气象仪器和观测方法指南-第26章雷达测量

概

第26章测本章主要讨论用于观测大气水凝物的气象微波——天气特别着重于为支持气象和水文天气，气象具有探测降水和由局部的温度和湿度变化所引起的大气折射指数改变的功能回波3~10cm信号经空间介质过分的衰减，一般不能应用于业务预报。较低频率的具有探测晴空折射指数，有些研究性采用在两个发射的偏振方向上所测得的反射率因子和接收的波形持续探究以便多普勒具有确定发射脉冲与接收脉冲之间相位差的功能这种相位差可用来测量粒子的平均了新的重要参量，大多数新的系统均具有这种功能。特性，术语26.3气象已发现观测最大的作用在于强天气探测、和。任何一部的特性不可能对所有的应用都是理想的系统的选择标准通常在满足某几项应重复频率（PRF）的选择尤其重要。因此，用户在确定指标之前应当在应用和气候学方面仔细地。强天气探测。是一个在广阔区域内对强天气进行监测的惟一现实的地基监测回波的强度范围和特征可用来识别强天气区这些风暴包括可能伴随冰雹和破坏性风的雷暴多普勒为识别和量伴随的阵风锋下击暴流和龙卷的强风增加了一个新的它标称的覆盖距离约200k这一距离足够用于当地短距离内的预报和。网可以用于扩展覆盖范围（Brownng等，1982。天气尺度和中尺度系统的监如果没有大山的遮挡可以在大面积区域（例如距离220km面积152000k2对有关200km。组网能够扩展覆盖面积而且也许更经济有效提供了一个对降雨进行描述的较好方法。在那些经常发生高强度和大范围降雨的地区，选择波长为10cm的进行天气监视可以得到保障。在其它一。表 频标称值L53KW*最常用的天气波段表 一些气象的参数和单等效或有效反射率（Equivalentoreffective平均径向速度(Meanradial差示反射率因子(Differential圆退偏振比(Circulardepolarization线退偏振比(Lineardepolarization差示相位(Differentialpropagationdegρ*Propagationphase表 物理参数和单符参单CFmW或T脉冲重复时间Ωdegs–1或*φθτγ降雨估用于降雨强度估值有很长的历史，而且在时间和空间上对降水总量和分布具有较好的分辨aldvogl关于测量降水当前的工艺、技术、问题与缺点，以及有效性和准确度的综合讨论由典型系统的地基降水估值是在典型值为2km2的范围内，取5~10分钟时段，以1°的波束调整估值，可以增强二者之间的一致性。气象通过观测可得出一系列气象产品，以支持各种应用。由天气观测构成的产品取决于的类型、讯号处理特征以及相应的控制和分析系统。大多数现代能自动实施体积扫描程序，x-y坐标平面。对典型的多普勒天气来说，显示的变量包括反射率因子、降雨率、径向速度和谱宽。每一图下面列出了在本章中将要讨论的测量值及其气象产品量进行显示。这是传统的显示方法，主要用于天气监视；距离高度显示器（RHI）是显示在某一方位上一定高度扫描中获取的变量，典型扫描仰角从0°到90°。这也是传统的显示方法，它能够显示详细的剖面结构信息，并且可以用来识别强风 垂直积分液态水（VIL）（AD（VVP风暴来自复杂软件的产品，用于确定风暴单体的轨迹，并预测风暴质心的未来位置准确度要对准确度的要求取决于观测的最重要的应用。适当地安装、校准和的现代，其性能只考虑系统的误差，可测量的参数能够在可接受的准确度范围内予以确定（表表 准确度要可接受的准确度φγZσ*4m2s–2的高斯谱分布，当谱宽增长时，速度准确度变差，而技及其对天气现象探测的原理早在20世纪40年代就已确立。自从那时起，在改善设备、提高讯号和数据的处理以及解释说明方面均取得了长足的进展。感的读者可以参考一些较详尽的文Atlas（1964；1990，Sauvageot(1982)术的论述；Doviak和Zrnic（1993）有关多普勒原理和应用。下面是原理的简要综述形式进入大气中。图26.1给出了定向天线在弯曲的地球表面发射一个电磁能量的脉冲波束及接离的增加而增加。例如，标称的宽度为1°的波束，在作用距离为50，100和200km时，分别扩展为0.9、1.73.5km。机。由于电磁波以光速（即2.99108ms1，通过测量脉冲发射及其返回的时间，就可以确定图 脉冲天气电磁波在大气中的ha是天线位于地球表面以上的高度，R是目标物的距离，h/2是脉冲长度，H是脉冲位于地球表面以上的高度返回的回波信号强度是组成目标物的降水粒子的浓度尺度和水的相态的函数因r有关“距离方程”把从目标物返回的功率与特征及目标物参数相联系。（h/2有起伏。从天气目标进行单一的回波强度测量，它们是没有什么意义的。至少要将25到30个脉冲合（Smith,1995降水目标的方pr

PhG2K21018K21018 r

；G发射体的增益；b、b是天线辐射模式在－3dB单向发射时分别在水平和垂直方向的波束宽度位为弧度；是发射波的波长，单位为m；K2是目标物的折射指数因子；r是从 单位为m；Z是反射率因子（通常在对目标物性质不太了解时，认为它是等效反射率因子Ze）单位为mm6m3。之外，参数是相对固定的，如果发射机以恒定输出工作并保持不变，则方程可以简化为CKCK2这里C是常数

