Page 264 - 《高原气象》2026年第2期

高 原 气 象 45 卷
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图3 新方法（M6M7法）、 M3M6法与C-G法反演雨滴谱结果对比
通过河源站雷达反演雨滴谱与地面雨滴谱对比得到D 、 Z、 LWC、 R、 lgN 的误差分布； （a）相对偏差RB， （b）相对误差NB
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Fig. 3 Comparison of DSD retrieval results by new method （M6M7 method）， M3M6 method and C-G method.
Distributions of bias on D ， Z， LWC， R， lgN ， comparing DSDs retrieved using Heyuan radar data
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to those measured by disdrometer.（a） relative bias RB， （b） normalized bias NB
表2 M6M7法、 M3M6法和C-G法针对全部降水估测 增大到一定值后基本不变， 误差变化范围基本固
各参量的NE 定， 反演较稳定， M3M6 法偏差中值和误差波动范
Table 2 NE of estimated parameters by the M6M7 meth‐
围减小， 在中小雨环境中反演效果不好。
od， M3M6 method and C-G method for all rainfall events
根据不同降水强度， 统计 6 次降水过程雨滴谱
规范化绝对误差NE/% 的相对误差 NB 结果进行评估， 并将 M6M7 法与
方法
D m Z LWC R lgN w M3M6法、 传统C-G法进行对比， 如图5所示。
M6M7 23. 44 11. 83 53. 61 54. 18 14. 96 结合图 4 和图 5 的分析可知， 在小雨（0 mm·h -1
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M3M6 35. 45 12. 59 70. 42 65. 01 23. 32 <R≤5 mm·h ）阶段， M6M7 法估测时相对误差是三
C-G 19. 7 12. 64 72 65. 65 14. 4 种方式中最接近于 0 的， 除了 R 的 NB 为 32%， 其余
参量在 0. 4%~11% 之间， 平均偏差很小， 说明其估
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况， 根据降水强度进行划分， 0 mm·h <R≤5 mm·h -1
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测效果好且稳定。在中雨（5 mm·h <R≤30 mm·h ）
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为小雨， 5 mm·h <R≤30 mm·h 为中雨， 30 mm·h -1
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阶段， C-G 法相对误差更小， 但对参量 R、 LWC 的
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<R≤50 mm·h 为大雨， R>50 mm·h 为暴雨， 统计
估测有较大程度的误差波动。在大到暴雨（R>30
六次降水过程雨滴谱结果完成评估， 并将新方法
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mm·h ）阶段， M3M6 法表现相对较好， 除了 LWC、
（M6M7 法）与 M3M6 法、 传统 C-G 法进行对比， 结
R 相对误差略高， 其余的误差较小且误差波动范围
果如图4所示。 小。随着降水强度的增大， M6M7 法估测 LWC、 R
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从图 4中看到， 在小雨（0 mm·h <R≤5 mm·h ） 误差稍微增大， 其余参量误差变化不大， 反演较稳
阶段， M6M7 法相比于另外两种方法估测滴谱参量 定， C-G法估测的参量相对误差（除 D ）呈从正值减
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的偏差中值更接近于 0， 且误差变化范围更小。在 小后反向增大的趋势， 说明估测结果表现为先高估
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中雨（5 mm·h <R≤30 mm·h ）阶段， C-G 法偏差中 后低估， 估测效果时好时坏， M3M6法（除 LWC、 R）
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值（除 D ）更接近于 0， 但大部分误差变化范围较 误差逐渐减小， 即雨强越大效果越好。
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大， 反演效果不稳定。在大到暴雨（R>30 mm·h ） 4. 3 按粒子大小分段评估
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阶段， 则是 M3M6法估测各滴谱参量的偏差中值更 将从地面雨滴谱仪观测数据与三种方法反演
接近于 0 且误差变化范围小， 效果更好。随着降水 的 DSD 数据中计算出的 D 、 N 、 Z、 LWC、 R 5 个降
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强度的增大， C-G 法估测参量的偏差中值误差呈现 水微物理参量数据进行对比， 如图6所示。
先减小后增大的趋势， 在中雨环境下估测较准确但 从散点分布图 6（a）~（h）中看出， M6M7 法、
不稳定， 其余环境下误差较大， M6M7 法偏差中值 M3M6法估测的各参量在各粒子端的估测结果与实