X 波段相控阵偏振雷达观测墨脱地区云降水宏观特征的统计研究

张蔚然 刘黎平 吴翀

1 中国气象科学研究院灾害天气重点实验室, 北京 100081

2 陕西省气象台, 西安 710014

1 引言

青藏高原地处我国西南部，是世界上海拔最高、范围最大、地形最复杂的高原。独特的地理环境趋势使该地区产生了特殊的热力和动力作用，使得高原对流活动频发，对亚洲甚至全世界的气候变化都有着重要的影响（Yanai et al., 1992; Webster et al.,1998; Yu et al., 2004），因此对青藏高原地区的相关研究十分必要。魏丽和钟强（1997）利用国际卫星云气候计划（ISCCP）资料和全球地面观测云气候资料，对青藏高原地区（20°～50°N，70°～110°E）云的水平与垂直分布进行研究，发现夏季高原云量明显多于冬季，且云状存在明显的地区性分布特征，高原主体以积雨云为主，北部高云出现较多，东南部层状低云出现较多。

青藏高原大地形产生的特殊热力和动力作用，使该地可能会产生一些独特的区域日降水特征（Kuo and Qian, 1981; Fujinami et al., 2005）。此前一些研究对青藏高原地区降水日变化特征进行了分析。Yu et al.（2007）通过分析观测台站逐时降水资料，发现在青藏高原大部分地区降水高峰出现在午夜前后。通过对在高原主体那曲地区GAMETibet（GEWEX Asian Monsoon Experiment）期 间获取的多普勒雷达资料、地面测站资料等的分析，Liu et al.（2002）发现那曲降水量在傍晚达到最大值，清晨降水量最小。Ueno et al.（2001）同样表明那曲的小时降水强度在夜间大于白天。通过对1998～2007 年夏季风季节（6～8 月）TRMM 降水雷达数据资料分析，Singh and Nakamura（2009）研究了高原中部降水特征，指出丘陵地区降水在傍晚最强，山谷和湖泊降水峰值则出现在夜间。对于青藏高原东缘地区，Wang et al.（2004）利用地球静止气象卫星（GMS）1998～2001 年5～8 月的每小时红外亮温数据了解到该地对流日变化在午后或傍晚达到峰值。Zhou et al.（2008）利用2000～2004 年雨量计数据也报告了青藏高原东部的降水有近午夜最大值。对于青藏高原南部，Barros et al.（2004）通过分析Meteosat-5 的红外卫星数据，发现夏季风期间喜马拉雅山南坡降水日循环明显，当地时夜晚00:00～03:00 达到峰值（除特别说明为当地时外，均为北京时，当地时=北京时-2 小时）。Bhatt and Nakamura（2005）利用TRMM 降水雷达资料研究发现在喜马拉雅山南坡，季风爆发前降水主要发生在下午，季风爆发后午夜至清晨降水量最大。Chen et al.（2012）通过分析暖季青藏高原东南部色赤拉山山坡观测站与常规山谷中观测站的资料，探讨了测站位置对台站记录与TRMM 卫星数据间不同日降水量变化的影响。结果表明降水在山坡站表现为午后峰值与TRMM 数据所示相似，在山谷站则盛行夜间降水。Fu et al.（2018）通过分析TRMM 卫星资料指出对于高原南坡区域，温暖湿润的夏季风带来的充足水汽使该地区形成了独特的云和降水。尤其在高原东南坡，夏季基本被云系所覆盖（谭瑞婷等, 2018）。Chen et al.（2017）通过分析CloudSat 卫星资料揭示了高原南坡不同地形下云团的基本特征，指出云团的性质差异可能是强上升运动与喜马拉雅地形相互作用的结果。Yu et al.（2020）利用CloudSat/CALIPSO 资料分析了高原喇叭口地区各种云类、云层、云水路径以及垂直结构的日夜差异特征并讨论了造成这种差异的物理机制。另外，此前研究（Shimizu et al., 2001;Kurosaki and Kimura, 2002）表明青藏高原在亚洲季风爆发后，高原上的云顶高度会显著增高，云降水特征发生明显变化。Uyeda et al.（2001）与冯锦明等（2002）使用GAME-Tibet 期间获取的资料，发现在高原雨季来临之后，那曲地区对流活动明显增强，雷达回波强度增大，回波顶高和回波面积增加。对流活动在白天发展，对流强度在当地时下午14:00 达到最强，夜晚到次日凌晨逐渐消散。

