气象雷达及气象对雷达作用距离的影响.docx

气象雷达介绍英文名称 meteorological radar 一、发展历史1941年在英国最早使用雷达探测风暴。19421943年，美国麻省理工学院专门设计了为气象目的使用的雷达。在气象雷达发展初期，一般都靠手工操作，回波资料只能作定性分析。60年代采用了多普勒技术，气象多普勒雷达具有对大气流场结构的定量探测能力；常规雷达的数字显示和彩色显示也相继出现。 70年代，除联合使用多部多普勒雷达外，又相继发展了大功率高灵敏度的甚高频和超高频多普勒雷达和具有多普勒性能的高分辨率调频连续波雷达。 80年代以后，在多普勒雷达的基础上，科罗拉多州立大学电子工程系的教授提出了偏振气象雷达的思想，为大气雷达探测，已经气象资料分析提供了一个更为先进的平台。偏振多普勒雷达参数为分析雨滴等降水信息分布，以及降雨形状分布提供了更为精确的信息。科罗拉多州立大学的CSU-CHILL雷达也是世界上该领域最为先进的天气雷达，CSU-CHILL是美国国家天气雷达设备，由NSF提供资金，科罗拉多州立大学负责。近期新型气象雷达有双波长气象雷达、多参数气象雷达等。二、分类按雷达工作频率（波长）及对应功能分类：l 用X（波长 2.43.75厘米）、C（波长3.757.5厘米）和S（波长7.515厘米）波段雷达探测降水,其中S波段最适用于探测暴雨和冰雹；l K（波长0.752.4厘米）波段雷达探测各种不产生降水的云；l 用高灵敏度的超高频和甚高频雷达可以探测对流层平流层-中层的晴空流场。按工作原理分类：l 多普勒气象雷达l 偏振气象雷达l 双波长气象雷达l 多参数气象雷达三、各类型雷达工作原理1） 脉冲多普勒气象雷达【基本原理】 多普勒速度-多普勒频移多普勒雷达发射出的电磁波，遇到运动的目标物后，返回信号产生频率漂移，从而可导出目标物相对于雷达运动的径向速度。基本公式如下：（1）fD 就称为多普勒频移或多普勒频率，它是由于目标物的径向运动而引起的信号的频率变化。目标物的径向速度称为多普勒速度。图1 脉冲多普勒雷达原理框图图1所示为脉冲多普勒雷达的原理方框图。发射机产生频率为fO、持续时间为的高频振荡。大部分功率通过天线转换开关到达雷达天线，并以电磁波的形式辐射出去。一小部分功率从发射机进入混频器，与从一个非常稳定的本地振荡器产生的信号在混频器中相混合，然后输出中频信号，传送到相干振荡器。当来自目标的回波信号被雷达天线接收后，也与来自稳定的本地振荡器的信号相混合，产生一个具有回波信号相位特征的中频，经过放大后，在相位鉴别器中与来自相干振荡器的中频信号进行比较，得出这两个信号的相位差。根据接连的两个回波脉冲之间相位差的变化率/T，即可得出多普勒频移fD: (2) 式中T为探测脉冲之间的间隔时间，即重复周期。由于接连两个回波信号的相位差，是2的周期性函数，当相位差超过2时，就难以确定其值究竟是多少。而当相位差有正有负时，为了准确地确定相位差值，更必须限制最大的相位差在的范围内。因此，多普勒雷达所能测定的多普勒频移，或目标的径向速度，有一定的限制。这个最大可测径向速度称为最大不模糊速度，用Vm表示。由（1）和（2）式可导出 （3）由此可知，多普勒雷达的最大不模糊速度Vm与雷达波长和重复频率F成正比。【测雨原理】 回波信号-多普勒谱-径向速度谱-滴谱分布（降雨类型）多普勒天气雷达除了测量回波信号的平均功率之外，还要对回波信号的场强E（t）作频谱分析，进行频谱分析可以得到以多普勒频率为函数的后向散射功率，这个函数通常用S(f)表示，称为多普勒谱。