第2讲 气象目标特征

1、电子工程学院大气探测学院第六章 气象雷达信号处理基础（二）气象目标特征 1.气象目标散射现象及散射特性2.后向散射截面3.单个小球形粒子的散射瑞利散射4.单个球形粒子的散射米散射（Mie散射）5.粒子群的散射6.球形水滴和冰粒的散射7.晴空回波的散射和反射机制8.雷达电磁波及其传播环境9.衰减气象目标对电磁波的散射 散射现象：当电磁波束遇到障碍物，或在大气中传播，遇到空气介质或云滴、雨滴等悬浮粒子时，入射电磁波会从这些介质或粒子上向四面八方传播开来。散射波入射波散射开来的电磁波称为散射波 球形粒子对电磁波散射的物理实质：球形粒子对电磁波散射的物理实质： 当交变的入射电磁波遇到直径与波长可比拟的

2、介质球时，在介质上因极化而产生交变复杂的电荷分布，并存在复杂的电荷梯度及电流分布，介质球就产生磁效应。交变的、复杂的电和磁的变化，可以用电和磁的多极子表示，多极子的振荡过程，就是介质产生散射波的过程。空间某一点上的散射电场，就是各阶极子在该点产生的场的叠加值。 障碍物漫反射； 微粒粒子在入射电磁波极化下作强迫的多极极化下作强迫的多极振荡振荡，从而发出次波（散射波）。 粒子对电磁波的散射只改变电磁波的传播方向,不会改变能量大小. 电磁波传播中的吸收：能量转换为热量，电磁波能量受到衰减衰减 散射特性取决于电磁波波长电磁波波长和粒子等效直和粒子等效直径径d d的比例关系。的比例关系。 当粒子为d的小

3、粒子时的散射,称为瑞利散射,当d的大球形质点的散射,称为米散射。n设有一理想的散射体，其截面为 ： n 它能全部接收射到其上的电磁波能量，并全部均匀地向四周散射，若该理想散射体返回雷达天线处的电磁波能流密度，恰好等于同距离上实际散射体返回雷达天线的电磁波能流密度，则该理想散射体的截面就称为实际散射体的后向散射截面。 22( )( )44:.:.:iSSiiSSSSrrSSSr则有:到达降水粒子的入射波能流密度粒子后向散射到雷达天线的能流密度粒子到雷达的距离 由于实际粒子不是理想的散射体，所以粒子的后向散射截面积不等于它的几何截面积。通常小于几何截面积。 后向散射截面与几何截面的比值称为标准化的

4、后向散射截面，用 表示b1b后向散射截面后向散射截面常用来表示雷达观测中向后方的散射能量，或回波强度。说明说明：1.假想面积2.描述目标在一定入射功率下后向散射功率能力的量。3.该量以面积单位来描述。面积越大，后向散射能力越强，产生的回波功率也就越大。雷达目标1目标2雷达发射功率及天线增益相同，如果目标的等效散射截面积不同，则后向散射强度不同，即目标2的回波强度大于目标1的回波强度 是复折射指数；n是普通的折射指数，K是吸收系数ra2iKnm可见，Rayleigh散射时，散射截面的大小与粒子的物理性质、粒子半径r、波长有关。225622264221281213232irmmamm瑞利散射是对于

5、瑞利散射是对于d的小球形粒子的散射的小球形粒子的散射。当满足瑞利散射条件时，散射截面积可由下式表示：n对于瑞利散射而言，a0.13时，用瑞利公式计算会产生误差，a越大，瑞利散射误差就越大。 Mie散射建立了包括大，小粒子在内的普遍的球形粒子散射理论。 （1）粒子是球形的，粒子内外都不含自由电荷，散射粒子不是导电体； （2）粒子内、外介质是均匀各向同性的，粒子外介质一般是空气或真空； （3）入射电磁波随时间作简谐变化。（1）散射波是以粒子为中心的球面发散波；（2）散射波是横波，且是椭圆偏振波；（3）散射波和入射波同频率；（4）散射波能流密度是各向异性的；大部分能量集中在0度附近的方向上，a越大，