上述研究多借助高原台站和卫星遥感资料进行。但青藏高原地处偏远、地形复杂，观测台站极为稀疏，台站资料代表性差。卫星观测在近地面处易受杂波干扰，且卫星的时空分辨率相对较低。另外，此前仅在青藏高原主体那曲地区进行过多普勒雷达观测，目前对于墨脱云降水特征的研究基本是空白的。墨脱以高山峡谷地形为主，呈亚热带湿润气候，其复杂的地形和特殊的气候使该地云降水特征与高原主体那曲地区可能有显著的差别。考虑到墨脱地区交通不便，电力供应差，地形遮挡等条件，第二次青藏高原综合科学考察研究项目在墨脱设置了一部X 波段相控阵偏振雷达，在国内首次采用最先进的双偏振相控阵雷达，实现了对河谷地区云降水的雷达连续观测。采用X 波段相控阵天气雷达进行观测的目的主要是提高雷达的稳定性和可靠性，实现无人值守的连续观测。目前，我国已经在大湾区建设了28 部X 波段相控阵天气雷达。为了分析该雷达观测数据的一致性，张蔚然等（2021）利用广州市业务运行的S 波段双线偏振雷达作为“标准”，分析了X 波段双偏振相控阵天气雷达回波强度、差分反射率和差分相位移率的系统偏差及随仰角的变化，初步验证了该型号雷达的数据可靠性。本文使用墨脱X 波段双偏振相控阵雷达获取的2019 年11 月至2020 年10 月一整年的观测数据资料，定量分析了墨脱地区云降水的回波强度、回波顶高等参数的月变化、日变化和高度变化，并与青藏高原主体那曲地区夏季季风时期的观测结果进行对比，这为认识河湾地区水汽输送结构特征，分析季风、地形、山谷风等对该地区降水的影响提供了可能，对亚洲水塔水资源变化评估具有重要的科学与应用价值。

2 数据与方法

2.1 观测站点、设备和数据说明

青藏高原东南部是青藏高原水汽输送过程的关键区，来自印度洋和孟加拉湾的大量水汽通过高原东南部的雅鲁藏布大峡谷输送到高原内部（高登义等, 1985）。墨脱县位于高原东南部，喜马拉雅山南坡，该地平均海拔高度为1200 m，为典型河谷地形。该地区三面环山，地势北高南低，海拔跨度范围大，属于亚热带湿润气候，年平均气温为18°C，年平均降水量为2093 mm（陈萍和李波,2018）。强大的暖湿气流使墨脱地区常年云雾缭绕、温暖湿润，形成了一个较强的降水带。图1 为利用2019 年11 月至2020 年10 月ERA-5 整层水汽通量数据计算的平均水汽通量叠加在地形上的示意图。

图1 青藏高原地形（阴影，单位：m）与墨脱站地理位置（29°18′46″N，95°19′03″E，海拔高度为1305 m）以及2019 年11月至2020 年10 月平均整层水汽通量（箭头，单位：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)

为了了解高原东南部河谷地区的云降水特征，第二次青藏高原综合科学考察研究项目，在墨脱站（29°18′46″N，95°19′03″E，海拔高度为1305 m）设置了1 部X 波段双偏振相控阵雷达（下文简称X-PAR），该雷达由珠海纳睿达公司研制，它采用全相参脉冲多普勒、双线偏振和相控阵体制，主要技术参数见表1。该雷达的峰值功率为256 W，采用间隔1.8°共12 层的距离高度扫描（RHI），形成周期为92 s 的体扫数据，可获取42 km 范围内的回波强度（ZH）、差分反射率因子（ZDR）、差分传播相移率（KDP）、相关系数（ρhv）等数据，其距离分辨率为30 m。

