Meteorologia radarowa - podręcznik

Transcription

Państwowa Służba Hydrologiczno-Meteorologiczna
Stanisław Moszkowicz, Irena Tuszyńska
METEOROLOGIA RADAROWA
Podręcznik użytkownika informacji radarowej IMGW
Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej
Warszawa grudzień 2006
Dane o autorach:
dr Stanisław MOSZKOWICZ
Stanisł[email protected]
Centralny Radarowy Ośrodek Operacyjny
ul. Zegrzyńska 38
05-119 Legionowo
ul. Zegrzyńska 38
Mgr inż. Irena TUSZYŃSKA
[email protected]
Centralny Radarowy Ośrodek Operacyjny
01-673 Warszawa
ul. Podleśna 61
2
Spis treści.
Wstęp
1.
1.1
1.1.1
1.1.2.
1.2
1.2.1
1.3
1.3.1
1.3.2
1.3.3
1.4
1.5
1.5.1
1.6
1.6.1
1.6.2
1.7
2
2.1
2.2
2.3
2.3.1
2.4
2.5
2.6
2.7
2.8
2.9
2.10
2.10.1
2.10.2
2.10.3
2.10.4
2.10.5
2.10.6
Podstawy teoretyczne meteorologii radarowej
Budowa radaru klasycznego i dopplerowskiego. Schemat blokowy
i funkcje poszczególnych bloków
Klasyczny radar impulsowy
Radar dopplerowski
Podstawowe parametry techniczne radaru, związki między nimi,
możliwości zmian, wpływ na pracę i osiągi
Niejednoznaczności
Podstawowe równanie radiolokacji dla obiektów punktowych
i przestrzennych
Obiekt punktowy na osi wiązki
Obiekty meteorologiczne - przestrzenne, zapełniające wiązkę
Odbiciowość radarowa i najprostsza postać równania radarowego dla
hydrometeorów
Warunki propagacji fal radiowych w atmosferze. Echa anomalnej
propagacji i ich eliminacja
Geometria obserwacji radarowych. Horyzont radarowy i echa stałe.
„Zasięg" radaru meteorologicznego
Rozpraszanie i pochłanianie fal radiowych przez hydrometeory.
Odbiciowość i natężenie opadu
"Jasne pasmo"
Własności sygnału radarowego i obliczanie wartości średniej.
Obserwacje radarowe
Zalety i wady obserwacji radarowych. Konieczność automatyzacji.
Strategia skanowania i niezbędny kompromis między szybkością
a dokładnością
Radarowy pomiar natężenia i sumy opadu. Zalety i wady
Obliczanie sumy opadu dla różnych okresów czasu. Interpolacja czasowoprzestrzenna
Rozpoznawanie zjawisk meteorologicznych obserwowanych radarem
Określanie pola ruchu i prognoza ekstrapolacyjna
Prędkość dopplerowska i widmo prędkości
Automatyczne obserwacje radarowe. Tworzenie "produktów"
POLRAD - sieć radarowa IMGW
System RAINBOW i tworzenie produktów radarowych
Produkty radarowe
Produkty podstawowe
Dodatkowe produkty meteorologiczne
Produkty hydrologiczne
Produkty uskoków wiatru
Produkty groźnych zjawisk
Zbiorcza mapa radarowa
3
3
3.1
3.2
3.3
3.4
3.5
3.6
3.7
3.8
3.9
3.10
4
4.1
4.2
4.3
System oprogramowania NIMROD i jego produkty
Łączenie danych opadowych z różnych źródeł
Eliminacja zakłóceń w danych radarowych
Rozpoznawanie typów opadów
Korekta opadu radarowego uwzględniająca pionowy profil odbiciowości
Tworzenie zbiorczej mapy radarowej
Kompleksowa analiza pola opadowego
Suma opadu
Natychmiastowa prognoza opadu
Produkty systemu NIMROD
Rozpowszechnianie informacji radarowej
Współpraca międzynarodowa i perspektywy na przyszłość
Program europejski OPERA
Programy badawczo-rozwojowe serii COST
Międzynarodowa współpraca operacyjna
Spis Literatury
4
WSTĘP
Celem pracy jest ułatwienie zrozumienia, a w związku z tym świadomego korzystania z
meteorologicznych danych radarowych. Zdajemy sobie sprawę, że użytkownicy informacji
radarowej są bardzo zróżnicowani, jedni chcieliby mieć tylko prostą ściągawkę, inni wolą
