雙雷達反演臺風外圍強帶狀回波風場結構特征研究

羅昌榮 池艷珍 周海光

1 福建省氣象局，福州 350001

2 福建省氣候中心，福州 350001

3 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081

雙雷達反演臺風外圍強帶狀回波風場結構特征研究

羅昌榮1池艷珍2周海光3

1 福建省氣象局，福州 350001

2 福建省氣候中心，福州 350001

3 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081

利用移動新一代天氣雷達 （CINRAD／CCJ）和長樂新一代天氣雷達 （CINRAD／SA）基數據，采用地球坐標系下的雙雷達三維風場反演技術，重點分析了2007年8月18日凌晨超強臺風 “圣帕”外圍強帶狀回波的風場特征。結果表明，帶狀回波具有以下特征：（1）強盛階段，每個強回波中心在前進方向的右側或右后側對應于強東偏北風速中心 （強風核），其中最強回波中心前側還存在弱風速中心。這樣的水平風場結構從低層一直保持到中層，使得強回波區對應于水平輻合和正渦度區，產生明顯的上升運動，有助于對流的發展和維持。強盛階段云體快速移動。相對于移動的云體來說，前側及后側中低層氣流均指向強回波，在強回波區及后側水平輻合形成上升氣流，最大上升速度出現在強回波中心與北側強風核之間。同時在強回波上空高層出現輻散，氣流主要向后流出。（2）減弱階段，較強回波中心或其北側對應于弱風速中心，回波中心出現負渦度區。云體移速變慢。相對于移動的云體來說，偏東氣流穿過云體。回波區氣流輻合較弱，明顯的上升區出現在中層較強回波近臺風中心一側。（3）強風核可以將位于帶狀回波前進方向后側的處于減弱階段螺旋云帶的動量和水汽向帶狀回波發展區輸送，因此，強風核結構很可能是帶狀回波快速發展的主要原因。

臺風 帶狀回波 雙雷達反演 三維風場結構

1 引言

臺風結構在雷達回波圖上通常體現為：雷達眼、眼壁 （或稱眼墻）、螺旋雨帶。有的臺風風雨區外圍有時還有一條臺前颮線，臺前颮線與螺旋雨帶之間還可能有一條甚至幾條雷雨帶 （張培昌等，2001）。隨著新一代天氣雷達網的建設和雷達風場反演技術的發展，臺風結構分析研究和監測預警手段大大豐富。Ray et al.（1980）提出了ODD（Over Determined Dual－Doppler）技術，用歐拉方程反演大氣風場。2001年開始的973項目“中國暴雨試驗研究”在長江中游和下游地區開展雙雷達外場試驗，促進了我國雙多普勒探測大氣風場及反演技術的應用和發展。周海光和張沛源 （2002）研究了笛卡爾坐標下雙多普勒天氣雷達三維風場反演技術并使用模擬的雙多普勒天氣雷達資料進行了反演試驗，反演結果良好。劉黎平 （2003）、劉黎平等（2004，2005）利用外場試驗資料，采用雙多普勒雷達技術和徑向速度場分析方法，分析了長江流域暴雨過程的回波和風場中尺度結構及其演變過程，在研究雙多基地多普勒雷達資料的配對方法、風場反演的區域和精度的基礎上，研制了基于三維變分方法的雙多基地多普勒雷達系統的風場反演系統。周海光和張沛源 （2005）使用地基雙多普勒天氣雷達綜合和連續調整技術 （MUSCAT），對2001年7月13日安徽省合肥、馬鞍山雙多普勒雷達同步探測到的暴雨系統進行三維風場反演。王俊等 （2007）利用雙多普勒雷達研究了強颮線過程的三維風場結構，分析獲得了成熟階段和減弱階段的不同結構特征。周海光 （2010）應用雙多普勒雷達研究了超強臺風 “韋帕”（0713）螺旋雨帶中尺度結構，研究表明：螺旋雨帶內部低層有多個強回波區，水平速度大值區主要分布在強回波帶上；強回波帶的低層有較強的上升氣流，最強上升氣流超過4m／s。在螺旋雨帶中存在多個輻合輻散對、上升下沉氣流對，這對于螺旋雨帶的維持和進一步發展具有重要作用。羅昌榮等 （2011）提出一種VAP擴展應用方法，由單多普勒雷達徑向速度場反演臺風近中心風場結構，得到了較好的結果。