表1 X-PAR 雷达参数Table 1 The parameters of X-PAR

已知X 波段电磁波的衰减问题比起S 波段与C 波段较为严重。散射模拟计算指出：X 波段电磁波的单程衰减率（AH）分别是C、S 波段的7～8倍和10 倍以上（Park et al., 2005），因此衰减订正工作十分必要。雷达反射率衰减订正的本质是估算AH，如公式（1）所示：

其中，ZHa为订正前反射率因子值、ZHe为订正前的反射率因子值，r为雷达探测目标与雷达中心之间的距离。

对于X-PAR 的ZH观测数据，本文使用Testud et al.（2000）提出“ZPHI 降水廓线订正算法”进行衰减订正。ZPHI 订正法存在一个约束条件：路径总衰减（PIA）与整个分段区间（r0，r1）里的ΦDP的变化ΔΦDP是一致的。ZPHI 算法要进行雨区分段AH的计算就是基于整个约束条件。通过设定n+1 个边界将1 个径向分成n段来进行订正。在每分段中，AH的计算如下：

式中：

其中，b为常数，范围为0.757～0.804，γ在X 波段取0.32，ΔΦ为与区范围内的差分传播相移的变化总量。

图2 为X-PAR 可探测范围内的墨脱地形图（每个圈为14 km），从图中可以看出雷达处于峡谷之中。雷达周围地形极其复杂，海拔高度跨度大，其北部为岗日嘎布山脉，西部与西北部属于喜马拉雅高山地段，为南迦巴瓦峰，其东部为米什米山脉。墨脱地处喜马拉雅山东段南坡（西南季风迎风坡）以及外宽内窄的山谷地形使该地降水类型主要以地形雨为主。暖湿夏季风不断到喜马拉雅山南坡的陡峭地带，有利于形成独特的云系。本文使用墨脱XPAR 在2019 年11 月至2020 年10 月获取的观测基数据资料对该地区的云降水宏观特征进行统计分析，需指出的是本文进行的是所有降水过程的统计分析，并未进行天气类型的分类分析。

图2 观测区地形示意图Fig.2 Terrain of the observation region

2.2 数据处理方法

2.2.1 地物回波与杂散点回波的消除

由于墨脱地区地形复杂，雷达站周围受到山脉的阻挡，雷达数据的地物回波势必会影响墨脱地区云降水特征的统计结果，虽然X-PAR 使用高斯自适应滤波器方式进行了地物回波滤除，但数据中仍有地物回波存在。通过观察长时间的墨脱站XPAR 的数据平面显示图（下文简称PPI）发现雷达参量在每层仰角上仍受到一些地物与杂散点回波的影响，其主要位于X-PAR 的东南方向与西北方向（图3a-d）。在上述两方向区域，地物杂散点回波的ZH与降水回波ZH近乎无变化（图3a），但双偏振参量有较为明显的变化，其中，ρhv小于0.85（图3c），ZDR小于-1 dB（图3b），KDP大于5° km-1（图3d）。根据上述特征，剔除地物回波。另外，为了除去X-PAR 回波中的杂散点，选择某点数据与相邻径向、距离库的数据组成的3×3 数据格点，若是有数据格点比例超过总格点的70%，则将其视为降水回波数据，否则为杂散点回波。图3e-f 显示利用上述特征有效地去除了X-PAR 红圈内地物与杂散点回波。

图3 2020 年10 月4 日04:53:46 X-PAR 观测第7 层仰角（10.7°）的（a）ZH，（b）ZDR，（c）ρhv，（d）KDP，除掉地物杂点回波的（e）ZH，（f）ZDR，（g）ρhv，（h）KDP。红圈位置为地物和杂点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 雷达有效探测回波

墨脱地区地形复杂，海拔跨度大，在不同位置地形对雷达回波的遮挡不同。本文利用X-PAR 扫描模式，将雷达体扫球坐标转换为笛卡尔直角坐标格点，结合地形高度图给出了X-PAR 不同海拔高度的探测范围（图4），并统计了雷达在不同海拔高度可探测格点数的变化情况（图4，格点大小为30m×30m）。图5 显示X-PAR 的可探测回波点数随海拔高度升高先增加后减小，在2 km 以下高度，雷达探测到的回波格点十分有限，在5 km 左右雷达可探测回波格点数达到最大，随后可探测点数随高度升高而减少。上述现象是因为雷达有效探测范围除了受地形遮挡影响之外，还受雷达顶部的圆形盲区影响。在探测高度较低时，雷达探测主要受地形遮挡影响，随着海拔高度的升高，雷达顶部盲区的影响越来越大。