在每个频率间隔f内的回波功率，是运动速度相应于f的降水粒子的回波功率之和。利用（1）式，S(f)可以变成S（V），称为降水粒子的径向速度谱，根据径向速度谱可以计算目标的平均多普勒速度V和速度的方差V2，从中可以进一步了解降水粒子的滴谱分布和降水粒子所在气层的大气湍流情况。具体应用如下：l 探测降水区中气流的垂直速度（平均值）天线垂直指向天顶的多普勒雷达，可以测量降水粒子的平均多普勒速度V。由于多普勒速度V是降水粒子降落末速度Wt和气流的垂直速度W之和，V=Wt+W，所以，若已知降水粒子在静止大气中的降落速度Wt，即可确定气流的垂直速度W。目前主要有三种测量方法：速度谱低端法、w0-Z关系法、综合测量法。l 雨滴谱的测量不同大小的降水粒子具有不同的降落末速度Wt，产生的回波功率也不同。利用垂直指向的多普勒雷达可以测定回波信号的多普勒谱。若已知气流的垂直速度W，则由于Wt = V-W，可以得到回波随降水粒子末速度Wt的分布。l 湍流的估计多普勒谱的宽度可以用多普勒速度的方差V2来度量，多普勒谱的宽度是由下列四个因素决定的：降水粒子的末速度、空气的湍流谱、波束截面上风速的垂直切变、波束宽度的影响。总的方差V2可以写成由上述四个因素产生的方差之和。因此，当多普勒雷达的波束宽度小于1，并进行垂直指向探测时，V2就由降水粒子末速度的散布和被测体积中小尺度的空气湍流的垂直分量所引起。若确定了第一个因子，则测定了V2就可以推出空气的湍流情况。而尺度大于被测体积的湍流，即为平均多普勒速度 v的变化，可以用平均多普勒速度的时间变化代替空间变化来估计。2） 双偏振气象雷达偏振又叫极化，它是指电磁波的电场或磁场的方向。偏振分为线性偏振，圆和椭圆偏振。线性偏振是指电场矢量终端的轨迹沿着一条直线运动，它具有磁场电场大小随时间方向变化，电场矢量或磁场矢量终端的轨迹为一条直线等性质。线偏振又分为水平线偏振和垂直线偏振。雷达发射的电磁波在大气中传播，遇到气溶胶粒子时，产生后向散射，雷达接收后向散射回波。影响散射波和极化的主要因素有：降水粒子的形状、尺寸、轴长、入射电场与粒子指向的夹角、材料的介电常数等。双偏振天气雷达就是利用不同的粒子对不同极化回波的影响不同来估算降水粒子的形状、尺寸、指向角等特征，来实现对降水进行分类与识别的。在粒子群中所谓的粒子的形状、尺寸、指向角并不是单个粒子的，而是粒子群的平均形状、尺寸、指向角。雨滴间的振荡与碰撞行为，会使粒子产生一种形状分布，每种雨滴尺寸具有一个平均的扁球形的形状分布，对应于形状分布用粒子的尺寸分布表示。粒子的尺寸分布又叫滴谱，它由函数N(D)dD表示，是指直径为D的区域，从D-12dDD+12dD区间上，单位体积的降水粒子的数量分布。雨滴、雪和冰雹是我们最常见的降水形式。双偏振天气雷达测量反射率因子ZH、反射率因子差ZDR、传播常数差KDP、零延时的相关系数rHV(0)和线性退极化比LDR等参数来识别降水粒子类型的。反射率因子ZH，不仅取决于粒子的尺寸和形状，而且与单位体积的粒子数和介电常数有关，由于形状因子的作用远不及于粒子的几何尺寸D，因此在进行粒子的识别和降雨率的测量时，主要通过反射率的大小进行判别和反演。常规天气雷达就是利用反射率因子来判别降水大小和类型的。水平、垂直极化下的反射率因子差ZDR与两种极化下的后向散射截面有关，取决于粒子的形状和介电常数有关，对于不同的粒子，ZDR则不同。