近年來，臺風數值模擬分析研究和雷達資料同化技術也得到了發展。岳彩軍 （2009）利用 WRF模式對“海棠”臺風降水非對稱分布特征進行了模擬分析，認為垂直上升運動條件可能是造成降水非對稱分布特征的主要因素，同時對地形因子強迫和地表摩擦作用強迫對降水分布的作用進行了分析。周玲麗等 （2009）利用數值模擬結果，結合雷達回波等資料，對“海棠”臺風造成的特大暴雨進行分析。分析表明，暴雨屬于螺旋云帶降水，它是由邊界層強中尺度輻合帶直接影響造成的，降水伴隨著輻合帶發展。王改利等 （2010）采用三維和四維變分同化方法對多普勒激光雷達資料進行海面10m高度處的風場進行反演分析，結果表明能夠實現近海面風場的精細化反演，且反演風場與浮標數據基本一致。蘭偉仁等 （2010a，2010b）在假定模式無誤差和有誤差兩種情況下，利用模擬雷達資料進行一系列的集合卡爾曼濾波敏感性試驗，驗證了該濾波方法在風暴尺度天氣資料同化中的作用，并進行了相關誤差來源及控制方法分析。

目前，國內對臺風外圍強帶狀回波的風場結構特征個例研究較少。本文分析的帶狀回波是 “圣帕”臺風螺旋云帶減弱并脫離主體云系后再度發展而成的，研究其三維風場結構變化對今后研究臺風結構變化進而提高臺風風雨預報水平具有一定意義。

圖2 雙雷達反演示意圖Fig.2 The geometry sketch of dual－Doppler radar retrieval

2 個例和資料

本研究選取的個例為2007年8月18日超強臺風“圣帕”臺風螺旋云帶減弱后在臺風外圍再次發展成為強帶狀回波。“圣帕”于13日02時 （北京時，下同）在菲律賓以東的洋面上生成后向西偏南方向移動，15日08時加強成為強臺風，之后路徑轉向西北；于15日20時加強成為超強臺風，最強時中心氣壓達910hPa，近中心最大風力17級以上，風速65m／s。“圣帕”于18日04時減弱成為強臺風，并于18日05：40在臺灣花蓮登陸，登陸后沿偏西方向移動，18日17時減弱成為臺風，于19日02時在福建惠安登陸 ［圖1（見文后彩圖）］。

“圣帕”臺風具有強度變化大、移速多變、范圍廣和影響持續時間長等特點，對福建產生了嚴重的風雨影響。臺站過程極大風速36m／s出現在長樂，沿海區域自動站極大風速40m／s出現在惠安斗尾。過程降水量以寧德市450.9mm為最大。

從衛星云圖可以看出，臺風中心云系北側的帶狀回波是在減弱并脫離臺風主體云系的螺旋云帶上強烈發展而成，強盛階段回波強度達到50dBZ以上并出現閃電 （圖略）。根據臺風定位資料，8月18日02時臺風中心位于 （22.60°N，122.10°E），與帶狀回波中心相距約380km。此時，帶狀回波與臺風中心云系已經脫離，云帶向臺風中心的動量和水汽輸送也已經切斷，所以螺旋云帶的分析方法不再適用。

本文主要分析數據來自長樂S波段新一代天氣雷達 （CINRAD／SA）和寧德C波段移動新一代天氣雷達 （CINRAD／CCJ）所觀測到的回波強度場和徑向速度場，兩部雷達相距66.2km。在進行雙多普勒雷達三維風場反演之前，對雷達數據進行了雜波濾除、徑向速度退模糊等質量控制處理。

將長樂SA雷達和寧德CCJ雷達體掃回波強度場分別插值到反演網格點上，并對兩組數據進行比較可知，強盛階段和減弱階段兩個時次，CCJ雷達回波強度平均比SA雷達分別低4.5dBZ和3.6 dBZ。考慮到回波強度影響降水粒子下落末速度的估算進而影響風場反演結果，為使兩部雷達在風場反演區域內回波強度值取得一致，在后面的計算中，將CCJ雷達回波強度分別增大相應的分貝數。