Pr r

1995瑞利散射近似值时，即满足D0.06；ZK2忽略多次散射（粒子之间的测量得到的平均功率（Pr）是在足够多的脉冲基础上的平均值，或者能够代表目标脉冲容积常规常规天气的组成包括常规天气可能是非相干的，即连续脉冲的相位是随机且未知的来自气象目标的后向散射功率的量级在108到1015瓦特之间，覆盖距离从可探测的由最强到最及其它先进的特征）线性的科研刚刚引入（Keeler,Hwang和Loew，1995。必须在处理Z

这里Z的单位是mm6m3。在许多情况下，粒子的数量、组成和形状并不清楚，于是定义了一个等效dBzdBz=10log10Ze心线的偏离角度θe该偏离线处的功率为轴向功率的二分之一，θe

这里θe的单位是度，d是天线直径，与λ的单位一样。较好的天气波束宽度为0.5~1°天气的作用距离，除仅用于雷暴探测的长距离外，通常在200km的量级。在某一仰角的0.4km1.5km200k重复频率（方程(265）F时，它不成问题。例如，RF250个脉冲每秒最大距离为600k在更高一些的F时如多普勒需要的典型值为1000个脉冲100k。一些新的发展或许会对这种状况有所改善（e1995多普

PRF4

PRF

于是，Vmaxrmax

8

的PRF能够增加作用距离。在没有更好的技术以排除这些局限获取不模糊的资料之前，需要有一个折衷的办法（Doviak和Zrnic，1993；Joe等1995。从此关系式还可以看出波长较长时会受到更高的限制。在数值关系中，对于典型的PRF值为1000Hz的S波段，Vmax=±25ms-1，然而同PRFX

Vmax=±8ms-1测量，但它可用于前节描述的常规操作中一些多普勒是全相干的它们的发射机采用非常稳定的频率源其中脉冲之间的相位是确定而且已知的半相干系统其相继脉冲间的相位是随机但却可以知道的它们比较便宜而且使用更为普遍典型的全相干在高功率输出放大器中采用速调管并且使和发射机一样来源于同时提高了对原本不易发现的晴空中弱天气现象的识别能力非相干和半相干的微波发射机通常个附带的优点是降低了对由于随机相位产生的第二和第三级误回波（来自超过最大不模糊距离的回波的多普勒响应尽管在相干中通过在发射机和中引入已知的伪随机相位干扰也能够达到同样的效果。非相干转化为半相干系统相对比较容易这一转换也应当包括更稳定的共轴类型的磁反射率因子和速度数据均可从多普勒系统中提取典型的目标物是水汽凝结（雨滴雪片使它们以不同的速度移动。于是速度场形成了速度谱—多普勒谱（26.2图26.2——天气回波和地面目标的多谱勒谱地面目标贡献集中在速度为零附近，谱形比天气回波窄得多对相继脉冲进行时间域内的比较来提取平均速度和谱宽。另一个较复杂的系统使用快速傅里叶（urierTPT前两个优点都不再是重要的因素了。不同有关不同的偏振的实验已经进行了很多年，试图发现它们在增强天气观测方面的潜Hendry，1990在目前应用中有两个基本的技术：一个系统发射圆偏振波，同时测量共极和正交偏振波；另技术由于使传统易于转化为具有偏振功能而显得更为普遍。然而，前一类型的系统有一些明显的还处于试验阶段。从传统来讲，在要求上的主要区别在于天线系统、电子校准的准确度和信号处时格外。ZDRZHZV10倍。ZeZDR进行对照比较，可以提示我们把目标物分为冰雹、雨、毛毛雨或雪（SeligaBringi，1976量的影响依赖于其扁平度并且它可以具体地由差分相位DP来示对于强降水测量来说DP有一些优势。Englih（1991）S20mmh–1DPZ。由于干扰介质对入射波束造成的传输效应能够控制目标的后向散射作用并且了对合成信号的解释。Bebbington（1992）提出了圆偏振参数，用偏振度来表示，它对传输效应并不敏感。这示随机取向的散射体，就像气载“毛草”或地物杂波（Holt等，1993地物和镀金属箔丝，能够列举的只是有限的几个。选择好的站址是抵御地物杂波影响的第一道屏（Skolnik，1970的后向散射与波长的四次幂成反比。因此，短波受地物杂波的影响较小。分散的目标物需要更加复杂的信号和数据处理技术一个在概念上比较有的方案是使用杂的微小变化带来的地面回波模式的起伏变化会导致杂波图使用的。一些适应性的技术（Joss还需要较大的尼奎斯特（Nyquist）间隔*。地面杂波和天气回波的谱宽通常分别远小于1ms–1和大于1~2ms–18ms–1Nyquist间隔。杂波通常是很稳定的，在光谱表示中可以看作是一个狭窄的、速度为零的尖峰信号（26.2。这一尖峰讯号有有限的宽度，因为地面回波的目标物，比如说摇摆的树，会产生一些关联的运动。从有限的序列中除去零速度（或DC）分量的时间域处理是Hamidi1981（100m。距离采样要在非常高的分辨率（小于100m）（1k离区，而不是对杂波区进行修正（sLee1993；Lee，llaBrunss，1995很广的异常传输情况下。偏振也能识别杂波。然而，需要做的工作以确定它的优点和缺点26.3信号的传输和散变。当波遇到降水和云的时候，部分能量被吸收，部分能量被散射到各个方向或返回站。大气Dutton1996常大气条件下，波沿着向地球表面方向微微弯曲的曲线。射线的路径可能向上（次折射，也可*降水场（GossardStrauch，1983大气200km3~4dB。这时做一些补偿工作是必要的，水汽凝结物引起的衰而，一定要认识到这种现象，并且利用一般性知识通过介入来减少它的影响。10cm3cm5cm时，则要获得较好的降水测量结果，我们建议不使用低于5cm的波长的（表26.5表 单程衰减关波长关系0.000343R050.0018R10.01R1表注：取自BurowsAttwood(1949)18℃时的单程衰减，Rmmh–1对于降水估值来说，可以作出关于衰减幅度的一般性描述。这种衰减依赖于目标的含水量，云和降水引起的确定的。瑞利发现如果粒子直径与波长之比小于或等于5K2D5K2D

