X 波段相控陣偏振雷達觀測墨脫地區云降水宏觀特征的統計研究

張蔚然 劉黎平 吳翀

1 中國氣象科學研究院災害天氣重點實驗室, 北京 100081

2 陜西省氣象臺, 西安 710014

1 引言

青藏高原地處我國西南部，是世界上海拔最高、范圍最大、地形最復雜的高原。獨特的地理環境趨勢使該地區產生了特殊的熱力和動力作用，使得高原對流活動頻發，對亞洲甚至全世界的氣候變化都有著重要的影響（Yanai et al., 1992; Webster et al.,1998; Yu et al., 2004），因此對青藏高原地區的相關研究十分必要。魏麗和鐘強（1997）利用國際衛星云氣候計劃（ISCCP）資料和全球地面觀測云氣候資料，對青藏高原地區（20°～50°N，70°～110°E）云的水平與垂直分布進行研究，發現夏季高原云量明顯多于冬季，且云狀存在明顯的地區性分布特征，高原主體以積雨云為主，北部高云出現較多，東南部層狀低云出現較多。

青藏高原大地形產生的特殊熱力和動力作用，使該地可能會產生一些獨特的區域日降水特征（Kuo and Qian, 1981; Fujinami et al., 2005）。此前一些研究對青藏高原地區降水日變化特征進行了分析。Yu et al.（2007）通過分析觀測臺站逐時降水資料，發現在青藏高原大部分地區降水高峰出現在午夜前后。通過對在高原主體那曲地區GAMETibet（GEWEX Asian Monsoon Experiment）期 間獲取的多普勒雷達資料、地面測站資料等的分析，Liu et al.（2002）發現那曲降水量在傍晚達到最大值，清晨降水量最小。Ueno et al.（2001）同樣表明那曲的小時降水強度在夜間大于白天。通過對1998～2007 年夏季風季節（6～8 月）TRMM 降水雷達數據資料分析，Singh and Nakamura（2009）研究了高原中部降水特征，指出丘陵地區降水在傍晚最強，山谷和湖泊降水峰值則出現在夜間。對于青藏高原東緣地區，Wang et al.（2004）利用地球靜止氣象衛星（GMS）1998～2001 年5～8 月的每小時紅外亮溫數據了解到該地對流日變化在午后或傍晚達到峰值。Zhou et al.（2008）利用2000～2004 年雨量計數據也報告了青藏高原東部的降水有近午夜最大值。對于青藏高原南部，Barros et al.（2004）通過分析Meteosat-5 的紅外衛星數據，發現夏季風期間喜馬拉雅山南坡降水日循環明顯，當地時夜晚00:00～03:00 達到峰值（除特別說明為當地時外，均為北京時，當地時=北京時-2 小時）。Bhatt and Nakamura（2005）利用TRMM 降水雷達資料研究發現在喜馬拉雅山南坡，季風爆發前降水主要發生在下午，季風爆發后午夜至清晨降水量最大。Chen et al.（2012）通過分析暖季青藏高原東南部色赤拉山山坡觀測站與常規山谷中觀測站的資料，探討了測站位置對臺站記錄與TRMM 衛星數據間不同日降水量變化的影響。結果表明降水在山坡站表現為午后峰值與TRMM 數據所示相似，在山谷站則盛行夜間降水。Fu et al.（2018）通過分析TRMM 衛星資料指出對于高原南坡區域，溫暖濕潤的夏季風帶來的充足水汽使該地區形成了獨特的云和降水。尤其在高原東南坡，夏季基本被云系所覆蓋（譚瑞婷等, 2018）。Chen et al.（2017）通過分析CloudSat 衛星資料揭示了高原南坡不同地形下云團的基本特征，指出云團的性質差異可能是強上升運動與喜馬拉雅地形相互作用的結果。Yu et al.（2020）利用CloudSat/CALIPSO 資料分析了高原喇叭口地區各種云類、云層、云水路徑以及垂直結構的日夜差異特征并討論了造成這種差異的物理機制。另外，此前研究（Shimizu et al., 2001;Kurosaki and Kimura, 2002）表明青藏高原在亞洲季風爆發后，高原上的云頂高度會顯著增高，云降水特征發生明顯變化。Uyeda et al.（2001）與馮錦明等（2002）使用GAME-Tibet 期間獲取的資料，發現在高原雨季來臨之后，那曲地區對流活動明顯增強，雷達回波強度增大，回波頂高和回波面積增加。對流活動在白天發展，對流強度在當地時下午14:00 達到最強，夜晚到次日凌晨逐漸消散。