此外，在反演結果檢驗中，應用了NCEP再分析場資料，即1°×1°（緯度×經度）等高面風場數據。

3 雙雷達三維風場反演分析方法

3.1 反演方程及計算

本文用兩部雷達的基數據進行雙雷達風場反演，反演的基本方法與Ray et al.（1980）和劉黎平（2003）所采用的方法基本相同。為了使相關空間位置關系更為接近實際，采用地球坐標系而不是笛卡爾坐標系 （圖2）。坐標原點設在地球球心，z軸通過目標點P指向天頂，x軸指向P點的正東方向，y軸指向P點的正北方向。這樣的坐標系不是固定的，它隨著目標點的變化而變化。反演網格選用等經緯度網格，水平格距為0.01°×0.01°。z是目標點與地球球心的距離，取地球表面為反演起始層，垂直格距取500m。

在將雷達體掃數據插值到反演網格時，考慮到水平方向插值點周邊庫點較多，為了抑制雜波，水平方向采用Cressman距離權重插值方法。垂直方向由于掃描層次較少，采用線性插值。

雙多普勒雷達反演原理如圖2所示，P點的坐標為P（0，0，z）。設P點得三維風速分量分別為u、v和w，則風場迭代方程組為：

式中，（x01，y01，z01）、（x02，y02，z02）分別為兩部多普勒雷達天線的坐標位置。vr1、vr2為兩部雷達探測的該點的兩個方向的徑向速度。wt為降水粒子在靜止大氣中的下落末速度，可以利用回波強度A進行估測：

由于長樂SA雷達回波強度采用460km觀測模式，空間分辨率較低，因此采用經過訂正的寧德CCJ雷達回波強度對降水粒子下落末速度進行估算。

設定u、v初值后，可以利用質量連續方程計算垂直速度的第一估算值：

表1 不同高度的反演平均絕對誤差Table 1 Mean absolute error at different heights

本文個例中，由于寧德雷達和長樂雷達海拔均比較高 （分別為941m和650.6m），因此低層網格點沒有雷達觀測數據。在計算垂直速度時，定義開始有觀測數據的層次的下一層的垂直速度及散度為0，往上進行積分計算。當4km高度層上仍沒有有效垂直速度時，不再向上進行垂直速度計算。當觀測數據出現斷層時，停止向上的積分計算。

通過采用迭代方法進行三維風場計算。給定u、v初值后，可得到w的第一估算值。再將w的值代入方程組重新計算u、v、w。通過若干次迭代，當前后兩次反演的數據之差小于給定的極小值，就得到了滿足精度的三維風場反演結果。獲得u、v、w后，本文對回波區風場渦度和散度直接應用反演風場進行了計算和分析。

3.2 算法檢驗

為了檢驗上述反演方法的正確性，將WRF模式輸出場作為理想風場。選取時次為2010年6月19日08時，處于 “6.18閩北大暴雨”過程。采用三層嵌套的最內層模式網格輸出場，水平方向為2km×2km的Lambert投影網格，垂直方向為27層等σ面。驗算方法與周海光等 （2002）的方法基本相同。設兩部雷達高度均為0m，呈南北分布，緯度相差0.8°。首先對輸出場進行水平和垂直方向插值，插值到水平方向約0.01°×0.01°的等經緯度網格、垂直方向500m間隔的等高面上然后將三維模式數據u、v、w和dBZ插值到雷達體掃面上反演區域內的所有庫點上。按照中國氣象局業務規范，立體掃描共16層，仰角依次為0、0.5°、1.0°、1.5°、2.0°、2.5°、3.0°、4.0°、5.0°、6.0°、8.0°、10.0°、12.0°、15.0°、18.0°和21.0°，庫長300m。按照公式 （1）、（2）、（5）分別計算2部雷達體掃面上的徑向速度vr1和vr2。最后，按照上節所述的方法進行雙雷達風場反演，5km高度層模式場及反演結果如圖3所示。其中圖3a中的垂直速度是由模式水平風場經連續方程計算得到的。經統計，從不同高度層的三維風分量反演誤差 （表1）可知，總體來說反演誤差較小，能夠滿足業務及科研分析的需要。在高層誤差相對較大，這與高仰角時相鄰體掃層仰角間距加大導致垂直間距急劇加大有關。

