖 4(b) 為MRR所有高度層雨強與雨量計雨強線性擬合斜率和相關(guān)系數(shù)的變化情況.

(a) MRR-雨量計雨強散點關(guān)系

從圖 4(a) 可以看出， MRR和雨量計在不同雨強時的觀測值關(guān)系具有明顯差異. 當(dāng)雨強低于4 mm/h 時， 二者較為接近， 在45°線兩側(cè)的分布較為均衡； 當(dāng)雨強高于4 mm/h、 低于10 mm/h時， MRR雨強明顯高于雨量計； 雨強更高時， 兩者關(guān)系更為散亂.

從圖 4(b) 可以看出， MRR 500m以下(不含500 m)高度層與雨量計觀測結(jié)果的相關(guān)系數(shù)較高， 但斜率較小， 說明MRR低空雨強雖與地面降雨符合性較好， 但相較于雨量計存在高估， 與圖4(a) 中45°線右下方出現(xiàn)的冷色圓點相符. MRR在500 m～900 m高度層區(qū)間與雨量計觀測結(jié)果較為一致， 相關(guān)系數(shù)在0.93～0.95之間， 斜率在0.80～0.85之間， 說明在該高度區(qū)間內(nèi)MRR雨強與地面降雨的時序符合性較好， MRR雨強偏大也較為有限. 高度層在900 m以上時， MRR與雨量計觀測結(jié)果的相關(guān)系數(shù)逐漸減小， 斜率先減小后劇烈波動， 反映出高空降水與地面降水間較弱的相關(guān)性， 也能看到， 當(dāng)近地雨強較高時， MRR因回波衰減嚴重而無法正確反演高空雨強(見圖 4(a) 雨量計雨強12 mm/h附近時靠左的三角點).

為進行定量對比， 參考Radhakrishna等[30]的雨強分級， 進行不同雨強下的MRR不同高度層的降雨量對比分析， 如圖 4(c) 所示. 當(dāng)雨強<0.7 mm/h 時， MRR低空層和雨量計觀測的降雨量基本一致， 高空層則存在低估. 當(dāng)雨強>0.7 mm/h 時， MRR觀測值在低空層高于雨量計、 在高空層低于雨量計， 且差值逐漸增大. 由于MRR高空層觀測值與地面降水間相關(guān)性較低， 可以主要關(guān)注其低空層降水量相對雨量計的高估問題. 這一方面可能是由MRR回波誤差和雨滴譜估計誤差引起的， 可通過雷達定標和實測雨滴譜修正； 另一方面則是受限于翻斗式雨量計的機械性能， 由于降水的時間波動性強， 在少量高雨強時刻翻斗次數(shù)不足造成雨量漏測， 應(yīng)承認其在高雨強時存在一定低估.

為顯示不同觀測的時序過程， 選擇100 m， 500 m， 700 m和900m高度層的MRR雨強與雨量計進行對比， 如圖 5 所示. 與圖 5 中其他高度層相比， MRR在100 m高度層上與雨量計的雨強偏差非常明顯. 雨量計測得研究時段57 h的總降雨量為110.4 mm， MRR在500 m， 700 m和900 m高度層測得的總降雨總量分別為126.2 mm， 119.6 mm 和115.6 mm， 此時兩者間的雨量差異在可以接受的范圍內(nèi). 再考慮到兩者在時序過程上的相關(guān)性， 本文認為， 500 m～900 m的MRR觀測值適于代表地面降水量， 低空層則容易高估， 與文獻[29]的認識較為一致， 主要是由MRR低空探測結(jié)果受近場和近地面雜波的影響導(dǎo)致的. 因此， 在不進行修正的前提下， 直接選擇500 m～900 m高度層的MRR觀測值代表地面雨強與降雨量是可行的.

圖 5 雨量計(RG)與MRR不同高度層20 min平均降雨強度過程對比

2.2 MRR的Z-R關(guān)系

MRR引入基于多勒速度的雨滴譜進行雨強反演， 使其結(jié)果具有較高精度. 一般情況下， 雷達反射率因子和降雨強度間具有較好的指數(shù)關(guān)系， 是雷達定量監(jiān)測降水的基礎(chǔ)理論[31-32]. 為了簡單直觀地分析本實驗中MRR的降雨觀測性能， 繪制MRR在500 m高度層的反射率因子(Z)與降雨強度(R)的擬合關(guān)系， 如圖 6 所示.