6、向前散射的能量占全部散射能量的比重越大。（5）散射波性质与入射波波长、散射粒子 半径r、粒子及环境的物理特性等有关。 （ ）aa=1（ ）ba=3粒子群散射造成的回波功率的脉动 表现特征：表现特征： 在PPI显示器上，表现为这种涨落使降水回波边缘显得模糊。 雷达波长越小，波动性越大。 原因：原因： 由于散射能量同时到天线处的许多降水粒子之间相对位置不断变化，从而使各降水粒子产生的回波到达天线的行程差也发生不规则的变化。 探测云时也有同类情况，但回波的脉动要弱。 各粒子的散射波符合叠加原理 合成回波的场强 ： 通过以上的分析可知，粒子群内各粒子之间的无规则运动，导致粒子群造成瞬间的回波功率脉动。

7、个回波的初相是第iRtEkRtEtEiiNiiiNiii:2)cos()cos()(11 2 2、平均回波功率、平均回波功率 粒子群造成的回波功率对时间的平均值是较稳定的，在数值上等于每个粒子各自产生的回波功率的总和。 该式说明：在一个体积块内，N个粒子回波功率的时间平均值，等于各个粒子的回波功率的和。 为了得到比较稳定的数值，只需要对回波功率Pr进行时间上的平均。NiimrEP12各粒子回波功率之和 大气中气象粒子的尺寸分布滴谱极广，因此散射归属不好确定 雷达回波为全部粒子散射的综合，难于得到完全意义上的解析公式和解析解 反射率（因子）与滴谱只有定性关系 米散射的后向散射函数：普遍的球形粒子

8、 其中，an、bn为散射场的系数 212)(12() 1(41)(nnnnbank2k 以入射波能流密度Si乘上雷达截面积 ，得到一个散射粒子的总散射功率；当散射粒子以这个总功率作各向同性散射时，散射到天线处的功率密度正好等于该粒子在天线处造成的实际的后向散射能流密度。 因此可以从粒子的雷达截面积的大小去了解它所造成的后向散射的大小。24624225624220.13161( )24( )1,3222rarmmDmmniKm 在时代入中同式瑞瑞利利散散射射经过距离R散射到天线处的散射能流密度为：)()(2RSSiS2( )4( ):, :4( )SiSiSRSSRS 从粒子发出的各向同性散射功

9、率到雷达距离入射波功率所以，24624225624221161( )24( )1,2rarmmDmmniKm 在时代入中瑞利散射下瑞利散射下的雷达截面的雷达截面计算公式计算公式 雷达反射率反射率:单位体积内全部降水粒子的雷达截面之和。iNii功率大小子在天线处造成的回波反映单位体积内气象粒大小在天线处的回波功率的反映一个粒子后向散射:1引进反射率的概念不仅是为了考虑单位体积内的云、雨粒子的数目，还考虑到它们的滴谱的分布造成的每个粒子回波截面积的不同。iKnmmmDmmr,212164222465222465单位体积内的粒子数粒子密度大小在天线处的回波功率的反映一个粒子后向散射:)(:)(21)

10、()(06222450dDD，nndDDDnmmdDDDni雷达观测到的回波功率雷达观测到的回波功率Pr的均值是一个与气象粒子，雷达相关的物的均值是一个与气象粒子，雷达相关的物理量。不同的雷达、不同的距离上观测出的功率不相同。理量。不同的雷达、不同的距离上观测出的功率不相同。因此不能简单地通过回波功率来比较云、雨的不同。因此不能简单地通过回波功率来比较云、雨的不同。为了使不同波长的雷达所观测到的云雨等情况可以直接比较，使观为了使不同波长的雷达所观测到的云雨等情况可以直接比较，使观测回波与雷达无关，引入雷达反射率因子这个量测回波与雷达无关，引入雷达反射率因子这个量Zmm2224521关系:反射率