对于球形粒子（如雨滴），反射率差ZDR 为0 ，偏心率e越大（如冰雹），ZDR 越偏离0dB。电磁波不同的极化方式在空间的传播,由于受降水粒子前向散射的影响,传播常数发生变化,在水平和垂直极化间具有传播相移差。 传播常数差KDP不仅取决于粒子的形状、尺寸，而且与入射角有密切的关系，因此可以通过KDP对粒子进行识别。对球形粒子，倾角可看作=0，KDP=0。对其它形状粒子，A1A2，KDP0。由此作为识别降水型的依据。rHV(0)是指0延时的相关系数，它是指由粒子形状、振荡、球形粒子的轴比与倾角引起的相关系数。线性退极化比的定义为LDR10lg(ZHV/ZHH)，它的物理意义为发射线性极化信号，照射到球形降水粒子上，散射的回波能量大部分保持了入射波的极化，当粒子为非球形或对入射波有倾角时，入射能量的一部分退极化了，变成了正交极化信号。它取决于粒子的形状、倾斜角和介电常数。从ZH、ZDR、KDP、rHV(0)用以区分降水粒子型的基本原理可以看出，每个参数对粒子型的区分均有贡献，但是单独使用某一种参数时又存在许多限制，不能很准确地区分。应同时考虑各参数，共同作用对降水粒子进行识别。1986年Aydin对混合态降水中冰雹和雨的含量进行了大量的分析，最后定义了冰雹信号HDR作为检测冰雹含量的参数。另外许多利用以上参数还可以进行降雨率、降水量和冰雹含量的估算。根据经验公式推算降水粒子的下降末速度V(D)、滴谱分布等。 3） 双波长气象雷达鉴于降水粒子的后向散射截面与雷达波长有关，如果同一粒子对两种不同波长的反射率的比值随粒子大小而改变，就可以用不同波长的雷达的测量结果来推测被测粒子的大小。雨滴是直径小于6mm的水滴，并可近似地看作球形，在满足雷利散射的条件下，两种不同波长的后向散射截面之比等于波长之比的负四次方，而与粒子的尺度无关。实际雨滴不完全满足雷利散射条件，根据米散射理论可以计算出它对于不同波长的后向散射截面。我们发现，当雨滴直径从3.3mm增大到6mm时，10/3的比值有所减小，但变化不大，而且大雨滴在雨滴谱中只占少数，因此，从两种不同波长的观测中难以区分雨滴的大小。对0时干冰雹，我们利用米散射理论计算了两种波长的后向散射截面之比值。可以看出，冰雹直径在11.6mm范围内，10/3的比值随直径的增大而迅速增大，当冰雹直径超过1.6mm时，维持较大的值而少变。我们再来看看雹云对两种波长的等效反射因子Ze的比值的变化关系： （4）由此计算出等效反射因子Ze的比值随冰雹最大直径的变化，如图2所示。因此，测定Ze10/Ze3，即可判断云内是否存在直径大于1cm的大冰雹。图2 Ze10/Ze3随最大粒子直径Dmax的变化双波长雷达方法的基本原理是建立在测量两种波长在相同空间的等效反射因子的基础上，因此，对工作在两种不同波长上的雷达的波束形状、波束宽度、波束的同轴性和定距性能的一致性提出了严格的要求，对回波强度的定量测量性能也提出了很高的要求。用双波长原理来探测冰雹云的更可靠的方法还有待于进一步的研究。此外，因为双波长原理使用了两种不同的波长，因此回波信号必然包含了更多的与散射粒子特性相联系的信息，如何从这些信息中合理地提取反映重要特性的资料，也是需要继续深入研究的。4） 多参数气象雷达多普勒天气雷达为气象探测提供了许多有用气象目标的信息，多参数雷达通过极化分集和多波长分集技术提供了冰雹检测和其它信息，如云和降水目标的尺寸、相态和类型的方法。