（9.2，CPrrZK有关此方法和根据降水率（R）26.9晴空只能由灵敏度很高的才能够探测到晴空现象的等效Ze值为－5到Z5Z（6.）表 不同目标的典型后向散射体截人2mm尽管一般的处理方法是用Z和R来分析信号，在晴空中的散射特性与水凝物的散射还是大Cn2，作为距离的函数，它是折射指数起伏的均方值（GossardStrouch,1983速度测多普多普勒测速通过估算移动目标群体产生的频移来进行多普勒还提供与脉冲体积内回总功率和降水粒子的谱宽有关的信息。平均多普勒速度等于按其截面积计算的散射体的平均运动而且对于接近水平的天线扫描来说主要是指向和背离方向的空气运动同理谱就是速度分布的测量，即表示分辨体积内的切变或湍流。I，Q比率给出的平均相移。多普ss2（±s/±λs/4区间内的速度，这里λ是的波长。速度退除模糊技术包括双脉冲重复频率技术DPRF（Crozier等，1991；Doviak和Zrnic，1993）Smith1990PRF上收集，然后合并起来，生成一个新的具有扩展不模糊速度的径向速度值。例如，使用差异到扩展速度范围为±48ms–1（26.3）的退除模糊速度，模糊的程度减小了。连续性技术依赖于具有足够多的回波，以辨别存在的模糊速度并通过假设速度的连续性（如26.2节所述，使用过高的PRF（约大于1000Hz）会带来作用距离的限制，最大测量距离之外，等，1981垂直尺度测量结果的理想工具。然而从多普勒谱推导出垂直速度和DSD的准确度要受到两个具有很强数DSD0.25ms–1100%Sekhon1973通过它可以准确地确定垂直空气速度，并且它与DSD无关。在这种趋近中，有可能使得准确度的提速度图 测量的速度或速度差（ms-实线和虚线表示由不同脉冲重复频（对一C波段，分别为1200和900Hz）测得的多普勒速度，速度大于最大不模糊速度即出现。多普勒速度估值之间的差值（虚线）可用以识别的程度。从单个多普勒可实时地获得大量信息应当由单个估值的径向速度并不总是不模糊Lemon1990型的采色显示器上，位于±Vmax之间的速度被指定为15色的八分之一或。扩展到尼奎斯特（AD（LhermitteAtlas，1961零径向速度等值线的风与波束轴线垂直。利用彩色显示很容易对大尺度降水系统获取的VAD数模式揭示出一个S形零径向速度等值线（Wood和Brown1986。在其它情况下，代表急流的闭合等光学质量小的边界层中直至高出地平面3到5km的高度上成功地获得VAD风廓线和偏差估值VAD的测值和导出的垂直速度在深对流概率的预报中特别有用。自从20世纪70年代中期以来有关采用多重多普勒阵列来测量三维风场的实验已开始进行。仅有两部时，通过利用连续性方程也是可行的。误差来波束充很多情况下尤其在距的距离很远时脉冲体积内未被均一的降水完全充满降水强度通在小尺度上就有很大的变化在距很远的距离上脉冲体积的尺度增加同时地球曲率的影响100km反射率的估值也是重要的。降水垂直分布的非均一进行测量时，第一个感的参数通常是地面降水。由于波束宽度、波束倾斜和地球曲率的影响降水的测值比在相当大的深度上的平均值要高这些测量结果依赖于降水垂直分布的详情，Z-R3cm波束的阻取决于的安装波束可能会因位于和目标之间地形或物的原因而被部分地或完天线罩沾湿引起的衰多数天线通过一般由玻璃纤维制成的天线罩来对风和雨进行防护工程设计制造的天线罩对C1dB以下。电磁干地面杂由于地物杂波对雨回波的可能给降水和风的估值带来很大的误差首先可以通过制作良好的异常传的地物杂波很容易对培训的观测人员产生误导而且对一般正常地物波的处理办法很难把它完全天线准确0.2°以内。在地面杂波或强降水回波出现时，可能由于波束过宽或旁瓣的出现而产生误差。电子稳定子系统的变动控制在小于1dB范围内，或当发现故障时产生。处理准确距离方通过距离方程按气象参数Z对接收功率的测量结果进行的解释过程中有许多假设而假优化特。是一个高效观测系统特征和气候条件决定了其具体应用的有效性。对一部的设计不可能使其对所有的应用都最有效。可通过对特性加以选择，从而最大限度地满足一种或多种应用，例如飓风探测。在的时候，对于一般性应用而言，可以通过协调来满足用户的几方面要求。个重要的值得考虑的因素。通过参考距离方程可以使这些特性之间的许多相关性具体化，以下是。波价。它的原因既有材料用量的增加，也有在加大尺寸时为满足承受力而加大的难度。在天气感兴K，衰广义来讲，S波段的衰减相对较小并且一般不太明显。不考虑价格因素，S波段对在中纬度发射对目标的探测能力与输出脉冲峰值功率直接相关然而在实践中对由功率放大器技术决的输出功率大小是有限制的功率的增大不是提高对目标探测能力的最有效的例如加3d加。对灵敏度、天线增益或波长选择的改善也许是提高探测能力的更好办法。今天许多多普勒都基于磁控管。地面回波抑制和睛空探测应用都受益于速调管。