魏文壽，王敏仲，何 清

(1.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，烏魯木齊 830002;2.塔克拉瑪干沙漠大氣環(huán)境觀測試驗站，新疆塔中 841000)

1 前言

風廓線雷達是20世紀60年代研發(fā)并逐漸興起的一種高空大氣遙感探測系統(tǒng)，經(jīng)過四十多年的發(fā)展，風廓線雷達技術(shù)已經(jīng)成熟［1］。在過去的幾十年里，國內(nèi)外學者利用風廓線雷達在大氣風場探測［2～4］、數(shù)值預報［5］、降水過程［6～9］、大氣湍流及邊界層厚度［10～12］、雨滴譜反演［13，14］等方面開展了大量的研究工作，取得了一批可喜的科研成果。作為新一代大氣遙感探測系統(tǒng)，美國、日本等國家已將風廓線雷達組網(wǎng)并應用于氣象業(yè)務中。美國國家大氣海洋局(The National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA)于1987—1992年在美國中部和南部地區(qū)布設了35部風廓線雷達，其觀測數(shù)據(jù)已提供給國家天氣服務中心、環(huán)境研究機構(gòu)和大學［15］。近20年的運行結(jié)果證明:風廓線雷達對大氣三維風場具有較強的探測能力，精細的垂直廓線數(shù)據(jù)可以顯示出鋒面、短波波動、氣旋、重力波等天氣系統(tǒng)連續(xù)和詳實的演變過程，可在一定程度上改善對災害性天氣的預報質(zhì)量。

中國從20世紀80年代開始風廓線雷達的研制和應用工作，在過去的10年里，國產(chǎn)風廓線雷達制造技術(shù)取得了巨大的成功，其硬件性能有了質(zhì)的飛躍，多項技術(shù)指標已經(jīng)達到國際先進水平［16］。風廓線雷達探測方式為連續(xù)、無人值守的遙感形式，探測資料具有種類多、時空分辨率高、精度高等特點，突出的探測優(yōu)勢決定了它在大氣科學研究、氣象業(yè)務應用和社會氣象服務領域有著不可替代的重要作用。在天氣預報方面，風廓線雷達組網(wǎng)觀測資料在數(shù)值預報模式中的使用，可在一定程度上改善對風場的短時預報質(zhì)量。在中小尺度氣象研究領域，可以利用風廓線雷達開展對中小尺度天氣系統(tǒng)、大氣湍流、大氣邊界層等方面的研究，推斷大氣運動的湍流結(jié)構(gòu)，監(jiān)測大氣邊界層厚度的變化，確定風切變的位置高度等。由于風廓線雷達突出的探測優(yōu)勢，它不僅應用于氣象主流領域，而且在航空、航天、軍事國防、電磁波傳播、空間精確定位、水資源監(jiān)測、大氣污染監(jiān)測等諸多領域都有著非常廣泛的應用前景［17］。

沙塵暴是干旱和半干旱地區(qū)特有的一種災害性天氣，是大氣運動和自然地理環(huán)境的綜合產(chǎn)物。它的發(fā)生發(fā)展不僅破壞生態(tài)平衡，而且對氣候變化有著重要影響，已成為全球性的科學問題之一。風廓線雷達的發(fā)射波長為分米量級，遠大于沙塵質(zhì)點的直徑，更適合瑞利散射條件，加上它只對近距離大氣進行垂直探測，選用較窄的探測波束寬度，獲取起始高度為近地面幾十米、垂直分辨率100 m左右的探測資料，因此可以利用風廓線雷達對測站上空的沙塵天氣進行探測。當大氣中出現(xiàn)沙塵時，沙塵質(zhì)點散射返回的電磁波信號強度比晴空大氣要強，風廓線雷達獲得的多普勒信息主要是沙塵質(zhì)點運動的結(jié)果。