上述研究多借助高原臺站和衛星遙感資料進行。但青藏高原地處偏遠、地形復雜，觀測臺站極為稀疏，臺站資料代表性差。衛星觀測在近地面處易受雜波干擾，且衛星的時空分辨率相對較低。另外，此前僅在青藏高原主體那曲地區進行過多普勒雷達觀測，目前對于墨脫云降水特征的研究基本是空白的。墨脫以高山峽谷地形為主，呈亞熱帶濕潤氣候，其復雜的地形和特殊的氣候使該地云降水特征與高原主體那曲地區可能有顯著的差別。考慮到墨脫地區交通不便，電力供應差，地形遮擋等條件，第二次青藏高原綜合科學考察研究項目在墨脫設置了一部X 波段相控陣偏振雷達，在國內首次采用最先進的雙偏振相控陣雷達，實現了對河谷地區云降水的雷達連續觀測。采用X 波段相控陣天氣雷達進行觀測的目的主要是提高雷達的穩定性和可靠性，實現無人值守的連續觀測。目前，我國已經在大灣區建設了28 部X 波段相控陣天氣雷達。為了分析該雷達觀測數據的一致性，張蔚然等（2021）利用廣州市業務運行的S 波段雙線偏振雷達作為“標準”，分析了X 波段雙偏振相控陣天氣雷達回波強度、差分反射率和差分相位移率的系統偏差及隨仰角的變化，初步驗證了該型號雷達的數據可靠性。本文使用墨脫X 波段雙偏振相控陣雷達獲取的2019 年11 月至2020 年10 月一整年的觀測數據資料，定量分析了墨脫地區云降水的回波強度、回波頂高等參數的月變化、日變化和高度變化，并與青藏高原主體那曲地區夏季季風時期的觀測結果進行對比，這為認識河灣地區水汽輸送結構特征，分析季風、地形、山谷風等對該地區降水的影響提供了可能，對亞洲水塔水資源變化評估具有重要的科學與應用價值。

2 數據與方法

2.1 觀測站點、設備和數據說明

青藏高原東南部是青藏高原水汽輸送過程的關鍵區，來自印度洋和孟加拉灣的大量水汽通過高原東南部的雅魯藏布大峽谷輸送到高原內部（高登義等, 1985）。墨脫縣位于高原東南部，喜馬拉雅山南坡，該地平均海拔高度為1200 m，為典型河谷地形。該地區三面環山，地勢北高南低，海拔跨度范圍大，屬于亞熱帶濕潤氣候，年平均氣溫為18°C，年平均降水量為2093 mm（陳萍和李波,2018）。強大的暖濕氣流使墨脫地區常年云霧繚繞、溫暖濕潤，形成了一個較強的降水帶。圖1 為利用2019 年11 月至2020 年10 月ERA-5 整層水汽通量數據計算的平均水汽通量疊加在地形上的示意圖。

圖1 青藏高原地形（陰影，單位：m）與墨脫站地理位置（29°18′46″N，95°19′03″E，海拔高度為1305 m）以及2019 年11月至2020 年10 月平均整層水汽通量（箭頭，單位：kg m-1 s-1）Fig.1 Topography of Qinghai-Tibet Plateau (shaded, units: m),geographical location of Motuo (29°18′46″N，95°19′03″E, 1305 m ASL), and average whole layer water vapor flux from November 2019 to October 2020 (arrow, units: kg m-1 s-1)

為了了解高原東南部河谷地區的云降水特征，第二次青藏高原綜合科學考察研究項目，在墨脫站（29°18′46″N，95°19′03″E，海拔高度為1305 m）設置了1 部X 波段雙偏振相控陣雷達（下文簡稱X-PAR），該雷達由珠海納睿達公司研制，它采用全相參脈沖多普勒、雙線偏振和相控陣體制，主要技術參數見表1。該雷達的峰值功率為256 W，采用間隔1.8°共12 層的距離高度掃描（RHI），形成周期為92 s 的體掃數據，可獲取42 km 范圍內的回波強度（ZH）、差分反射率因子（ZDR）、差分傳播相移率（KDP）、相關系數（ρhv）等數據，其距離分辨率為30 m。

表1 X-PAR 雷達參數Table 1 The parameters of X-PAR

已知X 波段電磁波的衰減問題比起S 波段與C 波段較為嚴重。散射模擬計算指出：X 波段電磁波的單程衰減率（AH）分別是C、S 波段的7～8倍和10 倍以上（Park et al., 2005），因此衰減訂正工作十分必要。雷達反射率衰減訂正的本質是估算AH，如公式（1）所示：