4 帶狀回波發展演變過程

圖3 2010年6月19日08時5km高度層回波強度 （陰影，單位dBZ）、水平風場 （矢量）、水平風速 （白線）和垂直速度 （黑線）（單位：m／s）：（a）WRF模式場；（b）雙雷達反演場Fig.3 Echo intensity（shaded），horizontal wind（vector），horizontal and vertical velocity（white and black lines respectively，units：m／s）at 5－km height on 0800BT （Beijing time）19Jun 2010：（a）WRF model；（b）dual－Doppler radar retrieval

圖4 2007年8月18日長樂雷達回波強度圖 （0.5°仰角）：（a）02：20；（b）03：44。等距離線間距均為50km（下同）Fig.4 Echo intensity of Changle CINRAD／SA with 0.5elevation on 18Aug 2007：（a）0220BT；（b）0344BT.The interval of equidistance line is 50km，the same below

圖5 同圖4，但為寧德CCJ雷達回波強度圖Fig.5 Same as Fig.4，but for Ningde CCJ

圖4、圖5是長樂雷達和寧德移動雷達2007年8月18日02：20前后和03：44前后所觀測的強度場回波圖。02：20前后，臺風中心位于臺灣以東洋面，向西北方向移動。帶狀回波處于強盛階段，呈現以臺風中心為圓心的弧形，其長度達到350km以上。從回波分布來看，帶狀回波由三部分回波區組成，圖中分別以H、M、T標出，暫且稱其為頭部、中部和尾部。此時，回波區頭部H和中部M處于強盛階段，回波中心強度大于50dBZ，強回波位于背向臺風中心一側 （北側）邊緣。02：34，閃電定位儀觀測到在帶狀回波頭部出現閃電 （圖略）。03：44前后，帶狀回波處于減弱階段，回波區頭部H已經與主體脫離并減弱消失；中部M回波區強度減弱，橫向（南北）尺度明顯變小，在其與T交界處存在局部強回波，較強回波位于近臺風中心一側；尾部T回波區橫向 （南北）尺度明顯變大，維持一定的對流。

本文選擇18日02：20作為帶狀回波強盛階段，選擇18日03：44作為帶狀回波減弱階段 （這是寧德CCJ雷達因帶狀回波即將影響而關機前的最后一次觀測），分別進行雙雷達三維風場反演計算和分析，反演區域如圖5所示。在強盛階段，帶狀回波頭部共有A、B、C、D共4個強回波區，本文重點分析2.5km和6km兩個等高面。在強盛階段，A、B與兩部雷達形成的張角分別為46.8°和42.3°，基本符合雙雷達反演區域的要求。C與兩部雷達形成的張角為38.6°，勉強符合雙雷達反演區域的要求。東北側云體D由于距離較遠，與兩部雷達形成的夾角太小，未納入反演區域。在減弱階段，反演區內包括E、F、G三個回波區，其中G相對較強。E、F、G與兩部雷達形成的張角分別為61.2°、50.0°和40.1°，基本符合雙雷達反演區域的要求。由于長樂SA雷達該時次0.5°仰角體掃層徑向速度場上，在E、F回波南側出現距離模糊，因此本文重點分析回波G的結構特征。

經過對比強回波中心的位置變化，獲得強盛階段回波中心移動速度和方向分別約為22m／s和255°，可見回波快速移動。減弱間斷回波中心移動速度和方向分別約為14.9m／s和274.6°，云體移速大大變慢。由于帶狀回波發展變化迅速，上述移速僅是估算結果。

圖6 強盛階段圖5a中回波中心B（實線）和減弱階段圖5b中回波中心G（虛線）最大回波強度隨高度的變化Fig.6 Maximum echo intensity for echo centers B （in Fig.5a）and G （in Fig.5b）at different heights