图4 部分高度层X-PAR 有效探测回波范围（黑色为可探测到的区域）：（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

通过图5 可确定雷达观测时间段内、不同海拔高度理论可探测格点数，结合雷达实际观测到的回波点数，就可以统计不同月份、不同小时、不同高度雷达探测回波的实际分布情况。

图5 墨脱X-PAR 海拔高度可探测点数廓线图（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 雷达观测数据统计方法

为了探究西藏墨脱云降水特征，需要对XPAR 观测到的数据进行详细的统计分析，其中包括对降水回波强度、回波顶高、回波面积、强回波发生频率以及回波发生频率分布的统计。这些雷达参数能够反映对流系统的强弱、降水范围的大小，下面分别说明这些参数的计算方法。

对回波强度的统计实际是对雷达单个体扫的平均回波强度ZVT进行统计，ZVT计算公式为

受墨脱地形的限制，当海拔高度较低时，XPAR 可探测到的回波面积十分有限。另外，墨脱地区零度亮带层高度较低，因此选择某一高度层来统计回波区域面积较为困难。为了了解回波区域面积的客观变化规律，选择对雷达体扫的组合反射率面积（CR）进行统计。CR 是指在一个雷达体扫过程中，将常定仰角方位角扫描中发现的最大反射率因子投影到笛卡尔格点上的产品（俞小鼎等,2007）。在资料分析过程中，首先将体扫资料通过雷达投影变换，转换为网格间距30 m 的栅格资料，计算12 个仰角层的CR，最终形成网格间距为30 m的CR 栅格资料（肖艳姣和刘黎平, 2006）。那么雷达体扫CR 回波面积ACR为

其中，ΔA=30 m×30 m=0.0009 km2，为栅格面积，N为栅格数。

雷达强回波区域往往预示着强对流活动的生成与发展，选取回波强度＆gt;30 dBZ的值表示强回波。对雷达强回波发生频率的统计实际是对雷达单个体扫中＆gt;30 dBZ回波的发生频率FZ30的统计，FZ30的计算公式如下：

其中，NZ30表示单个体扫中回波强度大于30 dBZ的点数，NZ则表示雷达体扫在墨脱地形下理论可探测回波点总数。

根据2.2.2 节对雷达有效探测回波的分析，可确定雷达在某时间段内、某海拔高度理论探测数据格点数。据此统计不同月份、不同小时降水回波强度、顶高发生频率的分布情况，以及雷达降水回波的垂直分布规律。下面给出降水回波（分辨率为1 dBZ）月变化（PMi-Zj）和日变化（PHi-Z j）的出现频率分布计算方法：

其中，ETj表示回波顶高等于j（单位：km），NMi-ETj为第i月回波顶高等于j的点数，NHi-ETj为第i小时回波强度等于j的点数，NMi-ET为第i月中所有雷达体扫笛卡尔坐标格点总数，NHi-ETj第i小时中所有雷达体扫笛卡尔直角坐标格点的总和。

X-PAR 不同海拔高度对应的降水回波（分辨率1 dBZ）出现频率PHgi-Z j的计算方法为

其中，Hgi表示海拔高度i（单位：km），NHgi-Zj在高度i探测到的回波强度为j的点数，NHgi为理论上雷达在海拔高度i时能够探测到的回波总数。

3 墨脱地区云降水宏观特征统计分析

3.1 云降水宏观特征的月变化

为了探究西藏墨脱云降水宏观特征，首先对该地区云降水特征逐月变化情况进行详细的统计分析，其中包括对不同月份降水回波强度、顶高发生频率分布的统计与降水回波强度、顶高、面积、强回波发生频率逐月变化箱型图的分析。