其中，ZHa為訂正前反射率因子值、ZHe為訂正前的反射率因子值，r為雷達探測目標與雷達中心之間的距離。

對于X-PAR 的ZH觀測數據，本文使用Testud et al.（2000）提出“ZPHI 降水廓線訂正算法”進行衰減訂正。ZPHI 訂正法存在一個約束條件：路徑總衰減（PIA）與整個分段區間（r0，r1）里的ΦDP的變化ΔΦDP是一致的。ZPHI 算法要進行雨區分段AH的計算就是基于整個約束條件。通過設定n+1 個邊界將1 個徑向分成n段來進行訂正。在每分段中，AH的計算如下：

式中：

其中，b為常數，范圍為0.757～0.804，γ在X 波段取0.32，ΔΦ為與區范圍內的差分傳播相移的變化總量。

圖2 為X-PAR 可探測范圍內的墨脫地形圖（每個圈為14 km），從圖中可以看出雷達處于峽谷之中。雷達周圍地形極其復雜，海拔高度跨度大，其北部為崗日嘎布山脈，西部與西北部屬于喜馬拉雅高山地段，為南迦巴瓦峰，其東部為米什米山脈。墨脫地處喜馬拉雅山東段南坡（西南季風迎風坡）以及外寬內窄的山谷地形使該地降水類型主要以地形雨為主。暖濕夏季風不斷到喜馬拉雅山南坡的陡峭地帶，有利于形成獨特的云系。本文使用墨脫XPAR 在2019 年11 月至2020 年10 月獲取的觀測基數據資料對該地區的云降水宏觀特征進行統計分析，需指出的是本文進行的是所有降水過程的統計分析，并未進行天氣類型的分類分析。

圖2 觀測區地形示意圖Fig.2 Terrain of the observation region

2.2 數據處理方法

2.2.1 地物回波與雜散點回波的消除

由于墨脫地區地形復雜，雷達站周圍受到山脈的阻擋，雷達數據的地物回波勢必會影響墨脫地區云降水特征的統計結果，雖然X-PAR 使用高斯自適應濾波器方式進行了地物回波濾除，但數據中仍有地物回波存在。通過觀察長時間的墨脫站XPAR 的數據平面顯示圖（下文簡稱PPI）發現雷達參量在每層仰角上仍受到一些地物與雜散點回波的影響，其主要位于X-PAR 的東南方向與西北方向（圖3a-d）。在上述兩方向區域，地物雜散點回波的ZH與降水回波ZH近乎無變化（圖3a），但雙偏振參量有較為明顯的變化，其中，ρhv小于0.85（圖3c），ZDR小于-1 dB（圖3b），KDP大于5° km-1（圖3d）。根據上述特征，剔除地物回波。另外，為了除去X-PAR 回波中的雜散點，選擇某點數據與相鄰徑向、距離庫的數據組成的3×3 數據格點，若是有數據格點比例超過總格點的70%，則將其視為降水回波數據，否則為雜散點回波。圖3e-f 顯示利用上述特征有效地去除了X-PAR 紅圈內地物與雜散點回波。

圖3 2020 年10 月4 日04:53:46 X-PAR 觀測第7 層仰角（10.7°）的（a）ZH，（b）ZDR，（c）ρhv，（d）KDP，除掉地物雜點回波的（e）ZH，（f）ZDR，（g）ρhv，（h）KDP。紅圈位置為地物和雜點Fig.3 Plan position indicator (PPI) of (a) ZH, (b) ZDR, (c) ρhv, and (d) KDP at the elevation of the 7th layer (10.7°) observed by X-PAR on October 4,2020, at 0453:46 BJT; (e) ZH, (f) ZDR, (g) ρhv, and (h) KDP are those whose ground clutter and spurious echo have been removed.The position of the red circle is the echo of ground clutter and spurious

2.2.2 雷達有效探測回波

墨脫地區地形復雜，海拔跨度大，在不同位置地形對雷達回波的遮擋不同。本文利用X-PAR 掃描模式，將雷達體掃球坐標轉換為笛卡爾直角坐標格點，結合地形高度圖給出了X-PAR 不同海拔高度的探測范圍（圖4），并統計了雷達在不同海拔高度可探測格點數的變化情況（圖4，格點大小為30m×30m）。圖5 顯示X-PAR 的可探測回波點數隨海拔高度升高先增加后減小，在2 km 以下高度，雷達探測到的回波格點十分有限，在5 km 左右雷達可探測回波格點數達到最大，隨后可探測點數隨高度升高而減少。上述現象是因為雷達有效探測范圍除了受地形遮擋影響之外，還受雷達頂部的圓形盲區影響。在探測高度較低時，雷達探測主要受地形遮擋影響，隨著海拔高度的升高，雷達頂部盲區的影響越來越大。