uzyskać dobrą podbudowę teoretyczną, żeby dobrze rozumieć, co oglądają na ekranie. Są i
tacy, którzy chcieliby, żeby w kilku zdaniach dać im interpretację każdego obrazu
radarowego, jaki kiedykolwiek będą oglądać, co jest oczywiście niemożliwe. Spełnienie tak
różnorodnego zapotrzebowania jest prawie niemożliwe. Uważamy, że pewna dawka teor2 jest
konieczna, zaś użyte tu wzory matematyczne nie wychodzą poza zakres szkoły średniej i nie
powinny przedstawiać zbytnich trudności. Jeśli mówimy o pewnym przyrządzie
pomiarowym, to przede wszystkim pytamy o jego czułość i dokładność. Tak jest i w tym
przypadku. Dlatego czytelnikowi może się czasem wydawać, że skoro tak dużo mówimy o
błędach, to instrument, który daje tyle błędów, jest bezużyteczny. Jednak naszym zadaniem
nie jest reklama, ani marketing radarów meteorologicznych, ale uzmysłowienie
użytkownikom przede wszystkim możliwych błędów, ograniczeń i niepewności, aby mogli w
miarę z pożytkiem interpretować oglądane obrazy.
Część 1 podręcznika to właśnie podstawy teoretyczne, część 2 dotyczy wykonywania
obserwacji oraz opisu produktów radarowych, czyli map i wykresów; zajmujemy się przy tym
prawie wyłącznie produktami generowanymi przez naszą sieć radarową i
rozpowszechnianymi za pomocą systemu łączności i zobrazowania. Pomijamy przy tym takie
produkty radarowe, którymi IMGW nie będzie dysponował w dającej się przewidzieć
przyszłości (np. produkty uzyskiwane z radarów z podwójną polaryzacją). Część 3
podręcznika poświęcona jest omówieniu systemu oprogramowania NIMROD i jego
produktom. System ten, opracowany przez brytyjską służbę meteorologiczną, scala
informację z radarów, satelity METEOSAT, stacji synoptycznych, telepluwiometrów,
systemu wykrywania wyładowań i numerycznego modelu atmosfery w taki sposób, by usunąć
lub skorygować błędy pomiaru i uzyskać optymalną (w sensie minimum błędów) diagnozę i
natychmiastową prognozę tzw. Nowcasting (Nowkasting bywa również tłumaczony jako
prognoza ultrakrótkoterminowa) opadu z wyprzedzeniem od 10 minut do 6 godzin. Wreszcie
w części IV omawiamy pokrótce współpracę międzynarodową i perspektywy rozwoju
meteorologii radarowej.
Praca ta jest przeznaczona głównie do użytkowników wykorzystujących dane radarowe
do prognoz lub do użytku własnego, nie mamy na myśli takich użytkowników, którzy chcą
wykonywać prace naukowe w meteorologii radarowej. Tym ostatnim potrzebna byłaby
znacznie obszerniejsza monografia.
Jest to pierwsze obszerne opracowanie dotyczące meteorologii radarowej w języku
polskim. Oczekujemy uwag od czytelników, co może zaowocować w przyszłości nowym,
poprawionym wydaniem.
5
1
Podstawy teoretyczne meteorologii radarowej
1.1. Budowa radaru klasycznego i dopplerowskiego.
Schemat blokowy i funkcje poszczególnych bloków
1.1.1 Klasyczny radar impulsowy
Antena nadawczo - odbiorcza przyjmuje od nadajnika za pośrednictwem przełącznika N-O
(Nadawanie–Odbiór) sygnał w postaci wąskich (do kilku mikrosekund) impulsów
elektromagnetycznych wysokiej częstotliwości i wysyła je w przestrzeń w postaci
kierunkowej wiązki. Ponadto odbiera z przestrzeni sygnały elektromagnetyczne i kieruje je do
odbiornika za pośrednictwem przełącznika N-O. Jak będzie jeszcze o tym później,
najważniejszą cechą anteny radaru jest jej kierunkowość.