基于此，中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所于2010年4月在塔克拉瑪干沙漠腹地實施了風廓線雷達探測沙塵天氣的科學試驗，該項研究利用探測試驗取得的一次沙塵過程風廓線雷達資料，分析了沙塵天氣啟動爆發(fā)的水平風場和垂直速度特征，給出了典型沙塵天氣的雷達等效回波強度及其垂直分布結(jié)構(gòu)，討論了利用風廓線雷達資料反演沙塵粒子數(shù)濃度的有關問題，其目的是拓展風廓線雷達的探測應用范圍，建立基于風廓線雷達技術(shù)的沙塵天氣監(jiān)測方法。

2 研究區(qū)概況

塔克拉瑪干沙漠位于北半球中緯度歐亞大陸腹地，面積33.76萬km2，是世界第二、中國第一大流動沙漠，該區(qū)年平均降水量不足40 mm，風沙災害極為頻繁。塔克拉瑪干沙漠大氣環(huán)境觀測試驗站位于沙漠腹地，地理位置為39°00'N ，83°40'E，海拔高度1 099.3 m，觀測場地四周開闊，地表均為沙丘組成的流動沙漠，試驗場地生活區(qū)有少量人工栽培的沙生灌木植物，下墊面特性基本代表了塔克拉瑪干沙漠地表特征。

3 CFL－03風廓線雷達關鍵技術(shù)流程和主要性能

在對流層范圍內(nèi)，大氣湍流運動會造成大氣折射率的不均勻分布，當風廓線雷達發(fā)射系統(tǒng)發(fā)射電磁波時，電磁波遇到不均勻分布的大氣湍流運動，湍流運動會讓電磁波能量產(chǎn)生不同方向的散射，其中經(jīng)過湍流運動散射的電磁波能量會被地面的風廓線雷達接收到，這部分能量經(jīng)雷達接收系統(tǒng)和信號處理系統(tǒng)計算處理后，既可以得到大氣目標物的運動信息，又可以得到大氣目標物的強度信息。其中信號處理是風廓線雷達最重要的環(huán)節(jié)之一，信號處理主要包括三項關鍵技術(shù)(見圖1):a.氣象信號的相干積累過程，這一過程主要是犧牲時間、增加探測次數(shù)，讓有規(guī)律的氣象信號疊加到一起放大，而無規(guī)律的雜波信號疊加后相互抵消，目的是提高氣象信號的信噪比;b.譜變換，將時域信號轉(zhuǎn)為頻域信號;c.譜平均，降低氣象信號的脈動，提高氣象信號的信噪比。

圖1 風廓線雷達信號處理原理流程圖［17］Fig.1 Wind profiler radar signal processing flow chart［17］

該項研究采用的設備為中國航天科工集團二十三所研制的CFL－03相控陣風廓線雷達(見圖2)，主要由發(fā)射機系統(tǒng)、接收機系統(tǒng)、天饋系統(tǒng)、監(jiān)控系統(tǒng)、信號處理與控制系統(tǒng)、數(shù)據(jù)處理系統(tǒng)6部分組成，它的設計高度為3 000～5 000 m，屬于邊界層風廓線雷達。CFL－03采用5個固定指向波束的探測方式，1個垂直波束，4個天頂角為15°的傾斜波束，傾斜波束在方位上均勻正交分布。為了兼顧探測高度和低層的高度分辨率，CFL－03采用高、低兩種工作模式。低模式使用窄脈沖、高度分辨率為50 m，高模式使用寬脈沖、高度分辨率為100 m。兩種模式交替進行，在保證低空具有較高高度分辨率的同時可以達到較高的探測高度。CFL－03提供的格式完全符合中國氣象局要求的高/低模式譜數(shù)據(jù)、徑向譜速度、實時廓線;每種廓線包含水平風、垂直速度、信噪比、C2n(大氣折射率結(jié)構(gòu)常數(shù))、譜寬等信息。表1列出了CFL－03的主要技術(shù)參數(shù)。

表1 CFL－03風廓線雷達主要技術(shù)參數(shù)Table 1 Technical parameters of the CFL－03 wind profiler radar