5 帶狀回波結構分析

5.1 回波強度變化特征

從長樂雷達和寧德移動雷達2007年8月18日02：20前后觀測的回波圖 （圖4a、5a）可以看出，海上帶狀回波處于強盛階段。0.5°仰角強度場上，回波中心強度大于50dBZ，強回波區位于帶狀回波背向臺風中心一側 （北側）。從長樂雷達和寧德移動雷達2007年8月18日03：44前后觀測的回波強度圖 （圖4b、5b）可以看出，海上帶狀回波處于減弱階段。在0.5°仰角強度場上，回波中心強度小于35dBZ。

圖6是圖5a中強回波B和圖5b中較強回波中心G中心最大回波強度隨高度的變化圖。可以看出，強盛期帶狀回波最大回波強度出現在低層，7000m以下維持高dBZ值，隨高度緩慢變小，而7000m以上迅速減弱。帶狀回波減弱期，最大回波強度在低層總體上隨高度增加而增大，于5000m時達到最大值，然后隨高度迅速減小。這與強盛期的情形現成明顯對比。

5.2 三維風場特征分析

5.2.1 強盛階段風場結構

帶狀回波強盛階段，在中低層為系統性的強東偏北氣流，整個帶狀回波風速強勁，且有強風核與強回波相對應。

圖7 2007年8月18日02：20雷達回波強度 （陰影，單位：dBZ）、水平風場 （矢量）、水平風速 （白線，單位：m／s）及渦度 （黑線，單位：s－1）：（a）2.5km高度；（b）6km高度Fig.7 Echo intensity（shaded），horizontal wind field（vector），horizontal wind velocity（white lines，units：m／s），and vorticity（black lines，units：s－1）at 0220BT 18Aug 2007：（a）z＝2.5km；（b）z＝6km

圖8 2007年8月18日02：20雷達回波強度 （陰影，單位：dBZ）、垂直速度 （白線，單位：m／s）及水平散度 （黑線，單位：s－1）：（a）4km高度；（b）7km高度Fig.8 Distribution of echo intensity（shaded），divergence（white lines），and vertical velocity（black lines）at 0220BT 18Aug 2007：（a）z＝4km；（b）z＝7km

圖9 2007年8月18日02：20沿圖5a中的強回波B前進方向并通過強回波B中心北側的垂直剖面回波強度 （陰影）、二維風矢量 （水平風已減去回波中心平均移動速度）Fig.9 Vertical section of echo intensity and wind field cross the north of center B in Fig.5aat 0220BT 18Aug 2007（the mean has been subtracted from horizontal wind velocity）

2.5km高度上 （圖7a），呈一致性的東偏北氣流，水平風速大于21m／s。流場中最顯著的特征是存在著與強回波向對應的強風速中心 （風核）。風核出現在強回波中心北側或東北側，其中A、B兩處強回波有26m／s的強風核相對應。更為突出的是，在強回波B中心西南側或南側存在弱風速中心，強弱風速中心之間的風速梯度，產生明顯的水平幅合。另外，強風核所處的位置實際上是強回波移動方向 （255°）的右側，在強風核的南側由于強烈的風速梯度形成正渦度中心。輻合和正渦度有利于強回波的維持。從風向的分析結果還可以看出，平直氣流在靠近強回波時，存在反氣旋性變化，而進入強回波區后呈現氣旋性變化。

強回波北側的強風核一直延續到6km高度層（圖7b），尤其是B回波中心偏北一側有24m／s的強風核，強風核的存在有利于B回波中心維持強盛狀態。B、C兩處強回波中心對應于正渦度中心。與2.5km相比，6km高度層上環境風朝向臺風中心的法向分量比例減小，偏東風分量比例增大。這可能時由于邊界層摩擦作用，使得低層氣流存在向臺風中心的輻合分量。