Nadajnik
N-O
Synchronizator
(zegar)
Antena
kierunkowa
System
sterowania
i prezentacji.
Odbiornik
Rys.1 Schemat blokowy radaru impulsowego
Przełącznik N-O (rys.2) podłącza antenę do nadajnika, gdy nadajnik generuje energię
wysokiej częstotliwości i na ten czas odłącza ją od odbiornika; w pozostałym okresie
przełącznik odcina antenę od nadajnika i podłącza ją do odbiornika. Rytm pracy przełącznika
N-O jest zadawany przez synchronizator (zegar systemu) - patrz rys. 2. Jako że fale radiowe
rozchodzą się z prędkością światła, to czas jaki upłynie od wysłania impulsu sondującego do
powrotu sygnału odbitego od obiektu pozwala dokładnie wyznaczyć odległość do tego
obiektu. Wystarczy ten czas podzielić przez dwa (bo droga tam i z powrotem) oraz pomnożyć
przez prędkość światła.
T
t
τ
τ
Rys.2 Rytm pracy nadajnika radaru
6
Ponieważ okres między impulsami T wynosi typowo 4000 µs, zaś czas trwania
(szerokość) impulsu 2 µs, to okres T jest około 2 000 razy dłuższy niż τ. Antena przez prawie
cały czas antena pracuje dla odbiornika, a tylko przez krótkie momenty dla nadajnika.
Przełącznik N-O zabezpiecza odbiornik (czułe układy wejściowe) przed silnymi sygnałami
nadajnika oraz ogranicza straty słabego odbieranego sygnału, nie przepuszczając ich do
nadajnika.
Nadajnik generuje sygnał elektromagnetyczny wysokiej mocy (przeważnie 100-1000
kW w impulsie) i wysokiej częstotliwości w postaci bardzo krótkich impulsów (niemniej
jednak w takim impulsie o szerokości np. 2 µs mieści się 20000 okresów fali wysyłanej).
Moment generowania impulsu wysokiej częstotliwości jest określany przez synchronizator.
Odbiornik wzmacnia bardzo słabe sygnały uzyskiwane z anteny do takiej wielkości,
by mogły być wykorzystywane przez system przetwarzania sygnału i późniejszej prezentacji.
Odbierane sygnały mogą mieć moc np. 10-14 W, czyli są np. 1019 razy słabsze od sygnałów
wysyłanych przez nadajnik. Dla scharakteryzowania wielkości tej liczby (1019) warto
powiedzieć, że jest ona prawie równoważna czterokrotnej odległości od najbliższej gwiazdy i
to wyrażonej w centymetrach! Do wysterowania systemu prezentacji wystarcza moc około
0,1 W, a więc wzmocnienie (mocy) odbiornika powinno wynosić około 1013 razy.
System sterowania, przetwarzania i prezentacji to system komputerowy, który steruje
pracą radaru (np. ustawianie anteny, początek i koniec obserwacji, uśrednianie sygnału i jego
przekształcenie na dane cyfrowe ) oraz przedstawia wyniki pomiaru na ekranie monitora
komputera, a także przesyła je do użytkowników odległych. Niekiedy system ten może być
podzielony między różne systemy komputerowe, np. sterowanie radarem i podstawowe
obliczenia realizowane na stacji radarowej, zaś dalsze przetworzenie informacji i jej
prezentacja - u użytkowników po odebraniu danych źródłowych z radaru za pośrednictwem
lin2 łączności.
Na schemacie blokowym (rys. 1) nie pokazano wielu elementów pomocniczych np. układów
zasilania i stabilizacji, systemu mechanicznego poruszania anteną, przyrządów kontrolnych i
pomiarowych i innych.
1.1.2 Radar dopplerowski
Efekt Dopplera to zmiana częstotliwości (zwiększanie lub zmniejszanie) zachodząca, gdy
źródło sygnału przemieszcza się względem obserwatora (odbiornika). Najpowszechniej
stosowany i wszystkim znany (choć nie zawsze mile wspominany) radar dopplerowski to
radar policyjny, służący do pomiaru prędkości samochodów. Na rys.3 przedstawiono
poglądowo efekt Dopplera dla fali dźwiękowej.