圖2 CFL－03車載移動風廓線雷達在塔克拉瑪干沙漠大氣環(huán)境觀測試驗站觀測沙塵暴Fig.2 A vehicle-mounted wind profiler radar detecting dust storm at the experiment station for atmospheric environment observation in the Taklimakan Desert

筆者所用資料為塔克拉瑪干沙漠大氣環(huán)境觀測試驗站2010年4月11日CFL－03風廓線雷達資料，包括水平風速、風向、垂直速度、信噪比(SNR)等。

4 沙塵天氣過程簡述

2010年4月11日，受西伯利亞冷空氣影響，塔克拉瑪干沙漠腹地發(fā)生了1次沙塵天氣。其中，00:00—11:40為浮塵，11:40—14:17為揚沙，強沙塵暴發(fā)生在14:17—22:10，最小能見度300 m，沙塵暴持續(xù)了約8 h，22:10以后轉(zhuǎn)為揚沙。

5 風廓線雷達對沙塵天氣的探測與監(jiān)測分析

5.1 風廓線雷達對沙塵垂直分布的監(jiān)測

風廓線雷達對沙塵進行探測時，由于采用的電磁波波長遠遠大于沙塵粒子的粒徑，沙塵粒子對電磁波的散射更符合瑞利散射，可用通用雷達氣象方程對沙塵等效回波強度進行計算，公式可表示為［18，19］

式(1)～(3)中，SNR0為原始信噪比，Pn為噪聲功率，K為玻爾茲曼常數(shù)，取值為K=1.38×10－23J/K，B為接收機帶寬，T0是用絕對溫度表示的雷達天線溫度，Nf為噪聲系數(shù)，λ為電磁波波長，R為目標物距離，L為饋線損耗，Pr為回波功率，是常數(shù)，h為高度，Pt為雷達發(fā)射峰值功率，G為天線增益，φ、θ為水平和垂直波束寬度為介電常數(shù)(取值為0.52)，Z為雷達回波強度(反射率因子)。

在計算過程中，首先求出接收機的噪聲功率Pn，并依據(jù)SNR資料求出未做相干積累代表真實返回信號的原始信噪比SNR0，然后求出回波功率Pr，最后推導計算出風廓線雷達回波強度Z。

圖3給出了4月11日沙塵天氣等效回波強度時間—高度剖面，可以清晰地看到，揚沙、沙塵暴發(fā)生期間(11:40—22:10)，回波強度表現(xiàn)為密實的大值層，大值層頂高約1 500 m，回波強度約為－3～10 dBZ;浮塵天氣時段(00:00—11:40)回波強度相對較弱，約為－15～－3 dBZ。從圖3中也可以看出，揚沙、沙塵暴期間600～1 500 m高度內(nèi)回波強度隨高度呈減弱趨勢，1 500 m高度以上出現(xiàn)了明顯的低值區(qū)，這說明在沙塵過程中，低層沙塵粒子的濃度要大于高層粒子濃度，沙塵粒子對電磁波產(chǎn)生的后向散射強度隨沙塵濃度的變化而變化，低層粒子較濃，雷達探測到的回波信號就強，高層粒子濃度較低，其回波強度就弱。

以上分析表明，風廓線雷達是進行沙塵探測和監(jiān)測的一種有效的高空大氣遙感系統(tǒng)，它不僅可以捕捉到沙塵天氣的開始和結(jié)束時間，而且能監(jiān)測到沙塵被輸送的高度、厚度以及垂直強度分布特征。通過對沙塵天氣等效回波強度的分析表明:揚沙和沙塵暴回波強度約為－3～10 dBZ，浮塵回波強度約為－15～－3 dBZ，沙塵回波強度明顯小于降水回波，卻大于晴空回波;此次沙塵被輸送的高度約在1 500 m以內(nèi)，粒子濃度從低層向上呈遞減趨勢。

圖3 2010年4月11日沙塵天氣回波強度時間—高度剖面圖Fig.3 Time-height profiles of dust weather echo intensity on 11 April，2010