11、因子:06)(dDDDnZ所以，Z的大小取决于云、雨滴谱的情况，可以通过对云雨观测求得。也可以通过雷达气象方程求算。同时Z与D的六次方成正比，说明少数大水滴将提供散射回波功率的绝大部分。2 . N D i分 布6i1 .粒 子 大 小 分 布雨 滴 数 （）m/0.4m m3（）m/m m/0.4m m63ND i6i1 041 031 021 011 . 00 0 . 8 1 . 6 2 . 4 3 . 21 041 031 021 011 . 0 / 与a的关系 MRMR2.01.00.30.030.10.31.03.010cm3cm1.7cm0.9cm=RMara2 云滴半径：只有510

12、um，最大也不超过50um 雨滴半径：一般都在0.251.5mm之间，其中以0.35 0.45mm范围内为最多。也有大于2mm的，但当半径大于3mm时水滴有时会在气流作用下发生破裂 厘米波测雨雷达对于云滴，瑞利公式完全适用 C波段5.6cm和S波段10cm雷达，瑞利公式对绝大多数的雨滴也适用 3.2cm波长雷达，要订正 水滴半径在0.51.0mm内时，用瑞利公式计算的雷达截面误差不超过20%30%C波段X波段S波段C波段 如果在散射体积内包含大粒子或其他非瑞利散射粒子的情况下,则引入等效反射率因子概念. 反射率因子Z是用瑞利散射公式推导出来的，只适用于小粒子探测。 当气象雷达探测大粒子时，由于

13、不符合瑞利条件，因此得到的数据也不能真实表示大粒子的回波强度。 如冰雹等大粒子，此时气象雷达方程所求出的Z不能代表真实的滴谱分布，只是一个与之对应的等效Z值。用Ze来表示。 Ze的意义： 能够产生同样回波功率 ，与小球粒子的 等效的Z的数值 从而在Mie散射下，只要以Ze代替Z值，气象雷达方程仍可保持瑞利散射的简单形式。 等效反射率因子Mie散射下的气象雷达方程保持瑞利散射的简单形式 2426521102MimZeZm6iDrP2426521102MimZeZm式中：波长单位：cm，面积单位：cm2Ze的单位：mm6/m3因此，在直接计算Ze时，1)应先测定实际粒子的滴谱2)再计算雷达截面积(

14、由瑞利散射公式算 ，及比较图表计算 )3)再计算Ze.iiM 小雨: 中雨: 雷暴雨: 冰雹、龙卷：)/(10362mmmZe)/(10103643mmmZe)/(10103675mmmZe)/(10103654mmmZe 瑞利散射区瑞利散射区: : 冰粒满足的瑞利散射的半径可以比水滴大 水滴散射是同半径冰粒散射的五倍水滴散射是同半径冰粒散射的五倍 当 时，雷达截面比粒子几何截面要小得多。但雷达截面与粒子直径按 关系 增大 米散射区米散射区: : a=0.11时，雷达截面积近似于几何截面，但随比值增大，呈现振荡变化。 大冰球粒子的雷达截面甚至比同体积水球大大冰球粒子的雷达截面甚至比同体积水球大

15、1010倍倍,大冰雹时回波特别强 1i6D3.2cm冰球水球1001010.10.0100.41.22.02.83.64.4 4.8a雷达在大气中的无云区,或在由不可能被探测到的很小的粒子所组成的云区内探测到的回波称为晴空回波PPI和RHI上呈现的回波有两大类:1. 一类是点状回波,鸟或昆虫造成2. 一类是层状回波,不接地的薄而弱的回波大气中存在折射指数不均的区域,湍流大气造成的散射分层大气中存在折射指数垂直梯度很大的区域.形成的镜式反射 大气湍流是大气中的一种重要运动形式，它的存在使大气中的动量、热量、水气和污染物的垂直和水平交换作用明显增强，远大于分子运动的交换强度。大气湍流的存在同时对光