Rys.3 Efekt Dopplera dla fali dźwiękowej
7
Po stronie lewej rysunku karetka pogotowia zbliża się do przechodnia (odstępy między
docierającymi do niego wierzchołkami fali są krótsze) a więc częstotliwość odbieranego
dźwięku jest większa (wysoki pisk). Po stronie prawej karetka oddala się od przechodnia,
wierzchołki fali docierają do przechodnia rzadziej a więc częstotliwość odbieranego dźwięku
jest mniejsza (ton bardziej basowy).
Obiekty meteorologiczne obserwowane radarem (krople wody i kryształki lodu w
chmurach i opadach) przemieszczają się z wiatrem - powodują one efekt Dopplera.
Częstotliwość odbieranego sygnału jest większa niż częstotliwość sygnału wysyłanego, gdy
cząstka zbliża się do radaru i mniejsza, gdy cząstka oddala się. Zmianę częstotliwości fali
radiowej, spowodowaną efektem Dopplera, nazywamy częstotliwością dopplerowską.
Zależność między częstotliwością dopplerowską i prędkością elementu odbijającego jest
następująca:
fd =
2V
λ
,
(1)
gdzie fd - częstotliwość dopplerowska w Hz, V - prędkość w m/s, λ - dlugość fali w metrach
Częstotliwość sygnału radarowego f (wysyłanego) to w przypadku radaru METEOR
firmy Gematronik ok. 5 GHz (pasmo C - 5 cm), zaś zmiana częstotliwości spowodowana
efektem Dopplera fd to kilkaset Hz (np. 500), czyli fd/f ≅ 10-7, co oznacza że trzeba wykrywać
zmianę pewnej wielkości o jedną dziesięciomilionową jej część (odpowiednik: mierzyć
kilometr z dokładnością do 0,1 mm). Wymaga to dużej stabilności częstotliwości
i konieczności posiadania (pamiętania) wzorca częstotliwości.
Schemat blokowy radaru dopplerowskiego jest dość skomplikowany,
zainteresowanych odsyłamy do literatury specjalistycznej. Warto jednak wiedzieć, że w
odbiorniku radaru dopplerowskiego musi znajdować się generator wzorcowy (o niezwykle
wysokiej stabilności częstotliwości); porównując odebrany sygnał odbity od ruchomego
obiektu na specjalnych układach różnicowych możemy znaleźć o ile różni się (i w którą
stronę) częstotliwość fali wysłanej od częstotliwości fali odebranej. Ta różnica to właśnie
częstotliwość dopplerowska, która jest miarą prędkości obiektu odbijającego. Tak więc
meteorologiczny radar dopplerowski nie tylko wykrywa obecność (i siłę odbicia) obiektu (np.
chmury opadowej), ale dodatkowo mierzy prędkość obiektu (kropel wody, gradzin lub
śnieżynek).
Za pomocą radaru dopplerowskiego możemy mierzyć prędkość wykrywanego obiektu
tylko wtedy, gdy obiekt porusza się w kierunku do/od radaru. Jeśli np. patrzymy w kierunku
N - S, a obiekt porusza się po lin2 W-E (prostopadle do lin2 patrzenia), to dla radaru prędkość
takiego obiektu wynosi zero. Gdyby policjant skierował swój radar prostopadle do szosy, to
prędkość pojazdu poruszającego się nawet bardzo szybko nie zostałaby przez radar
wychwycona.(na radarze policyjnym dawałby prędkość zero!). Dlatego gdy mierzymy wiatr
w chmurach, musimy zdać sobie sprawę, że możemy mierzyć tylko składową radialną
prędkości (to jest składową wzdłuż kierunku patrzenia radaru, czyli po lin2 radarobiekt); składowej prostopadłej do radialnej nie znamy. Zakładając pewną równomierność
wiatru, możemy oszacować obie składowe, ale taki pomiar jest obarczony znaczną
niepewnością.