不同月份降水回波发生频率分布（图6a）显示，2019 年11 月至2020 年3 月降水回波强度主要集中在11～31 dBZ，2020 年4 月至2020 年10月集中在5～33 dBZ。不同月份降水回波顶高频率分布（图6b）显示，2019 年11 月至2020 年3 月顶高主要分布在1～5 km，最大顶高频率对应3 km处。2020 年4 月至2020 年10 月顶高分布在1～7 km，其中4～5 月与8～10 月最大顶高频率对应顶高分布在3～4 km，5～6 月最大顶高频率对应顶高为4～5 km。

根据图6 可知，墨脱地区降水回波强度、顶高的分布范围在2020 年4 月至2020 年10 月大于2019 年11 月至2020 年3 月。进入4 月后，降水回波发生频率突然增大，最大顶高频率对应高度也随之升高，其中6 月达到最大，随后开始减小。据此，认为墨脱4～10 月降水较11～3 月多，且云降水的垂直发展更加旺盛，其中5～7 月在一年中降水最旺盛。

为了检验图6 的分析结果是否合理，对相控阵雷达观测时间段内墨脱站的月降水量进行统计，结果如图7 所示。墨脱月降水量时间变化图显示其降水量在4～10 月远大于11～3 月，其中6、7 月为一年中墨脱降水量最大的月份，其随时间变化趋势与图6 的分析结果较为一致。另外，图7 中8 月降水量的减少同时解释了图6 中8 月降水回波发生频率与回波顶高分布的突然减小。

图6 不同月份（a）回波强度与（b）回波顶高发生频率的分布Fig.6 Frequency distribution of (a) echo intensity and (b) echo top height in different months

图7 墨脱站月降水量随时间变化Fig.7 Time variation diagram of monthly precipitation at Motuo station

在完成对不同月份降水回波强度、顶高发生频率分布的讨论后，统计分析2019 年11 月至2020年10 月雷达降水回波数据强度、顶高、面积以及强回波发生频率的逐月变化情况，如图8 所示。箱型图中最高最低两点分别为最大值和最小值，盒子上下横线分别为上四分位数点（75%）与下四分位数点（25%），盒子中间横线为中位数点（50%）。

图8a 中折线为月平均回波强度的连线，其显示X-PAR 平均回波强度在11～3 月稳定在26 dBZ左右，到4 月平均值有所下降，4～9 月平均值在22 dBZ附近波动，10 月平均值上升至25 dBZ。图8a中的上四分位数点与下四分位数点组成的箱子显示11～3 月与10 月回波强度主要分布在20～31 dBZ，4～9 月上四位数点值下降至25 dBZ左右。图中显示降水回波强度箱型图与平均值折线的逐月变化趋势相同，从4 月开始，墨脱地区的降水回波强度整体有所减弱，该变化持续到9 月。

图8b 中降水回波顶高箱型数据与平均值逐月变化趋势相同。平均顶高与箱型数据均是从11 月开始波动上升，6 月平均值达到最高的4 km，上四分位点与下四分位点也在6 月达到最大值，7 月后开始持续下降。图8b 指出6 月墨脱降水垂直发展最为旺盛。

图8 观测数据箱型图的逐月变化，箱型图中最高最低两点分别为最大值和最小值，盒子上下横线分别为上四分位数点（75%）与下四分位数点（25%），盒子中间横线为中位数点。（a）回波强度，图中折线为月平均回波强度的连线；（b）回波顶高，折线为月平均回波顶高的连线；（c）回波面积，折线为月平均回波面积值连线；（d）强回波发生频率，折线为每月强回波发生频率平均值的连线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

图8c 中折线为月平均回波面积连线。折线显示平均面积从11 月开始波动上升至6 月达到最大值754.1 km2，7 月后开始波动下降。回波面积箱型图（图8c）中的数据上四分位数点从11 月开始波动上升，至4 月达到最大值，随后波动下降，下四分位数点则是在6 月与7 月有明显的增加，其中6 月为下四分位数点最大月份。图8c 中平均面积与箱型图逐月变化趋势近似一致，4～7 月为一年中回波面积最大的四个月，即该观测时间段内降水范围分布较广，其中6 月降水分布最广。