通常超短波长的雷达用来探测新生成的发展云，而长波长的雷达用来研究大的风暴，研究者们通常需要一种同时拥有上述功能的应用很广的雷达，多参数天气雷达则具有这方面的能力。多参数天气雷达集全相参、极化分集、波段分集技术于一体，设备的复杂程度较高，在美国NCAR（国家气象研究中心）就架设了一部S波段和X波段极化分集的多普勒雷达。这套系统可以同时测量两种波段的反射率因子及单波段（S波段）的多普勒参数，两种波段下的极化分集测量。多普勒测量和极化分集测量与单多普勒雷达和极化分集雷达相同，波段分集技术则是利用不同波段电磁波对不同粒子的后向散射回波效应不同作为识别目标的依据。下面以此为重点介绍波段分集技术的主要原理。波段分集技术作目标识别的原理是，利用不同波长的电磁波同时测量粒子的等效反射率因子，不同的降水粒子对此的后向散射截面不同，其回波信号中包含能够反映冰雹粒子的分布尺寸和相态信息。但这种测量方法还受雨衰减影响。在强对流天气中观测，两种不同波段的雨衰减差达10分贝，这会影响反射率差的测量，因此衰减的订正是不可缺少的。多波段雷达还利用回波的衰减差异来对目标的回波进行分析。除了进行冰雹粒子的识别外，利用多波长技术还可以进行降雨主率、降雨量和滴谱的估算。其主要原理与上述方法相似，两种波长下接收回波的功率的对数比的变化主要取决于平均衰减率的大小，当选择一种波长与另一种波长相比可忽略的时候，衰减率、反射率因子与降雨率R、降水量M以及滴谱N（D）之间存在某种假设或经验公式，利用这些关系进行估算。多波长技术主要受雨衰减影响，除此外还涉及两种波长波束一致性问题、衰减差问题及测量的不同时性问题。多参数天气雷达汇集了多波长技术、极化分集技术和多普勒技术，充分利用各种技术和长处，准确识别降水类型和降水估算。四、雷达天气图及Z-I关系表达式图3a深圳雷达天气图图3b东莞雷达天气图如图3所示，雷达天气图一般用基本发射率分布表示，其单位为“dBZ”。 “dBZ” 值可用来估算降雨和降雪强度及预测诸如冰雹、大风等灾害性天气出现的可能性。一般地说，它的值越大降雨、降雪可能性越大，强度也越强，当它的值大于或等于40 dBZ时，出现雷雨天气的可能性较大，当它的值在45 dBZ或以上时，出现暴雨、冰雹、大风等强对流天气的可能性较大。当然，判断具体出现什么天气出现时，除了回波强度（dBZ）外，还要综合考虑回波高度、回波的面积、回波移动的速度、方向以及演变情况等因素。 Z=d是单位体积中球形粒子直径6次方的总和，单位是mm6/m3，称为雷达反射因子，与雨滴谱直径的六次方成正比； “dB”是分贝，也可以理解为一个运算符号，dBZ 和Z的换算关系是：dBZ = 10 log(Z/Z0)。其中Z0=1 mm6/m3。有人根据云、雨滴谱的观测资料，得出一些云、雨的平均反射因子（Z）值，如表1所示。表1 一些云、雨的平均Z值云、雨的种类Ac AsSc StCu Cb小雨中雨强雨降水强度I（mm/h）1.255.012.5Z(mm6/m3)7.110-47.610-43.610-34.51024.51031.4104dBZ-31.5-31.2-24.426.536.541.4注：Ac高积云，As高层云，Sc层积云，St层云，Cu积云，Cb积雨云假设降雨均匀分布，不随时间变化，近地垂直气流弱可忽略不计，所有雨滴的散射满足瑞利散射条件，此时Z-I关系式可表示为： Z=A.Ib (4)实际使用时用统计法确定A、b系数，（4）式两边取对数得： logZ=logA+blogI （5）若干组Z和对应I值可从滴谱资料中获取，采用最小二乘法进行直线拟合得到A和b系数。