5.2 風廓線雷達對沙塵天氣水平風場的監(jiān)測

圖4 給出了CFL－03風廓線雷達對2010年4月11日沙塵天氣水平風場的探測結(jié)果。圖4中帶箭頭的實線為風垂直切變所處的位置高度?？梢钥闯觯谇凶兙€以上主要為西風和西北風，切變線以下為東南風和東風，說明低空東風的維持是沙塵天氣發(fā)生的動力條件。從水平風場的量級來看，沙塵天氣啟動前，垂直風切變的位置高度約為500 m，低空500 m以下水平風速較大，約為12 m/s，500 m以上西風并不是非常強烈，當沙塵天氣開始后，水平風垂直切變位置逐漸升高到1 000 m以上，但風速相對較小。進一步結(jié)合4月11日等效回波強度垂直剖面(見圖3)，發(fā)現(xiàn)在東南風的動力作用下，塔克拉瑪干沙漠沙塵被輸送到高空1 200～1 300 m高度左右，而這一高度恰好與邊界層偏東風維持的高度基本一致，說明在這次過程中，主要是低空偏東風吹動沙塵向西輸送，高空西風氣流并沒有將沙塵向東遠距離輸送，只是局限在塔里木盆地活動。

以上分析表明:風廓線雷達可以有效監(jiān)測沙塵天氣水平風場的變化特征，由于受塔里木盆地三面環(huán)山地形的影響，水平風垂直切變以及低空東風的維持是此次沙塵天氣發(fā)生的動力成因，在地表熱力和大氣層結(jié)條件滿足的狀況下，近地表風速大于3.0～4.0 m/s就有可能誘發(fā)揚沙天氣，風速更大時則會導致沙塵暴的發(fā)生。

圖4 2010年4月11日沙塵天氣水平風時間—高度圖Fig.4 Time-height of horizontal winds of dust weather processes on 11 April，2010

5.3 風廓線雷達對沙塵天氣垂直速度的監(jiān)測

風廓線雷達探測到的垂直速度數(shù)據(jù)常采用“時間—高度”序列方式顯示，即橫坐標為時間、縱坐標為高度，每次垂直風探測結(jié)果按彩色等級顯示為一列，并按觀測時間先后順序排列?！皶r間—高度”序列的顯示方法有利于反映垂直速度的時間、高度變化，所以被普遍采用。

圖5給出了2010年4月11日沙塵過程大氣垂直速度的時間—高度圖?？梢钥闯?，沙塵天氣發(fā)生前及發(fā)生過程中，低空1 000 m以下大氣主要以輻合上升運動為主，3:30—13:00有一個“較強上升速度回波區(qū)”，從中可以分辨出2個強中心。第1個強中心(4:00—7:00)最大上升速度1.0 m/s、所在高度300 m;第2個強中心(10:00—13:00)最大上升速度1.27 m/s、所在高度500 m。根據(jù)“較強上升速度回波區(qū)”可以判定:2個強中心分別對應著2個上升速度較大的空氣塊。上升空氣塊的時間尺度約為2～3 h，垂直尺度約300 m。風廓線雷達可以直接測量上升空氣塊的時間尺度和垂直尺度，水平尺度則需要根據(jù)時間尺度和水平風進行估計。在上述2個上升空氣塊出現(xiàn)的時間和高度范圍內(nèi)，水平風平均約7.5 m/s，由此可以估計上升空氣塊的水平尺度在67.5 km左右。圖6給出了與第2個強中心對應時刻(12:00)的垂直速度廓線，可見在沙塵啟動時1 km以下高度為上升氣流，1 km高度以上以下沉氣流為主。大氣垂直向上運動起到了抽氣筒的效應，有利于揚沙和沙塵暴天氣的發(fā)生。

圖5 2010年4月11日沙塵天氣垂直速度時間—高度剖面圖(單位:m/s)(負值表示上升運動，正值表示下沉運動)Fig.5 Time-height profiles of the vertical velocity of the dust weather processes on 11 April，2010(unit:m/s)(negative stands for an ascending motion，positive for a sinking motion)