16、波、声波和电磁波在大气中的传播产生一定的干扰作用。 在大气运动过程中，在其平均风速和风向上叠加的各种尺度的无规则涨落。 这种现象同时在温度、湿度以及其他要素上表现出来。大气湍流最常发生的3个区域是： 大气底层的边界层内。对流云的云体内部。大气对流层上部的西风急流区内。 理论研究认为: 大气湍流大气湍流运动是由各种尺度的涡旋连续分布叠加而成。其中大尺度涡旋的能量来自平均运动的动量和浮力对流的能量；中间尺度的涡旋能量，则保持着从上一级大涡旋往下一级小涡旋传送能量的关系；在涡旋尺度更小的范围里，能量的损耗起到了主要的作用，因而湍流涡旋具有一定的最小尺度。在大气边界层内，可观测分析到最大尺度涡旋约为

17、1千米到数百米；而最小尺度约为1毫米。 不同尺度的湍流块相当于具有不同间距的空间衍射光栅，而不同间距的衍射光栅对于不同的散射角上的散射能量有明显的贡献，也即恰巧可以在该方向上形成衍射的“亮点” 湍流大气对雷达波的反射率: Cn:大气折射率结构常数.L0是湍流外尺度；M是水平折射率的垂直梯度；a为一无量纲常数 (page115)3/1239. 0nc23/402MLaCn 电磁波的辐射在空间的分区为:近区场,费涅尔区(中区场),夫琅和费区(远区场).雷达工作在远区. 前两个区由于距发射源距离太近,呈现明显的波动性,具有感应场的特点.而第三区则呈现辐射场的特点,电磁波在该区可具有光的直线传播特性.

18、 当大气中折射率水平分布比较均匀，而垂直方向存在很大梯度结构时，会引起雷达波的反射，这种反射称为费涅尔反射，也称作部分反射或镜式反射 对于两侧具有一定差值的过渡层而言，层越薄，或者波长越长，反射系数也就越大,反射特性表现越强.波长越短,反射系数越小,反射特性表现越弱 所以对该特征的探测,适应较长的波长,通常微波天气雷达由于波长短,难以探测到该机制产生的回波.反射折射1. 标准折射2. 临界折射3. 超折射4. 无折射5. 负折射 电磁波在大气中传播，若遇到大的物体，如山、建筑物、飞机和海浪等或大气结构发生突变(即存在大气折射率的突变层时)都会产生反射现象。反射现象也会造成回波，常见的有地物回波

19、、海浪回波及窄带回波等。 由于大气密度的不同，导致大气中折射指数分布不匀性，会产生电磁波的折射，使电磁波的传播路径弯曲。 电磁波的折射对雷达的探测带来严重影响。1221sinsinnnn1,n2为折射指数，它等于电磁波在真空中的传播速度c与电磁波在介质中的传播速度v的比值：vcn 大气折射110)()(4810)()(6 .77)(6hThPhPhThnw。，dhhdn。，dhhdn；，dhhdn：dhhdnK：，hndhhdnhnK波束直线传播当波束向上弯曲当波束向下弯曲当所以所以度时当天线仰角为0)(0)(0)()(900, 10003. 1)()()(sindhdnRRReem1dhdn

20、RKKKeem1 在标准大气情况下， 为实际地球半径的4/3倍。此时， 波束路径向下弯曲，这种折射称标准大气折射，亦称为正常折射。 在标准大气折射时，曲率半径为25000km，约4倍于地球的半径。 标准大气折射时可能使最大探测距离增大了16。 kmRm8500010415kmdhdn：K曲率 当波束路径的曲率与地球表面的曲率相同时，即波束传播路径与地表面平行，则称为临界折射。 等效地球半径 15107 .15kmK 当波束路径的曲率大于地球表面的曲率时，即雷达波束在传播过程中将碰到地面，经地面反射后继续向前传播，然后，再弯曲到地面，再经地面反射，重复多次，雷达波束在地面和某层大气之间，依靠地面