墨脱地区强回波所占比例逐月变化图（图8d）中平均值与箱型数据变化较为一致，箱型数据与平均值廓线均显示强回波比例自3 月起开始增加，6月强回波所占比例达到最大，随后开始减小。据此认为6 月是一年中是强降水发生最多的月份。

以上分析表明墨脱地区云降水宏观特征具有逐月变化规律。雷达探测到的降水回波顶高、面积以及强回波发生频率均从11 月起逐步增大，在6 月达到最大值，随后波动下降。该现象表明在进入4月后，降水频次、对流性降水、降水范围均在逐渐增大，其中以6 月最为显著。但从4 月起降水回波强度值却有所下降，这是由于4 月后墨脱降水大量增加，增加的以弱降水回波为主（图6a）。图8分析结果与图6 一致。

3.2 云降水宏观特征日变化

根据上述3.1 节对墨脱X-PAR 月降水回波强度、顶高发生频率分布的统计与回波强度、顶高、面积与强回波发生频率逐月变化特征的分析，发现该地云降水宏观特征具有明显的逐月变化规律。结合Zhou et al.（2017）提出的高原季风指数（ZPMI），其中ZPMI 在4～10 月为正，在11～3 月为负，将一年分为雨季（4～10 月）与旱季（11～3 月）。随后对旱季与雨季中云降水宏观特征的日变化规律进行讨论。

图9 给出了两个季节降水回波强度、顶高发生频率分布的日变化，其显示雨季回波强度、顶高分布范围大于旱季，雨季降水回波发生频次明显高于旱季。降水的发生频次与超过4 km 的回波顶高有明显的日变化，旱季降水回波主要发生在18:00～20:00 与00:00～02:00，雨季发生在23:00～09:00。在00:00～09:00 雨季降水发生频次近乎是旱季的2 倍。

图9 不同时间回波强度、顶高发生频率分布：（a）旱季回波强度；（b）雨季回波强度；（c）旱季回波顶高；（d）雨季回波顶高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

为了定量分析这些参量的日变化，图10 给出了回波强度、顶高、面积以及强回波发生频率平均值的日变化，图中空心菱形表示旱季，实心菱形表示雨季。其中雨季的平均回波顶高约比旱季高1 km（图10b），回波面积比旱季大150 km2左右（图10c），强回波所占比例始终大于旱季，说明雨季降水垂直发展更加旺盛，强降水出现次数增加，降水范围增大。图10a 中雨季的平均回波强度约比旱季小1 dBZ，这是因为进入雨季后，降水频率较旱季显著增加，但增加的降水主要以弱回波（15～25 dBZ）降水为主（图9a），从而导致雨季降水回波强度平均值减小。两季平均顶高日变化趋势近似一致，均是在下午（旱季17:00，雨季15:00）达到最高值，夜晚存在有顶高次峰值（旱季00:00，雨季01:00），两季的日最强对流均发生在下午。在旱季，平均回波面积日变化趋势与顶高近似相同，面积自上午（10:00）开始增加，下午（19:00）达到最大，凌晨（02:00）开始减小。雨季的回波面积日变化趋势不同于顶高，平均面积从夜晚（22:00）开始增加，在凌晨（03:00）达到最大。上述参量日变化情况结合图9 对回波发生频次的分析，得出旱季日降水主要出现在下午和上半夜。对于雨季，虽然雨季下午强对流活动旺盛，但其下午的回波面积与回波发生频率远小于夜晚，因此认为雨季日降水峰值主要出现在下半夜。

图10 观测数据平均值的日变化：（a）回波强度；（b）回波顶高；（c）回波面积；（d）强回波发生频率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 旱季与雨季云降水垂直分布特征

为了探究墨脱地区云降水垂直分布特征，对回波强度的垂直分布进行了统计，结果如图11 所示。旱季回波强度分布在10～30 dBZ，回波发生海拔高度集中在2～5 km。雨季回波强度范围为5～33 dBZ，高度2～7 km。雨季回波频率增加部分回波强度主要分布在10～30 dBZ，对应高度在2～3 km。对比图11a 与图11b 发现，雨季的回波发生频率、回波强度分布范围以及回波高度范围均大于旱季，即雨季相较旱季降水回波数量明显增多，对流降水活动发展更加旺盛。