为简化计算，总结不同降雨类型下Z-I经验关系式：l 层状云降雨：Z=200I1.6 （目前常用典型关系式）l 地形云降雨：Z=31I1.71l 暴 雨：Z=486I1.37 7 气象对雷达作用距离的影响一、 雷达作用距离修正方程 10lgPrPr0=-20RkdR=-20R(kg+kc+kp)dR （1）式中Pr表示考虑衰减雷达回波功率，Pr0表示无衰减雷达回波功率，k表示单程传播衰减系数，kg、kc、kp分别表示大气、云和降水造成的衰减系数，R表示传播距离。（雷达气象学）假设作用距离全程上有均匀传播衰减，由（1）式和雷达方程推出作用距离修正方程： Rmax=Rmaxe-0.115.k.Rmax （2）式中Rmax为考虑衰减后的雷达最大探测距离，Rmax表示无衰减下雷达最大探测距离，（2）式无法写成显函数关系式，可采用试探法求解Rmax，一般先画好曲线共查用，如图1所示。（雷达原理）图1 有衰减时雷达作用距离计算图二、 各衰减系数分析根据（1）式，下面分别分析大气、云和降水对雷达波的衰减情况。1）大气气体对雷达波的衰减（kg）气体分子对雷达波的衰减主要是由于吸收引起，散射可以忽略。对2cm以上的雷达波其吸收衰减也可以忽略，但对波长1cm附近的雷达波或者探测距离较远时这种衰减必须考虑。大气吸收主要包括水汽和氧气，下面分别考虑其吸收情况。 【水汽吸收】l 在1.35cm（22.235MHz）处有一吸收峰值，在1.350.18cm为水汽吸收带，在0.2cm处也是一个强吸收带，波长大于10cm时水汽吸收衰减可以忽略不计；l 水汽吸收和绝对湿度（等价水汽密度）成正比；l 出了1.35cm波长附近以外，其他波长处水汽吸收和气压成正比；l 水汽含量保持不变时，衰减随温度降低缓慢增加；【氧气吸收】l 吸收带主要发生在0.5cm（60MHz）处，氧气对大于1cm波长的雷达波吸收很小，对常用310cm的雷达波，其衰减约为0.008dB/km，因此在距离不大时可以忽略；l 波长在0.710cm时，吸收与压力的平方成正比；l 衰减随温度降低缓慢增加，例如温度从20降到-40时，衰减增加78%；2）云对雷达波的衰减（kc）在瑞利近似下kc可由下式表示： kc=K1*.M （3）式中M是云中含水量，单位g/m3，K1*是云中单位含水量的衰减系数，量纲为dBkmg/m3。云中液态水含量一般在12.5 g/m3，浓积云可达到40 g/m3，在冰云中通常小于0.1 g/m3，K1*值与粒子相态、波长和温度的关系如下表所示： 根据上表查找K1*值，并乘于实际含水量M值即可得到衰减系数kc。根据上表得出如下结论：l 液态云衰减随波长增加而迅速减小，如雷达波长从3cm变化到10cm，衰减几乎减小了一个数量级；l 液态云的衰减随温度降低而增加，例如，当温度从20降到0时，衰减约增加1.52倍；l 对于10cm波长的雷达波，云衰减可以忽略，5cm一半也可以忽略，3cm雷达穿过较远距离云层时，要考虑衰减影响l 冰云对雷达波的衰减基本可以忽略；3）雨对雷达波的衰减（kp）雨的衰减系数kp与降雨强度I之间有下属经验公式： Kp=K2.I=(K2.I-1).I=K.I （4）式中K可理解为单位降水强度（即I=1mm/h）时的衰减系数，单位是dBkmmm/