圖6 2010年4月11日12時垂直速度廓線(負值為上升，正值為下降)Fig.6 A vertical velocity profile at 12:00，11 April，2010(negative stands for an ascending motion，positive for a sinking motion)

6 討論

在計算出沙塵等效回波強度Z后，進一步嘗試利用Z與沙塵粒徑的關系估算了大氣中沙塵粒子的濃度分布，這里假定沙塵為均勻的球形粒子，平均粒徑為20 μm，其回波強度Z與粒子數(shù)濃度的對應關系可采用文獻［20］中的公式:

式(4)中，N表示沙塵粒子數(shù)濃度，單位為個/m3，為沙塵粒子平均粒徑。

圖7給出了2010年4月11日揚沙和沙塵暴過程(10:00—24:00)由回波強度Z估算出的粒子數(shù)濃度時間—高度圖?？梢钥闯?，低空600 m高度沙塵粒子數(shù)濃度相對較大，每立方米大氣中最多有1.2×1011個沙塵粒子，隨著高度升高，粒子數(shù)濃度逐漸減小，在1 000 m高度每立方米大氣中約有2×1010個粒子。游來光［21］等曾在飛機上安裝粒子測量系統(tǒng)(PMS)，在中國內(nèi)蒙阿拉善沙漠進行了沙塵暴粒子濃度的飛機探測，結(jié)果表明:在2 000～3 300 m高度內(nèi)每立方米大氣中最多有1.5×106個沙塵粒子。通過與此結(jié)果進行比較，發(fā)現(xiàn)利用風廓線雷達資料反演估算的粒子濃度明顯比飛機探測結(jié)果偏大。塔克拉瑪干沙漠沙塵粒子形態(tài)各異，粒徑大小不均，況且缺少沙漠高空沙塵粒譜觀測資料，目前還無法利用風廓線雷達對高空沙塵數(shù)濃度和質(zhì)量濃度進行準確的反演計算，這部分工作有待今后繼續(xù)進行深入的分析和研究。

圖7 2010年4月11日10:00—24:00沙塵過程粒子數(shù)濃度時間—高度圖(單位:1×109個/m3)Fig.7 Time-height of particle concentration of the 10:00 －24:00 dust process on 11 April，2010(unit:1×109numeral/m3)

7 結(jié)語

筆者利用設在塔克拉瑪干沙漠大氣環(huán)境觀測試驗站的CFL－03風廓線雷達資料，對2010年4月11日發(fā)生的典型沙塵天氣進行分析，給出了沙塵天氣啟動爆發(fā)的水平風場和垂直速度特征，計算分析了典型沙塵暴、揚沙、浮塵天氣的雷達回波強度及垂直分布結(jié)構(gòu)，討論了利用風廓線雷達資料反演大氣沙塵數(shù)濃度的有關問題。通過筆者的分析，可以初步得到以下幾點結(jié)論:

1)風廓線雷達是進行沙塵探測和監(jiān)測的一種有效的高空大氣遙感系統(tǒng)，它不僅可以捕捉到沙塵天氣的開始和結(jié)束時間，而且能監(jiān)測到沙塵在空中被輸送的高度、厚度范圍以及沙塵運動的垂直強度特征。

2)塔克拉瑪干沙漠揚沙和沙塵暴等效回波強度約為－3～10 dBZ，浮塵等效回波強度約為－15～－3 dBZ，沙塵回波強度總體小于降水回波，卻大于晴空回波。

3)水平風垂直切變以及低空東風的維持是此次沙塵天氣發(fā)生的動力成因。揚沙、沙塵暴發(fā)生時，大氣垂直速度表現(xiàn)為上升運動，在較大水平風速及干燥下墊面的配合下，導致地面沙粒被輸送到高空，形成了沙塵天氣。

［1］何 平，馬 穎，阮 征，等.晴空熱對流泡的風廓線雷達探測研究［J］.氣象學報，2010，68(2):264 －269.