图11 观测时间段内回波强度的垂直分布：（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变化

为了进一步探究墨脱地区云降水垂直分布日变化特征，统计两个季节的不同高度回波强度分布的小时变化，结果如图12 与图13 所示。图12 旱季日变化显示，降水发生频率从14:00～15:00 开始增加（图12h），18:00～19:00 频率达到最大（图12j），随后开始减小，00:00～00:01 其值再次增大（图12a），04:00～13:00（图12c-g）频率持续减小。频率增大区域回波强度主要分布在15～25 dBZ，海拔高度分布在3～4.5 km。图13 雨季日变化显示频率在18:00～19:00 开始增大（图13j），00:00～07:00达到一天中的最大时段（图13a-d），随后频率持续减小。频率增大的区域回波强度分布在10～30 dBZ，海拔高度分布在2～3 km。

对比旱季与雨季回波强度垂直分布日变化特征发现（图12 与图13），雨季降水回波发生频率整体在各个时刻均大于旱季。旱季回波发生频率存在两个日峰值，分别为当地时下午16:00～17:00（图12j）与夜晚00:00～00:01（图12b）。雨季，在当地时夜晚22:00～05:00（图13a-d）频率最大。对比两季回波发生频率增大区域，发现旱季3 km 以上回波频次高，而雨季3 km 以下较高。据此，认为旱季有两个日降水峰值分别是下午与上半夜，雨季日降水峰值则发生在下半夜。雨季雷达降水回波数目远大于旱季。雨季降水更多，更旺盛。

图12 旱季回波强度垂直分布的逐时变化Fig.12 Hourly variation of the vertical distribution of echo intensity in the dry season

图13 雨季回波强度垂直分布的逐时变化Fig.13 Hourly variation of the vertical distribution of echo intensity in the rainy season

3.4 日变化结果分析与对比讨论

通过定量分析墨脱X-PAR 观测数据的日变化发现旱季日降水主要发生在午后与上半夜，雨季降水以下半夜降水为主。墨脱地区三面环山，呈高山峡谷地形，是雅鲁藏布峡谷水汽通道的主体入口。受水汽通道的影响，该地区水汽充足，异常湿润，长期云雾缭绕。考虑到墨脱地形与该地的气候认为墨脱旱季雨季夜晚降水多是由云顶辐射强迫冷却（Bhatt and Nakamura, 2006）与夜间山风的盛行（Chen et al., 2012）共同引起的。在季风爆发后，来自印度洋的大量水汽涌入墨脱使墨脱雨季降水更加频繁，对流活动发展更加旺盛。

Chen et al.（2012）分析夏季季风时期（6～8 月）藏东南山谷站雨量计数据，结果表明在27个台站中的24 个台站显示夜间峰值主导了这些台站的日降雨模式。平均降雨量日变化曲线显示在当地时03:00 时达到日最大值。另外，这些台站在下午17:00 存在有弱峰值。图14 统计了墨脱X-PAR 6～8 月观测数据的日变化情况。夏季季风时期平均回波顶高自上午10:00 开始升高，下午15:00 达到最高平均顶高3.6 km，次顶高峰值出现在01:00（图14a）。平均回波面积与顶高日变化趋势不同，其自16:00 起增大，最大面积平均值770 km2出现在凌晨04:00（图14b）。回波发生频率在不同小时间的分布指出6～8 月回波数量主要出现在00:00～09:00（图14c）。顶高发生频率日变化趋势分布与回波强度的发生频率对应关系较为一致。图14 的分析中指出在夏季季风时期回波面积在夜晚大，回波顶高高，回波发生频率大，因而得出夜晚降水峰值的结论。该雷达回波面积最大值与回波数量峰值出现时间与Chen et al.（2012）指出的降雨夜间峰值时间较为一致。