另一方面来说，在一般业务波长，常规应能探测200km处0.1mmh–1量级的雨强，并且峰值输出功率量级约250kWC波段时更大一些。脉冲脉冲长度决定了在作用距离内的目标分辨率距离分辨力或区分两个分立目标的能力在1/20.3~4μs2μs300m，0.5μs75m假设脉冲体积内充满了目标脉冲长度加倍将使的有效灵敏度增加3dB然而却降低了目标进行的独立采样，同时提高了估值准确度。脉冲重复频率PRF应该尽可能高，以便在单位时间内获取最大数量的目标测量值。PRF的主要限制是不对第二重回波进行探测。大多数常规在对天气观测的作用距离之外有不模糊距离。即使在250km对多普勒系统来说，高的PRF用于提高多普勒不模糊测量限制。较高PRF的缺点已在上面PRFPRF可PRF可用于提天线系统、波束宽度、速度天气通常用抛物面反射体的喇叭馈源天线来产生一个聚焦的狭窄波束两个重要的考天气波束宽度一般在0.5°到2.0°范围内。对于C波段波长,0.5°和1.0°的波束宽度其天线反射体直径分别为7.1和3.6m；在S波段则分别为14.3和7.2m，天线系统和天线座的造价随反射0.4、0.9、1.7km。即使使用这些相对较窄的波束，在较远距离处的波束宽度仍相当大。要在目标上有一合理的停顿时间。因此对天线旋转速度有一定限制。扫描周期不能不顾地降低。3~6rpm瓣较少，可对垂直方向提供较准确的测量结果；c大大改善的效能（Crozier等，1991）典型的天气特一般天气应用中使用的典型的特征列于表26.7中，正如所讨论的那样，特征和参数是相互依存的。组件的技术局限和生产组件的有效性是系统设计中需要考虑的重要因素。表 典型的规单一单一CCSSC频率波长峰值功率脉冲长度脉冲重复频率最小可测信号天线直径波束宽度增益HHHHH转动速率6365有限区域内的小尺度微下击暴流和陆龙卷而研发的，例如对航空终点场站空中航道的保护。安最优最好的协调原则是把设备置于在距离感的地区20~50km之间，并按主要风暴轨迹取其上风方。应该注意在感的地区具有良好的分辨率，并且在即将来临的风暴作出较好地（Leone等，1989在主要用于天气应用的网中在中纬度站应设置在彼此间距约150~200km随着纬度近于赤道如果感的回波常可到达高一些的纬度相互间距应有所增加在所有情况下窄束将对降水测量结果获得最好的准确度。精确选择站址，受到经济和技术因素的影响a、建有到达站的道路b、有可供应用的电源和通讯线路，通常必须附加的闪电保护装置cd、贴近于调控和场所e、必须避免造成波束截断的物，在高于水平面1/2波束宽度的角度上，不能出现物，或具有水平宽度大于1/2波束宽度的物；f、应尽量避免地物杂波。对于一个应用于相对短距离的来说，有时经过仔细的站址和相机和光学经纬仪，对潜在物进行检测。在一定条件下，使用移动系统以确定站址的适用性是很有用的。对一些现代在最大限度保留天气回波的基础上，可用软件和硬件对地物杂波进行大Sirmans,1990g、当用于对热带气旋或在海岸线上的其它应用目的，需要进行长距离监视时，它通常设置；h、每次对候选站址的，应当包括仔细的电磁干扰检查，以尽量避免其它通讯系统可能能的（Skolnik,1976；Leone等1989电信与显的发送完全可以通过任何现代传输来完成，如线（或非、光纤传输、无用的发送系统。应当记住通常设置在先进电信系统不能使用的遥远站址上。器分辨率大致相当的图象，需要至少在16个强度等级中有50000到100000个像素点。如480012分钟。图象压缩可减少传输时间，常日常线传输。对任何的校准和都应该遵循生产厂家预先制订的程序，下面概述其要点校a、在适定的频段中对和波形进量c、在开始正式工作之前，引入已知的微波信号，以检验显示的反射率等级是否与输d、按照的规格，在标称距离内对信噪比进量。如果在这些校准检验中，表明有变化或e、在单一接受模式中通过位置并用可获得的位置信息，可很好地检验水平度和高现代如正确安装和操作，应当不会频繁出现故障。一些生产厂家宣称故障平均间隔时。为了使得维修时间尽可能地缩短，一个日常计划和足够的技术人员是十分必要的。时，可以建立集中按比例供应的中心和当地。后者收到来自的故障部件后，对它们为了进行矫正性，这些服务应充分地包括以下方面：a、所有的最敏感元件部应有备件，如电子管、固态组件、扳子、机壳、马达、轴承、电源等；经验表明把最初投资的30%于现场的关键备用件上是值得的如果有许多通过在中心当地点之间适当进行分配，此百分数可降至20。推荐用于校准和的设备包括①微波信号发生 ③MHz示波④微波频率 ⑥中频(IF)信号发生⑧在中心的通用微波谱分析仪⑨标准的电学的和机械的工具和设降水测从气象发展的最初时期开始，由进行降水测量就已成为一个感的（Neff，1977影响测量的降水特征：Z-R关系通常利用Z–R关系式对降水进量Z