圖4 部分高度層X-PAR 有效探測回波范圍（黑色為可探測到的區域）：（a）2 km；（b）3 km；（c）4 km；（d）5 km；（e）9 km；（f）10 km；（g）11 km；（h）12 kmFig.4 Effective detection echo range of X-PAR is in some altitude layers (black area represents the detectable area): (a) 2 km; (b) 3 km; (c) 4 km;(d) 5 km; (e) 9 km; (f) 10 km; (g) 11 km; (h) 12 km

通過圖5 可確定雷達觀測時間段內、不同海拔高度理論可探測格點數，結合雷達實際觀測到的回波點數，就可以統計不同月份、不同小時、不同高度雷達探測回波的實際分布情況。

圖5 墨脫X-PAR 海拔高度可探測點數廓線圖（高度分辨率：100 m）Fig.5 Profile of detectable points of Motuo X-PAR with altitude(Height resolution: 100 m)

2.2.3 雷達觀測數據統計方法

為了探究西藏墨脫云降水特征，需要對XPAR 觀測到的數據進行詳細的統計分析，其中包括對降水回波強度、回波頂高、回波面積、強回波發生頻率以及回波發生頻率分布的統計。這些雷達參數能夠反映對流系統的強弱、降水范圍的大小，下面分別說明這些參數的計算方法。

對回波強度的統計實際是對雷達單個體掃的平均回波強度ZVT進行統計，ZVT計算公式為

受墨脫地形的限制，當海拔高度較低時，XPAR 可探測到的回波面積十分有限。另外，墨脫地區零度亮帶層高度較低，因此選擇某一高度層來統計回波區域面積較為困難。為了了解回波區域面積的客觀變化規律，選擇對雷達體掃的組合反射率面積（CR）進行統計。CR 是指在一個雷達體掃過程中，將常定仰角方位角掃描中發現的最大反射率因子投影到笛卡爾格點上的產品（俞小鼎等,2007）。在資料分析過程中，首先將體掃資料通過雷達投影變換，轉換為網格間距30 m 的柵格資料，計算12 個仰角層的CR，最終形成網格間距為30 m的CR 柵格資料（肖艷姣和劉黎平, 2006）。那么雷達體掃CR 回波面積ACR為

其中，ΔA=30 m×30 m=0.0009 km2，為柵格面積，N為柵格數。

雷達強回波區域往往預示著強對流活動的生成與發展，選取回波強度＆gt;30 dBZ的值表示強回波。對雷達強回波發生頻率的統計實際是對雷達單個體掃中＆gt;30 dBZ回波的發生頻率FZ30的統計，FZ30的計算公式如下：

其中，NZ30表示單個體掃中回波強度大于30 dBZ的點數，NZ則表示雷達體掃在墨脫地形下理論可探測回波點總數。

根據2.2.2 節對雷達有效探測回波的分析，可確定雷達在某時間段內、某海拔高度理論探測數據格點數。據此統計不同月份、不同小時降水回波強度、頂高發生頻率的分布情況，以及雷達降水回波的垂直分布規律。下面給出降水回波（分辨率為1 dBZ）月變化（PMi-Zj）和日變化（PHi-Z j）的出現頻率分布計算方法：

其中，ETj表示回波頂高等于j（單位：km），NMi-ETj為第i月回波頂高等于j的點數，NHi-ETj為第i小時回波強度等于j的點數，NMi-ET為第i月中所有雷達體掃笛卡爾坐標格點總數，NHi-ETj第i小時中所有雷達體掃笛卡爾直角坐標格點的總和。

X-PAR 不同海拔高度對應的降水回波（分辨率1 dBZ）出現頻率PHgi-Z j的計算方法為

其中，Hgi表示海拔高度i（單位：km），NHgi-Zj在高度i探測到的回波強度為j的點數，NHgi為理論上雷達在海拔高度i時能夠探測到的回波總數。

3 墨脫地區云降水宏觀特征統計分析

3.1 云降水宏觀特征的月變化

為了探究西藏墨脫云降水宏觀特征，首先對該地區云降水特征逐月變化情況進行詳細的統計分析，其中包括對不同月份降水回波強度、頂高發生頻率分布的統計與降水回波強度、頂高、面積、強回波發生頻率逐月變化箱型圖的分析。