8
1.2. Podstawowe parametry techniczne radaru, związki między nimi,
możliwości zmian, wpływ na pracę i osiągi
Moc nadajnika Pt w ciągu trwania impulsu (kW). W radarach meteorologicznych wynosi
typowo 100 -1000 kW (zwykle około 200 kW). Jest to moc w chwili gdy przez antenę jest
emitowana energia. Jak już wiemy, radar pracuje impulsowo, przy tym zapełnienie czasu
przez impulsy jest (2µs/4000µs) około 0,5x10-3. Moc średnia wynosi tylko 200 kW x 0,5 x
10-3 = 100 W, czyli średnio radar wysyła moc taką, jak żarówka stuwatowa. Oczywiście,
zwiększanie mocy nadawanej powoduje zwiększanie mocy sygnału odbitego, ale zobaczymy
później, że nie ma to dużego wpływu na zasięg radaru, lecz jedynie na zdolność wykrywania
słabych obiektów.
Długość fali radaru λ (cm). Poprzednio mówiliśmy o wysokiej częstotliwości f, ale
tradycyjnie przyjęło się podawać długość fali. Wielkości te wynikają jedna z drugiej.
c
(2)
λ= ,
f
gdzie c - prędkość światła (m/s), f - częstotliwość (Hz); długość fali w metrach.
W meteorolog2 stosuje się typowo 3 pasma częstotliwości (długości fal): - pasmo S fala 10 cm, pasmo C - fala 5,6 cm oraz pasmo X - fala 3,2 cm – patrz (tab.1). Długość fali
(pasmo) można uważać za najważniejszy parametr radaru (gdy mówimy o radarze
meteorologicznym, to przede wszystkim wymieniamy długość fali).
częstotliwość
[MHz]
30 000
Długość fali
[cm]
1
pasmo
przeznaczenie
K
10 000
3
X
6 000
5
C
3 000
10
S
1 500
20
L
Obserwacje chmur bezopadowych - do celów
badawczych
Obserwacje krótkiego zasięgu oraz rejony
polarne
Obserwacje długiego zasięgu - strefa klimatu
umiarkowanego
Obserwacje dalekiego zasięgu - strefa
zwrotnikowa oraz obserwacje groźnych
zjawisk pogody
Kanał pogodowy dla radarów Służby
Kontroli Ruchu Lotniczego
Tabela 1. Pasma częstotliwości używane w radarach meteorologicznych
Szerokość (długość, czas trwania) impulsu τ, wyrażana zwykle w µs. Określa
minimalną zdolność rozdzielczą w odległości, bo radar nie może zobaczyć nic krótszego niż
impuls, przy pomocy którego wykonujemy pomiar. Jeśli mierzymy linijką długość jakiegoś
przedmiotu i korzystamy z podziałki milimetrowej, to nie możemy mierzyć długości
krótszych niż 1 mm. Impuls przemieszczający się w przestrzeni ma długość
h = cτ ,
(3)
9
Jeśli wyrazimy c (prędkość światła) w m/s, a τ w sekundach, to h będzie w metrach.
Przykładowo dla τ = 2 µs, h = 600 m. Ponieważ w radarze korzystamy z przebiegu fali do
celu i z powrotem, faktyczna rozdzielczość sygnału w odległości wynosi h/2.
Częstotliwość powtarzania impulsów Fp. Zwykle kilkaset (czasem ponad 1000
imp/s). Parametr ten decyduje o zasięgu jednoznacznego wykrywania, oraz o zakresie
pomiaru częstotliwości dopplerowskiej. Na rys. 2 pokazano T - okres czasu między kolejnymi
impulsami. Częstotliwość powtarzania Fp jest odwrotnością okresu T.
Szerokość wiązki anteny θ (w stopniach). Definiuje się ją jako kąt, (patrz rys. 4)
ograniczony liniami, na których moc wysyłana przez antenę wynosi połowę mocy wysyłanej
na osi anteny (mocy maksymalnej). (rys.4).
15
Gęstość promieniowanej mocy
Linia ograniczająca połowę
mocy maksymalnej
10
Szerokość wiązki
5
Listek boczny
0
-6
-4
-2
0
2
4
6
Kąt przez oś anteny
Rys.4 Definicja szerokości wiązki antenowej
Wiązka antenowa nie ma ostrej granicy, a opisuje ją krzywa dzwonowa. Im węższa
jest wiązka (silniejsza kierunkowość anteny), tym lepszą mamy rozdzielczość informacji w
azymucie i elewacji, a tym samym tym lepszą dokładność współrzędnych. Dla radaru
METEOR szerokość wiązki θ = 1.00. W pewnej odległości kątowej od osi wiązki występują
wtórne maksima, są to tzw. listki boczne, ich wielkość i położenie mają istotny wpływ na
zakres ech stałych (od obiektów naziemnych).