Ab1952陈述。在5和10cm波长时，瑞利近似对大多数实用目的而言都是有效的，除非出现冰雹。而当与液

=0.208（Ze–R对降水量进行合理估值（对冰来说，考虑等质量的水和冰粒子直径的变化，以0.208的值代替0.197降水率R是在一个体积内雨水含量和降落速度的乘积。它近似地与粒子直径的四次方成不同风暴之间及单个风暴内的经验Z–R关系式的变化，在过去40年中已成为许多研究项目的主题。Z–RZR的值来获得。有一个可供选择的办法是把由在空中测得的Z值（把它称为“等效反射率因子以Ze表示）和在地面测得的R值加Z–R关系式。（Z–R2倍或1/2。在很好规定的近距离试验中，它们是主要的变动源。然而，在距离较远时，由于无法观测近地却大大地被忽视了。也越来越宽。因此对降雨的估值与在地面对雨的测值的区别也越来越大。反射率通常随着高度增加而减小，因此，在层状云降雨或降雪条件下，测雨的估值偏低。、aldvoge（1990Smith（1990）Sanvageot（1994）中均有论述。这里主要论述的内容仅包括降雨测量，很少涉及、测量在水文应用中根据测得的反射率值，推导降雨率要求的基本步骤如下a通过校准和，确保硬件稳定bcZe—Rd究工作以操作为基础向技术开发的方向发展（Ahnert等，1983采取上述（b）到（d）的处理方法和从降水测量中充分获取结果，在很大程度上依赖于条件1JossWaldvogel（1990）描述的（b；完整的垂直廓线：风暴中垂直廓线随着位置和时间而发生变化，而且可观测的最低层通常因为水平度的不规则而变化。因此，为了取得最好的结果，需要利用具有代表性的垂直廓线在每一个关心的区域中进行点对点的修正。代表性的廓线可以从体积扫描数据本身，或从气候学1993（c，（d）其它问题使得估值与实际值相差甚远的情况下，这样的调整会给反射率廓线效应带来显著改善。然而，这种调整并不能自动确保对估值结果一定有改善，有时调整后的结果甚至比最初的结了我们的思考，即在确定应用任何调整之前，应对可用数据进试。为了达到这一目的，已经许多利用偏振分集技术来改善降雨测量结果已经提出尤其是水平偏振和垂直偏振反率测值之间的差别（ZD）能够提供有关粒子尺度分布的有用信息（nBrng1976DP关的争论，即此项技术是否能够确保在降水测量中进行业务使用（English1991在较近距离（具有高分辨率，偏振分集可能提供关于降雨粒子分布和与云物理学有关的其信号和粒子尺度分布的关系式也增加了不确定性。当然，对Z—R关系式有的理解会提供一些助，但即使多重参数的技术应用得很好，由Z—R关系式引起的误差也只能降低到33%到17%。正如Ubrich和Atlas（1984）的，就短距离水文应用来说，对其它误差（已经论及）的修正通常更大目前技术发展水100km的距离上，它的测量平均值只相当于实际雨量器测25%。在水文应用中可接受的准确度的对降水的估值。为了最大可能地利用，应当注意以下规则1、站址的选择应使得“看到”与地面距离尽可能小的降水。这里“看到”意味着无遮往会限制的定量测量的作用距离在最近的50~100km；S波段时，必须加大天线尺度；3、应当对系统进行严格的和质量控制，包括充分的稳定性和设备校准由于这些廓线随着时间发生变化，因此应由对反射率进行连续监测。这种修正需要对于每一个像5、采样尺度必须适合于应用的要求。对于水文应用来说，尤其当用雨量器调整测值时，需的主要优点是它在时间和空间上的高分辨率、广阔的覆盖区域和直接性（实时数据雨量上的准确度并不尽如人意。由于雨量器能够提供额外信息并且用于调整和/或检查探测结果非常重要，因此不太可能完全取代雨量器。在另一方面，正如许多工作者的，为了达到区域—时间积分Robertson1961强天气探测和预反射率信息的利，对潜在强雷暴进行探测时最普遍应用的指标是反射率强度。业务预报员需要关注高反射率区域（50dBz或更大。这些现象包括识别热带气旋的螺旋状带和眼壁结构。钩状或指状回波，Brown，1978，但是误警率高。，（SWP改善了对强雷暴，尤其是对冰雹的探测和。（ni,Schookielski1970LmonBugesBrown1978erer（197845dBz0层高度1.4km以上,有关更好地探测冰雹的一些其它方法包括双波长的应用——常是X和S波（Eccles和as1973关于在不同波长时能发现些什么物理特征对于这些（水凝物截面变化或强度分布测量到的基于差示反射率因子（ZD）的冰雹探测和强降水估值所进行的改善中，偏振分集研究已显示出有成功的希望（igaringi，1976Collier1982Collier1989自动气象资料获取系统（AmeDAS法国ARAMZS系统（欧洲，1989）和示多普勒信息的利双稳态多普勒网系统可能是可行的（Wurman，Randall和Burghart，1995多普勒实时探测和强雷暴的应用早在20世纪70年代初就开始了。Donaldson（1970）伴随性冰雹、强直线风或陆龙卷（Ray等，1980；JDOP，197910~20km（或速度对，在Lemon1990在俄克拉荷马州（JDOP，1979）的准业务实验中，针对这一特征使得对龙卷的得以改进，时间Lemon，1990旋内的环流单元。在某些情况中，陆龙卷之前半小时*TVS。几年来TVS的经验，显示出它在确定陆龙卷位置（通常在±1km的范围内）上有很强的可用性。据预测在落矶山脉高原以东发生的陆龙卷，有50%~70%均能探测到（Brown和Lemon1990。大的为了保护飞机起飞和着陆的安全，定时地用机场多普勒（TDWR）进行下击暴流的低层散度行快速扫描。微下击暴流具有10-20min的生命周期，它要求用特定的系统进行有效的探测。在这种应用中，—计算机系统自动为空通控制塔提供（Michelson，Schrader和Wilson，1990风锋起了重要作用iln和hreibe（1986通过多普勒观测证实和解释了由非降水诱发的风切变线形成陆龙卷的几种情况（ullerCaubone1987最近数字资料处理和显示技术的发展已促使应用于水文气象的新的定量的基于的产品有了许多发展一些欧洲国家和正在把这样的产品与数值模式应用于业务性洪水预报和控*原文为一个半小时（有误）Owens，19870~2还要求多普勒、高分辨率数据、地表和探空多种资料的有效综合。飓风各级风力的位置和强度的信息（RuggieroDonaldson，1987；Baynton，1979用于洋面测量的高频3~30MHz无线电信号从洋面的波进行后向散射，并且它们的频率是经过多普勒频移的。它们能够由竖立的用以观测这些信号的高频探测出来。由于射束被连续的有一定空间间隔的海洋波散射产生返回信号的强度受射线的结构的因此散射的射束在衍射栅格中处于状态。在掠射的情况下，当海洋波波长是射频波长的二分之一时，可出现。