不同月份降水回波發生頻率分布（圖6a）顯示，2019 年11 月至2020 年3 月降水回波強度主要集中在11～31 dBZ，2020 年4 月至2020 年10月集中在5～33 dBZ。不同月份降水回波頂高頻率分布（圖6b）顯示，2019 年11 月至2020 年3 月頂高主要分布在1～5 km，最大頂高頻率對應3 km處。2020 年4 月至2020 年10 月頂高分布在1～7 km，其中4～5 月與8～10 月最大頂高頻率對應頂高分布在3～4 km，5～6 月最大頂高頻率對應頂高為4～5 km。

根據圖6 可知，墨脫地區降水回波強度、頂高的分布范圍在2020 年4 月至2020 年10 月大于2019 年11 月至2020 年3 月。進入4 月后，降水回波發生頻率突然增大，最大頂高頻率對應高度也隨之升高，其中6 月達到最大，隨后開始減小。據此，認為墨脫4～10 月降水較11～3 月多，且云降水的垂直發展更加旺盛，其中5～7 月在一年中降水最旺盛。

為了檢驗圖6 的分析結果是否合理，對相控陣雷達觀測時間段內墨脫站的月降水量進行統計，結果如圖7 所示。墨脫月降水量時間變化圖顯示其降水量在4～10 月遠大于11～3 月，其中6、7 月為一年中墨脫降水量最大的月份，其隨時間變化趨勢與圖6 的分析結果較為一致。另外，圖7 中8 月降水量的減少同時解釋了圖6 中8 月降水回波發生頻率與回波頂高分布的突然減小。

圖6 不同月份（a）回波強度與（b）回波頂高發生頻率的分布Fig.6 Frequency distribution of (a) echo intensity and (b) echo top height in different months

圖7 墨脫站月降水量隨時間變化Fig.7 Time variation diagram of monthly precipitation at Motuo station

在完成對不同月份降水回波強度、頂高發生頻率分布的討論后，統計分析2019 年11 月至2020年10 月雷達降水回波數據強度、頂高、面積以及強回波發生頻率的逐月變化情況，如圖8 所示。箱型圖中最高最低兩點分別為最大值和最小值，盒子上下橫線分別為上四分位數點（75%）與下四分位數點（25%），盒子中間橫線為中位數點（50%）。

圖8a 中折線為月平均回波強度的連線，其顯示X-PAR 平均回波強度在11～3 月穩定在26 dBZ左右，到4 月平均值有所下降，4～9 月平均值在22 dBZ附近波動，10 月平均值上升至25 dBZ。圖8a中的上四分位數點與下四分位數點組成的箱子顯示11～3 月與10 月回波強度主要分布在20～31 dBZ，4～9 月上四位數點值下降至25 dBZ左右。圖中顯示降水回波強度箱型圖與平均值折線的逐月變化趨勢相同，從4 月開始，墨脫地區的降水回波強度整體有所減弱，該變化持續到9 月。

圖8b 中降水回波頂高箱型數據與平均值逐月變化趨勢相同。平均頂高與箱型數據均是從11 月開始波動上升，6 月平均值達到最高的4 km，上四分位點與下四分位點也在6 月達到最大值，7 月后開始持續下降。圖8b 指出6 月墨脫降水垂直發展最為旺盛。

圖8 觀測數據箱型圖的逐月變化，箱型圖中最高最低兩點分別為最大值和最小值，盒子上下橫線分別為上四分位數點（75%）與下四分位數點（25%），盒子中間橫線為中位數點。（a）回波強度，圖中折線為月平均回波強度的連線；（b）回波頂高，折線為月平均回波頂高的連線；（c）回波面積，折線為月平均回波面積值連線；（d）強回波發生頻率，折線為每月強回波發生頻率平均值的連線Fig.8 Monthly variation of box chart of observational data; the highest and lowest points in the box diagram indicate the maximum and minimum values, upper and lower horizontal lines of the box represent the upper quartile points (75%) and lower quartile points (25%), respectively, and the middle line of the box represents the median point.(a) echo intensity, the line is the average of echo intensity per month in the figure; (b) echo top height, the line is the average of echo top height per month; (c) echo area, the line is the average of echo area per month; and (d) frequency of strong echo, the line is the average of the frequency of strong echo per month

圖8c 中折線為月平均回波面積連線。折線顯示平均面積從11 月開始波動上升至6 月達到最大值754.1 km2，7 月后開始波動下降。回波面積箱型圖（圖8c）中的數據上四分位數點從11 月開始波動上升，至4 月達到最大值，隨后波動下降，下四分位數點則是在6 月與7 月有明顯的增加，其中6 月為下四分位數點最大月份。圖8c 中平均面積與箱型圖逐月變化趨勢近似一致，4～7 月為一年中回波面積最大的四個月，即該觀測時間段內降水范圍分布較廣，其中6 月降水分布最廣。