图14 夏季季风期间（6～8 月）(a)平均回波顶高、(b)平均回波面积日变化曲线与不同时间(c)回波强度与(d)回波顶高的分布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）与冯锦明等（2002）通过分析GAME-Tibet 期间（6～8 月）在高原主体那曲地区获取的多普勒雷达资料，指出那曲地区回波顶高与面积日变化趋势一致，从当地时06:00 开始增大，当地时下午14:00 为顶高最高、面积最大的时刻，此时云中对流活动最强，夜晚到次日凌晨逐渐消散，呈单峰变化。图14 墨脱夏季季风时期XPAR 观测数据统计结果与那曲相比较发现，那曲地区的回波顶高高于墨脱，墨脱的顶高与面积日变化趋势与那曲并不相同。墨脱顶高平均值日变化显示一天中顶高存在两个峰值分别为下午的最强峰值与夜晚的次峰值。墨脱回波面积虽然呈单峰变化但区别于那曲的下午峰值，峰值出现在凌晨。另外，两地区日降水峰值也存在差异，那曲降水多发生在下午与上半夜，墨脱降水多发生在下半夜。两地夜间降水形成的原因也不相同，那曲夜间降水主要是由于对流云开始消散转向层状云降水（常祎和郭学良, 2016），而山谷风与辐射冷却是导致墨脱夜间降水的主要原因。本文对墨脱旱季日变化特征的研究中指出旱季回波顶高、回波面积均在下午达到最大值，夜晚至凌晨消散，降水多发生在下午及上半夜，其云降水特征与那曲夏季风时期降水特征较为相似。

4 结论

为了探究藏东南墨脱地区的云降水宏观特征，本文利用X-PAR 在该地区获取的2019 年11 月至2020 年10 月一整年的观测数据，对该地云降水宏观特征的月变化、日变化、垂直变化进行了统计并完成了初步讨论，得到了以下结论：

（1）墨脱地区云降水特征具有逐月变化规律。X-PAR 降水回波顶高、面积、强回波发生频率自4 月起开始增加，6 月达到最大值，随后开始下降。一年中降水以6 月最为显著，11、12 月降水最少、对流活动少。4～9 月中增加的降水回波主要以弱回波（15～25 dBZ）为主，该现象导致4～9 月降水回波平均值略小于10～3 月。根据降水回波月变化分析讨论结果同时结合高原季风指数，将一年分为旱季（11～3 月）与雨季（4～10 月）。

（2）通过对墨脱地区云降水回波日变化特征的研究可知，墨脱雨季降水回波发生频率、顶高、面积、强回波所占比例均大于旱季，且降水回波强度、顶高的分布范围也大于旱季，表明雨季降水数量多于旱季，对流活动频繁。另旱季、雨季的回波顶高日变化趋势相似，自上午10:00 起升高，分别在下午17:00 与15:00 达到最高，夜晚次峰值分别出现在00:00 与01:00。两季回波面积日变化趋势不同，旱季最大回波面积出现在19:00，面积次峰值在01:00，雨季面积自22:00 起增大，在3:00 左右达到最大。降水回波发生频率日分布显示旱季在18:00 与01:00 回波发生频繁，雨季03:00 回波最频繁。旱季降水回波顶高、面积、发生频率在下午与夜晚均存在有较大值，认为旱季降水主要发生在下午与上半夜。雨季虽然顶高在下午与夜晚较高，但面积与回波发生频率在下午值较小，在凌晨有最大值，认为雨季降水主要发生在下半夜。

（3）两季节回波强度垂直分布显示墨脱降水回波强度大小几乎不超过30 dBZ，旱季降水回波主要发生在3 km 以上，雨季回波多发生在3 km以下。

（4）通过对比墨脱X-PAR 与那曲多普勒雷达在夏季季风期间降水回波顶高、面积的日变化发现，夏季季风期间那曲地区的回波顶高高于墨脱地区，两地顶高与面积的日变化趋势存在差异。那曲回波顶高与面积自当地时上午10:00 开始增大，下午14:00 达到最大，在夜晚至凌晨消散。而墨脱顶高日变化显示顶高有两个峰值，在当地时13:00 有最大顶高，23:00 为顶高次峰值。墨脱面积自当地时间19:00 起增大，凌晨02:00 达到最大回波面积。夏季季风期间两地日最强降水出现时间也不同，墨脱最强降水出现在下半夜，而那曲出现在下午与上半夜。那曲夏季季风期间的云降水日变化特征近似墨脱旱季。