從雙雷達風場反演方程組可知，垂直速度的大小由水平散度和降水粒子下落末速度 （與回波強度相關）決定。圖8a是強盛階段4km高度的回波強度、水平散度場和垂直速度，從中可以看出，強回波中心B對應于輻合中心和垂直上升區，上升速度中心在強回波中心略偏北一側。同時，在回波中心B的前端存在輻散下沉氣流。由于兩部雷達海拔較高，目標云體距離較遠，計算垂直速度時僅能從2km高度開始對散度進行積分。因此，圖中顯示的垂直速度與實際值相比很可能偏小。7km高度上 （圖8b），強回波B中心仍對應于上升氣流中心。值得注意的是，強回波中心開始出現弱輻散，高層存在輻散是強回波維持的必要條件。

為了分析帶狀回波沿前進方向的垂直剖面流場，將反演區域網格進行旋轉，使原先的x軸與回波移向 （255°）平行 （圖略），然后進行反演計算。圖9顯示的是經過強盛階段回波B中心北側的沿回波前進方向的垂直剖面，向左為云體前進方向，其中的水平風速已經減去了帶狀回波強中心平均移速22m／s，因此可以認為是相對流場。從圖9可以看出，在中低層存在回波強度高值區，說明低層輻合和對流強烈，支持著強對流的發展和維持。總的來說，強回波區B從低層到中層均存在明顯的水平輻合，強回波中心及后側 （東側）為系統性上升氣流，強回波中心前側 （西側）為下沉氣流。這與強回波中心右后側 （東北側）存在強風核、前側存在弱風速區有關。通過比較不同位置的垂直剖面圖可以看出，相對于回波中心來說，回波中心北側的氣流水平輻合及上升運動更為顯著，因此回波中心北側更利于對流發展。這與回波中心東北側強風核與該剖面更近有關，同時也可以解釋強盛階段強回波位于云帶內偏北側。考慮到強風核可以將位于帶狀回波后側的減弱階段螺旋云帶上的動量和水汽向帶狀回波發展區輸送，因此，強風核結構很可能是帶狀回波快速發展的主要原因。

強盛階段B回波中心附近中低層所對應的強風速隨高度變化情況如圖10所示。在2500～6000m之間，風速維持高值，隨高度變化緩慢。最大風速先隨高度先增大后減小，在3500m時達到最大值。

強盛階段B回波附近最大垂直速度隨高度分布如圖11所示。B回波附近最大上升速度出現在5500～8000m高度，且在該層內垂直速度變化很小，最大值為出現在6500m高度上。

圖10 強盛階段 （02：20）回波中心B附近強風速 （實線）和減弱階段 （03：44）回波中心G附近風速 （虛線）隨高度變化圖Fig.10 Horizontal wind velocity for echo centers B（in Fig.5a）and G （in Fig.5b）at different heights

5.2.2 減弱階段風場結構

帶狀回波減弱階段，較強回波G在中低層對應于弱風速中心或弱風速區。3km高度水平風場及渦度場分布如圖12所示。較強回波區G中心對應于弱風速中心，中心風速小于24m／s。等高面風速等值線稀疏，水平風速變得更為均勻。G回波中心對應于弱負渦度區，回波中心前部 （西側）存在弱負渦度中心。

圖13是減弱階段3km高度的回波強度及水平散度場，G回波中心區對應于輻合上升區，北側對應于輻散下沉區。與強盛階段有所不同，上升氣流中心位于回波G中心偏南側。隨著高度的增加，南側的弱輻合區逐步轉變為弱輻散區。

圖11 B回波中心附近 （實線）及G回波中心附近 （虛線）最大垂直速度隨高度分布圖Fig.11 Maximum vertical velocity for echo centers B （in Fig.5a）and G （in Fig.5b）at different heights

圖12 8月18日03：44 3km高度雷達回波強度 （陰影）、水平風場 （矢量）、水平風速 （白線，單位：m／s）及渦度 （黑線，單位：s－1）Fig.12 Same as Fig.7，except for z＝3km at 0344BT 18Aug 2007

圖13 2007年8月18日03：44 3km高度雷達回波強度 （陰影）、垂直速度 （白線，單位：m／s）及水平散度 （黑線，單位：s－1）Fig.13 Same as Fig.8，except for z＝3km at 0344BT 18Aug 2007