墨脫地區強回波所占比例逐月變化圖（圖8d）中平均值與箱型數據變化較為一致，箱型數據與平均值廓線均顯示強回波比例自3 月起開始增加，6月強回波所占比例達到最大，隨后開始減小。據此認為6 月是一年中是強降水發生最多的月份。

以上分析表明墨脫地區云降水宏觀特征具有逐月變化規律。雷達探測到的降水回波頂高、面積以及強回波發生頻率均從11 月起逐步增大，在6 月達到最大值，隨后波動下降。該現象表明在進入4月后，降水頻次、對流性降水、降水范圍均在逐漸增大，其中以6 月最為顯著。但從4 月起降水回波強度值卻有所下降，這是由于4 月后墨脫降水大量增加，增加的以弱降水回波為主（圖6a）。圖8分析結果與圖6 一致。

3.2 云降水宏觀特征日變化

根據上述3.1 節對墨脫X-PAR 月降水回波強度、頂高發生頻率分布的統計與回波強度、頂高、面積與強回波發生頻率逐月變化特征的分析，發現該地云降水宏觀特征具有明顯的逐月變化規律。結合Zhou et al.（2017）提出的高原季風指數（ZPMI），其中ZPMI 在4～10 月為正，在11～3 月為負，將一年分為雨季（4～10 月）與旱季（11～3 月）。隨后對旱季與雨季中云降水宏觀特征的日變化規律進行討論。

圖9 給出了兩個季節降水回波強度、頂高發生頻率分布的日變化，其顯示雨季回波強度、頂高分布范圍大于旱季，雨季降水回波發生頻次明顯高于旱季。降水的發生頻次與超過4 km 的回波頂高有明顯的日變化，旱季降水回波主要發生在18:00～20:00 與00:00～02:00，雨季發生在23:00～09:00。在00:00～09:00 雨季降水發生頻次近乎是旱季的2 倍。

圖9 不同時間回波強度、頂高發生頻率分布：（a）旱季回波強度；（b）雨季回波強度；（c）旱季回波頂高；（d）雨季回波頂高Fig.9 Frequency distribution of echo intensity and echo top height at different time.Echo intensity in (a) dry season and (b) rainy season; echo top height in (c) the dry season and (d) the rainy season

為了定量分析這些參量的日變化，圖10 給出了回波強度、頂高、面積以及強回波發生頻率平均值的日變化，圖中空心菱形表示旱季，實心菱形表示雨季。其中雨季的平均回波頂高約比旱季高1 km（圖10b），回波面積比旱季大150 km2左右（圖10c），強回波所占比例始終大于旱季，說明雨季降水垂直發展更加旺盛，強降水出現次數增加，降水范圍增大。圖10a 中雨季的平均回波強度約比旱季小1 dBZ，這是因為進入雨季后，降水頻率較旱季顯著增加，但增加的降水主要以弱回波（15～25 dBZ）降水為主（圖9a），從而導致雨季降水回波強度平均值減小。兩季平均頂高日變化趨勢近似一致，均是在下午（旱季17:00，雨季15:00）達到最高值，夜晚存在有頂高次峰值（旱季00:00，雨季01:00），兩季的日最強對流均發生在下午。在旱季，平均回波面積日變化趨勢與頂高近似相同，面積自上午（10:00）開始增加，下午（19:00）達到最大，凌晨（02:00）開始減小。雨季的回波面積日變化趨勢不同于頂高，平均面積從夜晚（22:00）開始增加，在凌晨（03:00）達到最大。上述參量日變化情況結合圖9 對回波發生頻次的分析，得出旱季日降水主要出現在下午和上半夜。對于雨季，雖然雨季下午強對流活動旺盛，但其下午的回波面積與回波發生頻率遠小于夜晚，因此認為雨季日降水峰值主要出現在下半夜。

圖10 觀測數據平均值的日變化：（a）回波強度；（b）回波頂高；（c）回波面積；（d）強回波發生頻率Fig.10 Daily variation of the average of the observed data: (a) Echo intensity; (b) echo top height; (c) echo area; (d) frequency of strong echo

3.3 云降水垂直分布特征

3.3.1 旱季與雨季云降水垂直分布特征

為了探究墨脫地區云降水垂直分布特征，對回波強度的垂直分布進行了統計，結果如圖11 所示。旱季回波強度分布在10～30 dBZ，回波發生海拔高度集中在2～5 km。雨季回波強度范圍為5～33 dBZ，高度2～7 km。雨季回波頻率增加部分回波強度主要分布在10～30 dBZ，對應高度在2～3 km。對比圖11a 與圖11b 發現，雨季的回波發生頻率、回波強度分布范圍以及回波高度范圍均大于旱季，即雨季相較旱季降水回波數量明顯增多，對流降水活動發展更加旺盛。