21、的反射向前传播，与波导管中的微波传播相似，故称大气波导传播，又称超折射。 等效地球半径 0mR15107 .15kmK 雷达回波显示中，地物回波显著增多，增强。 平显上，超折射回波常常是一些呈幅轴状排列的短线。强度大时可以连成片。 超折射回波常出现在某些方位和距离上，这是由于在同样的天气背景下，那里的局地条件更有利于形成超折射的缘故。 在高显上，超折射回波与地物回波相似，呈短而窄的柱状，两头拔尖，高度较低。 在大气层中，形成超折射的气层通常只是近地面很薄的气层（100-1000m），所以适当提高仰角，雷达波能穿透超折射层，超折射回波大大减少。 超折射是因为大气中折射指数n随高度迅速减小造成。折

22、射指数随高度迅速减小，必须是气温向上递增，同时水汽压向上迅速递减，也就是常说暖干盖的大气层结。因此有人把早上雷达探测到超折射回波，作为午后可能发生强对流天气或晴天两种截然不同天气的一个指标 超折射回波超折射回波 当大气状况为超折射时，在雷达回波上会出现当大气状况为超折射时，在雷达回波上会出现平常探测不到的远距离地物回波平常探测不到的远距离地物回波超折射回波超折射回波。在在平显上平显上，超折射回波常常是一些，超折射回波常常是一些呈辐辏状排列的短呈辐辏状排列的短线线。当超折射回波强度较大时，这些短线的回波互。当超折射回波强度较大时，这些短线的回波互相弥合成片状。有时，回波的分布与地形地物十分相弥合

23、成片状。有时，回波的分布与地形地物十分的一致，显示出平时看不到的山脉、河流。超折射的一致，显示出平时看不到的山脉、河流。超折射回波常出现在某些方位和距离上，这是由于在同样回波常出现在某些方位和距离上，这是由于在同样的天气背景下，那里的局地条件更有利于形成超折的天气背景下，那里的局地条件更有利于形成超折射的缘故。射的缘故。在高显上在高显上，超折射回波与通常的地物回，超折射回波与通常的地物回波相似，呈短而窄的柱状，两头发尖，高度较低，波相似，呈短而窄的柱状，两头发尖，高度较低，只是数量更多些，排列更紧密些。根据这些特点，只是数量更多些，排列更紧密些。根据这些特点，就可以在显示器上区别降水回波和超折

24、射回波。就可以在显示器上区别降水回波和超折射回波。春夏之季，春夏之季，雨过晴夜，雨过晴夜，上干下湿上干下湿的辐射逆的辐射逆温易出现。温易出现。地物回波地物回波异常增多，异常增多，米粒状，米粒状，辐辏状辐辏状。 如果雷达波束沿直线传播，无折射现象，又可称为零折射。这时K=0，Rm=Re，大气是均质的。在一般情况下，大气不会出现这种情况 如果雷达波束不是向下弯曲，而是向上弯曲，出现这种折射时，称为负折射。这时的K0，等效地球半径实际的地球半径。这种折射现象在大气中有时可能出现。当暖湿气流沿冷锋面上爬时，可能造成，即(干绝热递减率)时，可使K0。 这时，正常折射时能观测到的目标观测不到了。 衰减对气象雷达信号的不利影响： 一是由于衰减的存在，同一方向上远处降雨的后向散射能量的定量测量比近处要难得多。 二是如果传输通路上的衰减太大，则强吸收区域后面的降雨单元来的信号有可能被完全衰减掉。 部分气象雷达需要测定传播路径上的衰减大小，从而可以通过算法修正来检测出远目标的真实回波强度。 水汽主要的吸收带，水汽对雷达波的衰减还与水气密度、气压、温度等大致