減弱階段G回波中心附近中低層對應的弱風速隨高度變化情況如圖10所示。總體風速明顯小于強盛階段風速。2000～3500m間風速相對較大，3500m以上風速隨高度增加而減小。

減弱階段G回波附近最大垂直速度隨高度分布如圖11所示。G回波附近上升速度基本上呈隨高度平穩增大的趨勢，最大值出現在8500m高度層上。與強盛階段相比顯著較小，說明系統已處于減弱階段。

圖14（見文后彩圖）是減弱階段回波G中心的東西向垂直剖面，其中的風速u已經減去了回波中心平均移速的東西分量。由于此時回波移向為275°，近似呈東西方向，因此該圖顯示的可以近似認為是沿回波前進方向的相對流場。從圖14可以看出，回波強度及垂直速度明顯弱于強盛階段。回波強度相對高值區主要集中在中層，說明低層輻合和對流減弱。偏東氣流穿過云體，在中層仍存在弱的上升運動，但從中高層流向后方 （東側）的氣流在不遠的地方又下沉并回流進入云體。此時對流已難以維持。

圖15 2007年8月18日02：00的NCEP再分析資料2743m等高面上的水平風場Fig.15 Horizontal wind field from NCEP reanalysis at 2743m height at 0200BT 18Aug 2007

5.3 反演結果檢驗

由于帶狀回波云體位于海上，沒有實測資料可以進行反演風場檢驗。現選擇NCEP再分析場進行簡單檢驗比較。圖15是18日02：00的NCEP格距1°×1°的2743m等高面上的水平風場。經水平及垂直插值，計算得到強盛階段強回波中心B（26°N，120.37°E）的水平風速為17.1m／s，風向為77°。與18日02：20 2.5km等高面雙雷達風場 （圖7a）相比，風向與雙雷達反演風向基本一致，但風速比反演風偏小。這可能是由于NCEP網格比較粗，反映的是大尺度環境風。而中尺度對流系統中的風分布與環境風有一定的差別。同時，雷達反演時間落后20min，風核區移近也引起風速增大。另外，該時次長樂SA雷達徑向速度場上出現數處速度模糊，也說明局地風速大于27m／s。

6 結論及討論

（1）應用基于地球坐標系的雙雷達三維風場反演方法，對長樂新一代天氣雷達 （CINRAD／SA）和寧德移動新一代天氣雷達 （CINRAD／CCJ）所觀測到的超強臺風“圣帕”外圍帶狀回波進行了分析研究，反演結果揭示了帶狀回波三維風場結構特征。

（2）在強盛階段，帶狀回波呈較為標準的弧形，強回波集中在弧形外側。在減弱階段，弧形橫向變細并逐漸扭曲破碎，較強回波集中在近臺風中心一側。強盛階段，強回波位于中低層；而在減弱階段，相對較強的回波存在于中層。

（3）強盛階段帶狀回波的三維結構上具有以下主要特征：在中低層，每個強回波中心在其前進方向的右側或右后側對應于強風核區。其中，在最強回波中心前進方向的前側還存在弱風速中心。強風核的存在強回波區產生明顯的水平輻合和正渦度。在低層環境風存在朝向臺風中心的風分量，且隨著高度的增加，這種朝向臺風中心的風分量逐漸減小；總體上呈現平直的水平氣流，其風向在強回波區存在氣旋性變化；強回波快速移動，相對與移動的云體來說，前側及后側中低層氣流均指向強回波，并在強回波中心區及后側輻合形成上升氣流，在強回波上方出現輻散，氣流主要向后流出，并下沉補充強風核的質量輸出。由于強風核位于強回波中心前進方向右側或右后側，因此在強回波中心北側上升運動更強，這與帶狀回波強盛階段強回波位于云帶內偏北側相一致。

強風核結構很可能是帶狀回波快速發展的主要原因，強風核可以將位于帶狀回波后側的減弱階段螺旋云帶的動量和水汽向帶狀回波發展區輸送。但強風核的產生及其與強回波發展的相互關系和維持機制，以及帶狀回波不同尺度結構間的相互作用還有待進一步研究和探討。