圖11 觀測時間段內回波強度的垂直分布：（a）旱季；（b）雨季Fig.11 Vertical distribution of echo intensity in observation period during (a) the dry season and (b) the rainy season

3.3.2 云降水垂直分布特征日變化

為了進一步探究墨脫地區云降水垂直分布日變化特征，統計兩個季節的不同高度回波強度分布的小時變化，結果如圖12 與圖13 所示。圖12 旱季日變化顯示，降水發生頻率從14:00～15:00 開始增加（圖12h），18:00～19:00 頻率達到最大（圖12j），隨后開始減小，00:00～00:01 其值再次增大（圖12a），04:00～13:00（圖12c-g）頻率持續減小。頻率增大區域回波強度主要分布在15～25 dBZ，海拔高度分布在3～4.5 km。圖13 雨季日變化顯示頻率在18:00～19:00 開始增大（圖13j），00:00～07:00達到一天中的最大時段（圖13a-d），隨后頻率持續減小。頻率增大的區域回波強度分布在10～30 dBZ，海拔高度分布在2～3 km。

對比旱季與雨季回波強度垂直分布日變化特征發現（圖12 與圖13），雨季降水回波發生頻率整體在各個時刻均大于旱季。旱季回波發生頻率存在兩個日峰值，分別為當地時下午16:00～17:00（圖12j）與夜晚00:00～00:01（圖12b）。雨季，在當地時夜晚22:00～05:00（圖13a-d）頻率最大。對比兩季回波發生頻率增大區域，發現旱季3 km 以上回波頻次高，而雨季3 km 以下較高。據此，認為旱季有兩個日降水峰值分別是下午與上半夜，雨季日降水峰值則發生在下半夜。雨季雷達降水回波數目遠大于旱季。雨季降水更多，更旺盛。

圖12 旱季回波強度垂直分布的逐時變化Fig.12 Hourly variation of the vertical distribution of echo intensity in the dry season

圖13 雨季回波強度垂直分布的逐時變化Fig.13 Hourly variation of the vertical distribution of echo intensity in the rainy season

3.4 日變化結果分析與對比討論

通過定量分析墨脫X-PAR 觀測數據的日變化發現旱季日降水主要發生在午后與上半夜，雨季降水以下半夜降水為主。墨脫地區三面環山，呈高山峽谷地形，是雅魯藏布峽谷水汽通道的主體入口。受水汽通道的影響，該地區水汽充足，異常濕潤，長期云霧繚繞。考慮到墨脫地形與該地的氣候認為墨脫旱季雨季夜晚降水多是由云頂輻射強迫冷卻（Bhatt and Nakamura, 2006）與夜間山風的盛行（Chen et al., 2012）共同引起的。在季風爆發后，來自印度洋的大量水汽涌入墨脫使墨脫雨季降水更加頻繁，對流活動發展更加旺盛。

Chen et al.（2012）分析夏季季風時期（6～8 月）藏東南山谷站雨量計數據，結果表明在27個臺站中的24 個臺站顯示夜間峰值主導了這些臺站的日降雨模式。平均降雨量日變化曲線顯示在當地時03:00 時達到日最大值。另外，這些臺站在下午17:00 存在有弱峰值。圖14 統計了墨脫X-PAR 6～8 月觀測數據的日變化情況。夏季季風時期平均回波頂高自上午10:00 開始升高，下午15:00 達到最高平均頂高3.6 km，次頂高峰值出現在01:00（圖14a）。平均回波面積與頂高日變化趨勢不同，其自16:00 起增大，最大面積平均值770 km2出現在凌晨04:00（圖14b）。回波發生頻率在不同小時間的分布指出6～8 月回波數量主要出現在00:00～09:00（圖14c）。頂高發生頻率日變化趨勢分布與回波強度的發生頻率對應關系較為一致。圖14 的分析中指出在夏季季風時期回波面積在夜晚大，回波頂高高，回波發生頻率大，因而得出夜晚降水峰值的結論。該雷達回波面積最大值與回波數量峰值出現時間與Chen et al.（2012）指出的降雨夜間峰值時間較為一致。

圖14 夏季季風期間（6～8 月）(a)平均回波頂高、(b)平均回波面積日變化曲線與不同時間(c)回波強度與(d)回波頂高的分布Fig.14 Diurnal variation of the average of (a) echo intensity and (b) echo area, and the distribution of (c) echo intensity and (d) echo top height at different time during the summer monsoon (June-August)