Anteną można sterować, obracać dookoła osi pionowej omiatając wszystkie azymuty,
oraz wokół osi poziomej zmieniając jej kąt elewacji (podniesienia). Kąty te możemy mierzyć,
a tym samym zawsze wiemy dokąd skierowana jest antena, czyli jaki jest jej kąt nastawienia
według północy (azymut), oraz względem poziomu (kąt elewacji).
Mierząc jednocześnie czas jaki upłynął od wysłania impulsu sondującego do powrotu sygnału
odbitego od obiektu (i znając prędkość fal radiowych równą prędkości światła) możemy
wyznaczyć odległość obiektu od radaru. Tym samym radar umożliwia pomiar trzech
współrzędnych sferycznych obiektu namierzanego: odległość R, azymut ϕ oraz kąt
podniesienia θ. Oznacza to, że położenie obiektu w przestrzeni jest jednoznacznie
wyznaczone. Dokładność pomiaru tych współrzędnych jest określona przez szerokość
10
impulsu (dla odległości) i przez szerokość wiązki (dla współrzędnych kątowych) i dokładność
odczytu (pomiaru) kątów.
Zysk (wzmocnienie) anteny G (liczba niemianowana). Wskazuje ile razy jest
większa gęstość mocy (W/m2) na osi anteny kierunkowej w stosunku do gęstości mocy, jaka
byłaby, gdyby antena promieniowała izotropowo (równomiernie we wszystkich kierunkach).
Jest bezpośrednio powiązana z szerokością wiązki - im większy zysk anteny, tym węższa
wiązka i na odwrót.
π 2k 2
(4)
G=
2
ϑ
gdzie: k - pewna liczba zależna od jednorodności oświetlenia paraboloidy anteny i ychodzenia
części energ2 poza paraboloidę.
Niekiedy zysk anteny jest podawany w decybelach (dB). 10 log10G = wartość w dB.
Powierzchnia skuteczna anteny Ae. Jest to taka powierzchnia, która przy gęstości
mocy fali padającej d [W/m2] dostarcza do odbiornika moc Ae d [W].
W przybliżeniu mamy:
Ae = 2 Ap
3
gdzie Ap - powierzchnia przekroju paraboloidy (rzut).
(5)
Powierzchnia skuteczna anteny jest związana z zyskiem anteny, a tym samym z szerokością
wiązki anteny:
G λ2
(6)
Ae =
4π
Zysk anteny G, powierzchnia skuteczna anteny Ae oraz szerokość wiązki θ zależą od
rozmiarów anteny i długości fali nadajnika. Im większe rozmiary (średnica) anteny i mniejsza
długość fali, tym lepsza jest kierunkowość anteny, a więc - węższa wiązka, większy zysk i
powierzchnia skuteczna. A więc im krótsza fala, tym łatwiej osiągać wysoką kierunkowość
anteny - nie trzeba stosować dużych rozmiarów anteny, co jest zawsze kłopotliwe (montaż,
wytrzymałość budynku, siła potrzebna do obracania).
Minimalny wykrywalny sygnał (czułość odbiornika) Smin (W). Im mniejsza jest ta
wartość, tym lepiej, tym czulszy jest odbiornik. Zwykle zapisywana jest w dBW- (decybelach
względem 1 W) lub w dBm (decybelach względem 1 mW).
10 log10 (
10 log 10 (
S min [W ]
) = S min [dBW ] ,
1W
S min [W ]
10 − 3 W
(7a)
(7b)
) = S min [dBm] ,
Minimalny wykrywalny sygnał nie jest jednoznacznie określony, ma on charakter
statystyczny uzależniony od przyjętego za dopuszczalne prawdopodobieństwa wykrycia
sygnału względem szumu i prawdopodobieństwa fałszywego alarmu. Odbiornik powinien
wzmacniać sygnał (moc) około 1013 razy. Wszystkie elementy elektroniczne zawierają wolne
elektrony, które poruszają się bezładnie (ruch cieplny), ruch taki to losowy prąd elektryczny,
który (np. na głośniku) przejawia się w postaci szumu. Szumy elektryczne występują też w
przestrzeni i są odbierane przez antenę wraz z użytecznym sygnałem. Wzmacniając sygnał,
wzmacniamy też szum, a przy tym dokładamy jeszcze dodatkowo szum układów
11
wzmacniacza. Aby sygnał mógł być wykryty i zmierzony, jego moc musi przekraczać
kilkakrotnie moc szumu (ile razy, to zależy od przyjętych poziomów prawdopodobieństwa).