（4）減弱階段帶狀回波的三維風場結構上具有以下主要特征：較強回波中心對應于弱風速中心，弱上升區在回波中心近臺風中心一側，背向臺風中心一側為下沉氣流。回波中心出現負渦度。相對于移動的云體來說，偏東氣流穿過云體，僅在中層較強回波高度上存在上升運動。

（5）由于帶狀回波移動很快，兩部雷達觀測時間不完全同步，反演結果會存在一定的誤差，但就目前的業務運轉情況來看，這種可能的誤差是可以接受的。隨著雷達同步觀測的實現，今后的個例分析會獲得更好的結果。另外，由于體掃層次有限，導致對相關變量的垂直分布也不夠精細。由于垂直方向采用線性插值，導致極值都出現的掃描面上，這與實際情況存在一定的誤差。

致謝本文算法檢驗工作中WRF模式輸出場由福州市氣象局賴紹鈞提供，并得到福建省氣象臺劉銘、潘寧和張長安的幫助，在此深表謝意！

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圖1 熱帶氣旋 “圣帕”路徑圖 （a）及強盛階段 （18日02：30）衛星云圖 （b）Fig.1 （a）Track of tropical cyclone Sepat and（b）Infrared（IR）satellite image during the puissant phase

圖14 2007年8月18日03：44通過強回波G中心的東西向垂直剖面回波強度 （陰影）、二維風矢量 （矢量）（u減去了回波中心平均移動速度的u分量）Fig.14 Height－longitude section of echo intensity and wind field cross echo center G in Fig.5bat 0344BT 18Aug 2007（the mean has been subtracted fromu）

Characteristics of 3－D Wind Structure of Typhoon Outer Intensive Banded Echo Using Dual－Doppler Weather Radar Data

LUO Changrong1，CHI Yanzhen2，and ZHOU Haiguang3

1FujianMeteorologicalBureau，Fuzhou350001
2FujianClimateCenter，Fuzhou350001
3StateKeyLaboratoryofSevereWeather，ChineseAcademyofMeteorologicalSciences，Beijing100081

Based on the dual－Doppler radar data of the mobile weather radar（CINRAD／CCJ）and Changle weather radar（CINRAD／SA），the characteristics of three－dimensional wind structure in the puissant and weakening phases of the strong banded echo of super typhoon Sepat（0709）on 18August 2007are examined by means of dual－Doppler radar retrieval in the Earth coordinate.The results reveal that：1）During the puissant phase，there were strong east by north wind centers（strong wind core）along the right or the back of the right side of strong echoes in their course，even weak wind center existed in the front of the strongest echo.The structure maintained from the lower layer to the mid－layer，thus the strong echoes corresponded to the horizontal convergence and positive vorticity，resulting in significantly upward movement which helped the development and maintenance of convection.And the clouds migrated quickly.Relative to the moving clouds，the anterior and posterior air in the mid－lower layer flowed to the strong echoes，and then converged and ascended with maximum vertical velocity between strong echo center and the wind core on its northern side.In the meanwhile，divergence appeared in the higher layer over the strong echo area，and the air mainly flowed out backward.2）During the weakening period，the weak wind center was located at the strong echo center or its north side with negative vorticity.The clouds moved slowly and the easterlies went through the clouds.The convergence over the echo area weakened and the obvious updraft appeared in the midlayer strong echo near the typhoon center.Thus the banded echo has been difficult to maintain.3）Strong wind core could transport the momentum and water vapor of weakening spiral cloud bands on the posterior side to the developing area of the banded echo；therefore the strong wind core structure was likely to be the main cause for the rapid development of banded echo.

typhoon，banded echoes，dual－Doppler radar retrieval，three－dimensional wind structure

1006－9895（2012）02－0247－12

P406

A

10.3878／j.issn.1006－9895.2011.10222

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2010－12－27，2011－10－13收修定稿

中國氣象局氣象關鍵技術集成與應用項目：臺風多普勒雷達風場反演方法研究與應用 （CAMGJ2012M25）

羅昌榮，男，1964年出生，高級工程師，主要從事衛星、雷達等氣象信息分析應用研究。E－mail：luo323＠sina.com