由于海洋波的移动，返回信这是利用高频得到的基本海洋测值通过对返回波谱的分析可进一步开发来产生海洋波谱和风速通过地波可获得高达200km或更大范围的测量结果，利用天波（利用来自电离层的反射）可获得高达3000km或更大范围的测量结果。后者称为超视距（OTH大多数业务中使用的高频是的但有些对气象服务部门可用于在很宽的区域中提供常规有关气象应用中对高频的进一步阐述的参考文献，见Shearm(1983),Dexter,HeronWard(1982),KeenanAnderson(1987)HarlanGeorges(1994)参考文Ahnert,P.R.,etal.,1983:Proposedon-siteprocessingsystemforNEXRAD.PrepeintsoftheTwelfthConferenceonRadarMeteorologyBoston,AmericanMeteorologicalSociety,pp.378-385.Aoyagi,J.,1983:AstudyoftheMTIweatherradarsystemforrejectinggroundclutter.PapersinMeteorologyandGeophyies,Volume33,Number4,pp.187-243.Aoyagi,J.andKodaira,N.,1995:Thereflectionmechanismofradarrainechoes.PreprintsoftheTwenty-seventhConferenceonRadarMeteorology,Vail,AmericanMeteorologicalSociety,pp.246-248Atlas,D.,1964:Advancesinradarmeteorology.AdvancesinGeophysics(H.E.LandsbergandJ.VanMeighen,Eds.),Volume10,NewYork,AcademicPress,pp.317-Atlas,D.,(Ed.),1990:RadarinMeteorology.BattanMemorialandFortiethRadarMeteorologyConference.Boston,AmericanMeteorologicalSociety.AtlasD.,Scrivastava,R.C.andSekhon,R.S.,1973:Dopplerradarcharacteristicsofprecipitationatverticalincidence.ReviewsofGeophysicsandSpacePhysics,Volume11,Number1,pp.1-35.Battan,L.J.,1981:RadarObservationoftheAtmosphere.UniversityofChicagoPress,Baynton,H.W.,1979:ThecaseforDopplerradarsalongourhurricaneaffectedcoasts.BulletinoftheAmericanMeteorologicalSociety,60,pp.1014-1023Bean,B.R.andDutton,E.J.,1966:RadioMeteorology.Washington,D.C.,U.S. ernmentPrintingBebbington,D.H.O.,1992:DegreeofPolarizationasaRadarParameteranditsSusceptibilitytoCoherentPropagationEffects.URSICommissionF,SymposiumonwavePropagationandRemoteSensing,Ravenscar,UnitedKingdom,pp.431-436.Bringi,V.andHendry,A.,1990:Technologyofpolarizationdiversityradarsofmeteorology.In:RadarinMeteorology,AmericanMeteorologicalSociety,Boston,pp.153-190.Brown,R.A.andLemon,L.R..,1976:SingleDopplerradarvortexrecognition,PartII:Tornadicvortexsignatures.PreprintsoftheSeventeenthRadarMeteorologyConference,Boston,AmericanMeteorologicalSociety,pp.104-109.Browning,K.A.andCollier,C.G.,1982:AnIntegratedRadar-salite,NowcastingsystemintheUnitedKingkom(K..A.Browning.,Ed.).AcademicPress,London,pp.47-61.Browning,K.A.,etal.,1982Ontheforecastingoffrontalrainusingaweatherradarnetwork.MonthlyWeatherReview,110.pp.534-552.Burgess,D.W.,1976:SingleDopplerradarvortexrecognition,PartI:Mesocyclonesignatures.PreprintsoftheSeventeenthRadarMeteorologyConference.Boston,AmericanMeteorologicalSociety,p100-105.Burgess,D.W.andLemon,L.R.,1990Severethunderstormdetectionbyradar.Chapter30a,Radar,inMeteorology(D.Atlas,Ed.).BattanMemorialandFortiethRadarMeteorologyConference,Boston,AmericanMeteorologySociety,pp.619-647.Burrows,CR.andAttwood,S.S.,1949:RadioWavePropagation.AcademicPress,NewByers,H.R.,1948:Theuseofradarindeterminingtheamountofrainfallingoverasmallarea.TransactionsoftheAmericanGeophysicalUnion,pp.187-