Nie wdając się w szczegółowe rozważania i określenia stwierdzimy tylko, że o czułości
odbiornika (jak najmniejszy minimalny sygnał wykrywalny) decydują jego szumy własne, im
mniej szumiący odbiornik, tym lepsza czułość (mniejszy minimalny sygnał wykrywalny). Dla
radaru METEOR 360 Smin = 5.01 x 10-15 W, zaś dla METEOR 1500 . Smin = 4.17 x 10-15 W.
Pasmo przenoszenia odbiornika B. Ważny parametr techniczny - jest to taki
przedział częstotliwości, na którego skrajach wzmocnienie odbiornika jest mniejsze o 3 dB
(o połowę) od wzmocnienia maksymalnego (na częstotliwości centralnej) - rys. 5.
Pasmo to jest tworzone w odbiorniku na wzmacniaczu częstotliwości pośredniej. Przyjmuje
się dla uproszczenia, że wewnątrz pasma przenoszenia współczynnik wzmocnienia k jest
równy maksymalnemu kmaks, zaś poza pasmem k jest równy zeru.
k
kmaks
kmaks/2
f [Hz]
pasmo przenoszenia B
Rys.5 Definicja pasma przenoszenia odbiornika radaru
Straty w trakcie mikrofalowym radaru Ly Jest to tłumienie fali na drodze między
nadajnikiem - anteną oraz anteną - odbiornikiem, wyrażane zwykle w decybelach. Zamiast
powyższego mówi się czasem o współczynniku strat w trakcie falowodowym. Wtedy jest to
liczba niemianowana mniejsza od jedności.
O niektórych związkach między parametrami była już mowa (np. zysk anteny, jej
powierzchnia skuteczna, szerokość wiązki i długość fali). Warto jeszcze wspomnieć o
związku między szerokością pasma przenoszenia i szerokością impulsu, oraz czułością
(minimalnym wykrywalnym sygnałem). Dążymy do tego by minimalny wykrywalny sygnał
był jak najmniejszy, wobec tego należałoby wybrać możliwie wąskie pasmo przenoszenia (im
mniejsze B, tym mniejszy Smin). Aby dobrze przenosić kształt impulsu przez odbiornik (nie
wprowadzać zniekształceń), trzeba korzystać z możliwie szerokiego pasma, przy tym to
pasmo powinno być tym szersze, im mniejsza jest szerokość impulsu τ. Ze względu zaś na
rozdzielczość w odległości, impuls powinien być możliwie wąski. Za optymalne pasmo
przenoszenia przyjmuje się wartość
B≈
1
(8)
τ
przy czym, gdy τ jest wyrażona w µs, to B - w MHz.
Inne, bardziej techniczne parametry radaru, które nie wpływają na równanie radarowe,
ale wpływają na możliwości radaru to:
□ zakres dynamiczny odbiornika (dB) - odstęp między najmniejszym a największym
sygnałem prawidłowo wzmacnianym (zwykle ponad 70 dB),
12
□
□
□
□
□
□
□
poziom i położenie listków bocznych anteny,
dokładność ustawienia kąta elewacji i azymutu,
dokładność odczytu tych kątów,
szybkość poruszania anteną w azymucie i elewacji,
zasilanie - napięcie, moc, stabilizacja napięcia,
wymagania środowiska (np. klimatyzacja),
system automatyzacji (rodzaj komputera, systemu operacyjnego, możliwości archiwizacji
i przekazu danych).
W tab. 2 przytoczono podstawowe parametry techniczne radarów METEOR 360
(magnetronowy) i METEOR 1500 (klistronowy) zainstalowanych na sieci radarowej IMGW.