［2］Angevine W M. Errors in mean vertical velocities measured by boundary layer wind profilers［J］.Journal of Atmospheric and Oceanic Technology，1997，14:565 －569.

［3］Balsley B B，Ecklund W L，Carter D A，et al.Average vertical motions in the tropical atmosphere observed by a wind profiler on Pohnpei(7°N latitude，157°E longitude)［J］.Journal of Atmospheric Science，1988，45:396 －405.

［4］Lothon M，Campistron B，Jacoby-Koaly S，et al.Comparison of radar reflectivity and vertical velocity observed with a scannable C-band Doppler radar and two UHF profilers in the lower troposphere［J］.Journal of Atmospheric and Oceanic Technology，2002，19:899 －910.

［5］Kuo Y H，Donall E G，Shapiro M A.Feasibility of short-range numerical weather prediction using observations from a network of profilers［J］.Monthly Weather Review，1987，115:2402 － 2427.

［6］Chilson P B，Ulbrich C W，Larsen M F，et al.Observations of a tropical thunderstorm using a vertically pointing dual-frequency collinear beam Doppler radar［J］.Journal of Atmospheric and Oceanic Technology，1993，10:663 －673.

［7］Deshpande S M，Raj P E.UHF wind profiler observations during a tropical pre-monsoon thunderstorm:a case study［J］.Atmospheric Research，2009，93:179 －187.

［8］Fukao S，Wakasugi K，Sato T，et al.Direct measurement of air and precipitation particle motion by very high frequency Doppler radar［J］.Nature，1985，316:712 － 714.

［9］Gage K S，Williams C R，Ecklund W L.Application of the 915 MHz profiler for diagnosing and classifying tropical precipitating cloud systems［J］.Meteorology and Atmospheric Physics，1996，59:141－151.

［10］Angevine W M，White A B，Avery S K.Boundary-layer depth and entrainment zone characterization with a boundary-layer profiler［J］.Boundary-layer Meteorology，1994，68:375 －385.

［11］Balsley B B，Peterson V L.Doppler-radar measurements of clear air atmospheric turbulence at 1290 MHz［J］.Journal of Applied Meteorology，1981，20:266 －274.

［12］Hocking W K.Measurements of turbulent energy dissipation rates in the middle atmosphere by radar techniques:a review［J］.Radio Science，1985，20:1403 －1422.

［13］Currier P E，Avery S K，Balsley B B，et al.Use of two wind profilers in the estimation of raindrop size distribution［J］.Geophysical Research Letters，1992，19:1017 －1020.

［14］Wakasugi K，Mizutani A，Matsuo M.A direct method for deriving drop-size distribution and vertical air velocities from VHF Doppler radar spectra［J］.Journal of Atmospheric and Oceanic Technology，1986，3:623 －629.

［15］Barth M F，Chadwick R B，Van de Kamp D W.Data processing algorithms used by NOAA’s Wind Profiler Demonstration Network［J］.Annales Geophysicae，1994，12:518 －528.

［16］何 平，朱小燕，阮 征，等.風廓線雷達探測降水過程的初步研究［J］.應用氣象學報，2009，20(4):465 －470.

［17］何 平.相控陣風廓線雷達［M］.北京:氣象出報社，2006.

［18］阮 征，葛潤生，吳志根.風廓線儀探測降水云體結(jié)構(gòu)方法的研究［J］.應用氣象學報，2001，13(3):330 －338.

［19］鐘劉軍，阮 征，葛潤生，等.風廓線雷達回波信號強度定標方法［J］.應用氣象學報，2010，21(5):598 －605.

［20］張培昌，杜秉玉，戴鐵丕.雷達氣象學［M］.北京:氣象出版社，2001.

［21］游來光，馬培民，陳軍寒，等.沙暴天氣下大氣中沙塵粒子空間分布特點及其微結(jié)構(gòu)［J］.應用氣象學報，1991，2(1):13－21.