圖 6 二龍鄉(xiāng)試驗基地觀測時段的MRR 500 m高度層Z-R關(guān)系

圖 6 中虛線為我國新一代天氣雷達沿用WSR-88D雷達[33]的反射率因子，Z=300R1.4， 實線為本文擬合式反射率因子，Z=193R1.2， 在雨強<20 mm/h 內(nèi)散點關(guān)系尚可， 與Mehta等[34]觀測到的對流云Z-R關(guān)系也較為接近. 因此， 相比WSR-88D等S波段氣象雷達， MRR波段雷達對較強降水的穿透力更弱， 即便經(jīng)過衰減訂正， 測得的雷達反射率因子也低于理論值， 若直接采用Z=300R1.4反演， 所得雨強將低于實際值.

2.3 Ka雷達的微雨觀測能力

雷達反射率因子值是判定降水發(fā)生的重要因素， Ka雷達主要用于觀測云降水發(fā)展過程中雷達回波的連續(xù)變化， 為研究預(yù)測云降水的發(fā)展過程及宏觀微觀物理特性變化提供支撐. Ka雷達雖不能有效觀測降水， 但也需要了解云降水發(fā)展過程中Ka雷達對弱降雨觀測能力的上限.

對比Ka雷達和MRR在典型降雨過程中觀測的反射率因子廓線時序， 如圖 7 所示.

(a) Ka雷達

可見， 在降雨強度較弱、 反射率因子低于25 時， Ka雷達可有效判斷降水是否發(fā)生. 隨著雨強增大， MRR觀測的反射率因子不斷提高， 所示強降雨局部達到40， 但Ka雷達的觀測值仍保持在30 左右， 與MRR差距較大. 還可以看到， Ka雷達在500 m高度以下的反射率因子被系統(tǒng)性低估， 可信度低， 可能與具體型號有關(guān)， 后文分析中僅采用其500 m高度層以上數(shù)據(jù).

對于整個觀測時段， 選擇MRR和Ka雷達500 m～ 3 100 m高度間的降雨樣本， 對二者的反射率因子進行對比， 如圖 8 所示. 可以看出， 在所有數(shù)據(jù)范圍內(nèi)， Ka雷達和MRR反射率因子的線性相關(guān)系數(shù)r1為0.86， 但二者關(guān)系并不是完全線性的， 當(dāng)MRR反射率因子在30～50 時， Ka雷達的反射率因子仍處于30 左右， 使二者間的差距越來越大. 若僅選擇反射率因子為0 dB～30 dBZ區(qū)間， MRR和Ka雷達反射率因子間的線性關(guān)系較好， 相關(guān)系數(shù)r2達到0.91， 斜率為0.9. 由此可見， Ka雷達在弱降雨條件下與MRR觀測結(jié)果的相關(guān)性較好， 可有效監(jiān)測降雨發(fā)生的初始過程， 但雨強上限較低， 與文獻[27]中的結(jié)論一致.

圖 8 MRR和Ka雷達同高度同時刻反射率因子散點關(guān)系

3 結(jié) 語

本文使用河南省鎮(zhèn)平縣二龍鄉(xiāng)試驗基地2021年 6月至9月MRR, Ka雷達和雨量計的多場次降雨觀測數(shù)據(jù)， 對MRR降雨觀測精度進行了驗證分析， 對MRR和Ka觀測的反射率因子進行對比， 顯示了不同設(shè)備在云降雨觀測中的適用性和精度. 結(jié)果表明：

1) 通過將不同雨強不同高度層的MRR數(shù)據(jù)與雨量計觀測對比發(fā)現(xiàn)， MRR的近地面高度層高估雨強， 500 m～900 m高度區(qū)間的MRR結(jié)果與雨量計觀測符合最好， 高空層與地面觀測的相關(guān)性較低而不適宜估計地表雨量.

2) MRR在較強降雨下受回波衰減影響， 常用的Z=300R1.4會低估雨強， 在雨強<20 mm/h時， 本文擬合結(jié)果為Z=193R1.2.

3) 通過與MRR的對比發(fā)現(xiàn)， 用于測云的Ka雷達在降雨發(fā)生階段可探測的最大反射率因子約為30 dB， 無法有效探測更高強度降雨.

總體來看， MRR基于多普勒滴譜測量的降雨反演結(jié)果精度較高， 但在近地面高度層會高估雨強， 500 m～900 m高度區(qū)間的降雨結(jié)果可有效代表地面降雨過程； 用于測云的Ka雷達， 觀測較弱降雨能力的上限不高于30 dBZ. 采用多頻雷達聯(lián)合監(jiān)測是實現(xiàn)云降雨全過程探測的有效方法， 本文結(jié)果可為使用Ka雷達和MRR聯(lián)合監(jiān)測分析云降雨廓線和地面雨強的時序過程提供參考. 在需要進一步提高觀測精度時， 應(yīng)主要考慮提高雷達在近地面層的回波測量精度， 并采用滴譜儀對多普勒雨滴譜進行修正； 在需要提高強降雨觀測時， 應(yīng)增加波長更長的X波段、 C波段等雷達設(shè)備.