196.Collier,CG.,1989:ApplicationsofWeatherRadarSystems:AGuidetoUsesofRadarDatainMeteorologyandHydrology.Chichester,England.Cluckie,I.D.andOwens,M.E.,1987:Real-timeRainfallRun-offModelsandUseofWeatherRadarInformation.JohnWileyandSons,NewYork.CommissionoftheEuropeanCommunities,1989:UnerevueduprogrammeARAMIS(J.L.Cheze).SeminaronCostProject73:WeatherRadarNetworking,Brussels,5-8September1989,pp80-85.Crozier,C.L.,1991:TheKingCityoperationDopplerradar:Development,allseasonapplicationsandforecasting.Atmosphere-Ocean,,29,pp.479-516.Dennis,A.S.,Schock,C.A. Koscielski,A.,1970:CharacteristicsofwesternSouthDakota.JournalDexter,P.E.,Heron,M.L.andWard,J,F.,1982:Remotesensingofthesea-airinterfaceusingHFAustralianMeteorologicalMagazine,30,pp.31-Donaldson,R.V.,Jr.,1970:VortexsignaturerecognitionbyaDopplerradar.JournalofAppliedMeteorology,9,pp.661-670.Doneaud,A.A.,etal.,1984:.Thearea-timeintegralasanindicatorforconvectiverainvolumes.JournalofClimateandAppliedMeteorology,pp.555-561.Doneaud,A.A.,etal.,1987:Thearea-timeintegraltechniquetoestimateconvectiverainvolumesoverareasappliedtosalitedata:Preliminaryinvestigation.JournalofClimateandAppliedMeteorology,26,pp.Doviak,R.J.andZrnic,D.S.,1993:DopplerRadarandWeatherObservations.SecondEditionAcademicPress,SanDiego.Eccles,P.J.andAtlasD.,1973:Adual-wavelengthradarhaildetector.JournalofAppliedMeteorology,Eilts,D.M.andSmith,D.,1990:EfifcientdealiasingofDopplervelocitiesusinglocalenvironmentconstraints.JournalofAtmosphericandOceanicTechonololgy,7,pp.118-128.English,M.,etal.,1991:Radarmeasurementofrainfallbydifferentialpropagationphase:Apilotexperiment.Atmisphere-Ocean,29,pp.357-380.Federer,N.,etal.,1978:GrossversuchIV:DesignofarandomizedhailsuppressionexperimentusingtheSovietmethod.PureandAppliedGeophysics,117,pp.548-571.Gossard,E.E.andStrauch,R.G.,1983:RadarObservationsofClearAirandClouds.ElsevierScientificPublication,Amsterdam.Harlan,J.A.andGeorges,T.M.,1994:Anempiricalrelationbetweenocean-surfacewinddirectionandtheBragglineratioofHFradarseaechospectra.JournalofGeophysicalResearch,99,C4,pp.7971-7978.Heiss,W.H.,McGrew,D.L.andSirmans,D.,1990:NEXRAD:Nestgenerationweatherradar.MicrowaveJournal,Volume33,Number1,pp.79-98.Holt,A.R.,Chandra,M.andWood,S.J.,1995:Polarization-diversityradarobservationsofstormsatCband.PreprintsoftheTwenty-seventhConferenceonRadarMeteorology,Vail,AmericanMeteorologicalSociety,pp188-189.Holt,A.R.,etal.,1993:SomeExamplesoftheUseofDegreeofPolarizationinInterpretingWeatherRadarData.Twenty-sixthInternationalConferenceonRadarMeteorology,pp748-750.Joe,P.,etal.,1995:SecondtripunfoldingbyphasediversityprocessingPreprintsoftheTwenty-seventhConferenceonRadadrMeteorology,Vail,AmericanMeteorologyicalSociety,pp.770-772.JointDopplerOperationalProject(JDOP)Staff,1979:FinalReportoftheJointDopplerOperationalNOAATechnticalMemorandum.ERLNSSL-86,NormanOklahoma,NationalSevereStormsJoss,J.andWaldvogel,A.,1990:PrecipitationMeasurementandHydrology.Chapdter29a,InMeteorology.BattanMemorialandFortiethRadarMeteorologyConference(D.Atlas,Ed.).BostonAmericanMetorologicalSociey,pp.577-606.Joss.J.andLee.R.W.,1993:Scanstrategy,cluttersuppressioncalibrationandverticalprofilecorrections.PreprintsoftheTwenty-sixthInternationalConferenceonRadarMeteorology,Vail,AmericanMeteorologicalSociety,Norman,Oklahoma,pp.390-392.KeelerR.J.,HwangC.A.andLoew.E.,1995:Pulsecompressionforweatherradar.PreprintsoftheTwenty-seventhConferenceonRadarMeteorology,Vail,AmericanMeteorologicalSociety,pp.767-769.Keenan,T.D.andAnderson.S.J.,1987:SomeexamplesofsurfacewindfieldysisbasedonJindaleeskywaveradardata.AustralianMeteorologicalMagazine,35,pp.153-161.Leber,G.W.,Merrit,C.J.andRobertson,J.P.,1961:WSR-57ysisofHeavyRains.NinthWeatherRadarConference,pp102-105.Lee,R.,DellaBrunam,G.andJoss,J.,1995Intensityofgroundclutterandofechoesofanomalouspropagationanditselimination.PreprintsoftheTwenty-seventhConferenceonRadarMeteorology,VailAmericanMeteorologicalSociety,651-652.Lemon,L.R.,Burgess,D.W.andBrown,R.A.,1978:TornadicstormairflowandmorphologyderivedfromsigleDopplerradarmeasurements.MonthlyWeatherReveiew,106,pp.48-61.Leone,D.A.,etal.,1989:MeteorologicalconsiderationsusedinplanningtheNEXRADnetwork.BulletinoftheAmericanMedteorlogicalSocietu70,pp.4-13.Lhermitte,R.andAtlas,D.,1961:PrecipitationmotionbypulseDopplerradar.PreprintsoftheNinthWeatherRadarConference,Boston,AmericanMeteorologicalSociety,pp.218-233.Marshall,J.S.andGunn,K..L.S.,1952:Measurementofsnowparametersbyradar.JournalofMeteorolgy,9,pp.322-327.Marshall,J.S.andPalmer,W.M.,1948:Thedistributionofraindropswithsize.JournalofMeteorology,pp.165-Michelson,M.,Schrader,W.W.andWilson,J.G.,1990:TerminalDopplerweatherradar.MicrowaveJournal,Volume32,Number2,pp.139-148.Mie,G.,1908:BeitragezurOptiktruberMedien,spegiellkolloidalerMetallosungen.AnnalsofPhysics,pp.377-Mueller,E.A.andCarbone,R.E.,1987:Dynamicsofthunderstormoutflow.JournalofAtmosphericSciences,44,pp.1879-1898.MuellerE.A.,etal.,1995:CSU-CHILLradarupgrades.PreprintsoftheTwenry-sevnthconferenceOnRadarMeteorology,Vail,AmericanMeteorologicalSociety,pp.703-706.Neff,E.L.,1977:Howmuchraindoesaraingagegage?JournalofHydrology,35,pp.213-Passarelli,R.E..,Jr.,etal.,1981:Groundclutterrejectioninthefrequency .PreprintsoftheTwentiethRadarMeteorologyConference,Boston.AmericanMeteorologicasSociety,pp.295-300.Probert-Jones,J.R.,1962:Theradarequationinmeteorology.QuarterlyJournaloftheRoyalMeteorologicalSociety,88,pp.485-495.Ray,P.S.etal.,1980:SingleandmultipleDopplerradarobservationsoftornadicstorms,MonthlyWeatherReview,108,pp.1607-1625.Rinehart.R.E.,1991:RadarforMeteorologists.GrandForks,NorthDakota,UniversityofNorthDakota,DepartmentofAtmophericScience.Ruggiero,F.H.andDonaldson,R.J.,Jr.,1987:Windfieldderivatives:Amewdiagnostictool