Uyeda et al.（2001）與馮錦明等（2002）通過分析GAME-Tibet 期間（6～8 月）在高原主體那曲地區獲取的多普勒雷達資料，指出那曲地區回波頂高與面積日變化趨勢一致，從當地時06:00 開始增大，當地時下午14:00 為頂高最高、面積最大的時刻，此時云中對流活動最強，夜晚到次日凌晨逐漸消散，呈單峰變化。圖14 墨脫夏季季風時期XPAR 觀測數據統計結果與那曲相比較發現，那曲地區的回波頂高高于墨脫，墨脫的頂高與面積日變化趨勢與那曲并不相同。墨脫頂高平均值日變化顯示一天中頂高存在兩個峰值分別為下午的最強峰值與夜晚的次峰值。墨脫回波面積雖然呈單峰變化但區別于那曲的下午峰值，峰值出現在凌晨。另外，兩地區日降水峰值也存在差異，那曲降水多發生在下午與上半夜，墨脫降水多發生在下半夜。兩地夜間降水形成的原因也不相同，那曲夜間降水主要是由于對流云開始消散轉向層狀云降水（常祎和郭學良, 2016），而山谷風與輻射冷卻是導致墨脫夜間降水的主要原因。本文對墨脫旱季日變化特征的研究中指出旱季回波頂高、回波面積均在下午達到最大值，夜晚至凌晨消散，降水多發生在下午及上半夜，其云降水特征與那曲夏季風時期降水特征較為相似。

4 結論

為了探究藏東南墨脫地區的云降水宏觀特征，本文利用X-PAR 在該地區獲取的2019 年11 月至2020 年10 月一整年的觀測數據，對該地云降水宏觀特征的月變化、日變化、垂直變化進行了統計并完成了初步討論，得到了以下結論：

（1）墨脫地區云降水特征具有逐月變化規律。X-PAR 降水回波頂高、面積、強回波發生頻率自4 月起開始增加，6 月達到最大值，隨后開始下降。一年中降水以6 月最為顯著，11、12 月降水最少、對流活動少。4～9 月中增加的降水回波主要以弱回波（15～25 dBZ）為主，該現象導致4～9 月降水回波平均值略小于10～3 月。根據降水回波月變化分析討論結果同時結合高原季風指數，將一年分為旱季（11～3 月）與雨季（4～10 月）。

（2）通過對墨脫地區云降水回波日變化特征的研究可知，墨脫雨季降水回波發生頻率、頂高、面積、強回波所占比例均大于旱季，且降水回波強度、頂高的分布范圍也大于旱季，表明雨季降水數量多于旱季，對流活動頻繁。另旱季、雨季的回波頂高日變化趨勢相似，自上午10:00 起升高，分別在下午17:00 與15:00 達到最高，夜晚次峰值分別出現在00:00 與01:00。兩季回波面積日變化趨勢不同，旱季最大回波面積出現在19:00，面積次峰值在01:00，雨季面積自22:00 起增大，在3:00 左右達到最大。降水回波發生頻率日分布顯示旱季在18:00 與01:00 回波發生頻繁，雨季03:00 回波最頻繁。旱季降水回波頂高、面積、發生頻率在下午與夜晚均存在有較大值，認為旱季降水主要發生在下午與上半夜。雨季雖然頂高在下午與夜晚較高，但面積與回波發生頻率在下午值較小，在凌晨有最大值，認為雨季降水主要發生在下半夜。

（3）兩季節回波強度垂直分布顯示墨脫降水回波強度大小幾乎不超過30 dBZ，旱季降水回波主要發生在3 km 以上，雨季回波多發生在3 km以下。

（4）通過對比墨脫X-PAR 與那曲多普勒雷達在夏季季風期間降水回波頂高、面積的日變化發現，夏季季風期間那曲地區的回波頂高高于墨脫地區，兩地頂高與面積的日變化趨勢存在差異。那曲回波頂高與面積自當地時上午10:00 開始增大，下午14:00 達到最大，在夜晚至凌晨消散。而墨脫頂高日變化顯示頂高有兩個峰值，在當地時13:00 有最大頂高，23:00 為頂高次峰值。墨脫面積自當地時間19:00 起增大，凌晨02:00 達到最大回波面積。夏季季風期間兩地日最強降水出現時間也不同，墨脫最強降水出現在下半夜，而那曲出現在下午與上半夜。那曲夏季季風期間的云降水日變化特征近似墨脫旱季。