Podstawowa różnica między nimi jest taka, że generator klistronowy jest znacznie
stabilniejszy niż magnetronowy, dlatego dokładność wyznaczania wiatru dopplerowskiego
jest dla klistronu większa. Klistron ma też dłuższy czas życia, ale jest znacznie droższy od
magnetronu.
lp.
Nazwa parametru radarowego
1 Częstotliwość [MHz]
2 Czas trwania impulsu wys.częst. [µs]
3 Częstotliwość powtarzania (PRF)
Okres przemiatania w płaszczyźnie
4 azymutalnej
5 Moc w. cz. w impulsie [kW]
6 Polaryzacja
7 Rodzaj charakterystyki anteny
8 Czułość odbiornika [dBm]
Radar
klistronowy
tryb Z tryb V
5650
3.3
550
Radar
magnetronowy
tryb Z
tryb V
5660
0.4
1200/900
20 s
250
liniowa pozioma
wiązka szpilkowa
o średnicy < = 1 º
-113.8
2.0
550
0.83
1200/900
20 s
250
liniowa pozioma
wiązka szpilkowa
o średnicy <= 1 º
-113
Tabela 2 Parametry techniczne radarów w sieci radarowej IMGW
Tryb Z – radar wykonuje pomiar odbiciowości do 250 km
Tryb V – radar wykonuje pomiar wiatru dopplerowskiego do 125 km
1.2.1. Niejednoznaczności
Ponieważ fala przebywa odległość R od radaru do celu i z powrotem, to 2R = c T, czyli R = c
T / 2; gdzie c - prędkość światła, T - czas, jaki upłynął od wysłania impulsu do powrotu
sygnału odbitego. Należy uważać, by nie odbierać żadnych sygnałów od poprzedniego
impulsu sondującego, gdy już wysłano następny.
Wspomnielismy poprzednio o Fp - częstotliwość powtarzania impulsów. Można też
określić Tp - okres powtarzania równy odwrotności częstotliwości. W ciągu tego okresu
odbiornik radaru powinien odebrać wszystkie sygnały z przestrzeni, aż do maksymalnego
jednoznacznego zasięgu.
Rmaks. jednozn. =
c Tp
(9)
2
13
Gdyby odbiornik odbierał sygnały z odległości R1 większej niż Rmaks. jednozn., to
przybywałyby one do radaru już po wysłaniu następnego impulsu przez nadajnik i zostałyby
zobrazowane jako znajdujące się w bardzo bliskiej odległości R1 - Rmaks. jednozn.. Byłyby to echa
tzw. drugiego omiatania (second sweep echo, second trip echo). Dlatego w radarach
klasycznych dobiera się tak długi okres Tp, (tak niską częstotliwość Fp), aby z odległości
większej niż Rmaks. jednozn. nie przychodziły żadne echa, tj. aby ewentualnie przychodzące
sygnały były poniżej progu czułości odbiornika.
Z drugiej strony dla radaru dopplerowskiego mamy dodatkowe wymaganie na częstotliwość
powtarzania, powinna ona być dostatecznie wysoka, aby móc określać wszystkie występujące
częstotliwości dopplerowskie, zależne od prędkości cząstek opadu. Pamiętajmy – musimy
wyznaczyć parametry sinusoidy (częstotliwości dopplerowskiej), ale nie wykonujemy
pomiaru przez cały czas, a tylko tak często, jak często wysyłamy impuls sondujący. Jako
przykład bardziej poglądowy możemy przyjąć wyznaczenie prędkości obrotu koła przez jego
filmowanie z prędkością np. 24 klatek na sekundę. Jeśli koło wykona więcej niż 1 obrót za
1/24 sekundy - prędkości koła nie potrafimy określić.
Rzeczywiście - aby odtworzyć sinusoidę o częstotliwości fd przy próbkowaniu impulsami,
częstotliwość powtarzania impulsów Fp powinna być przynajmniej 2 razy większa niż fd –
potrzeba, co najmniej dwa impulsy na okres Td = 1/fd. Jest to tzw. twierdzenie Nyquista. Gdy
warunek tego twierdzenia nie jest spełniony np. podczas kręcenia filmu (24 klatki na
sekundę), na filmie możemy zobaczyć koła obracające się wstecz, pomimo że pojazd jedzie
do przodu – efekt stroboskopowy.
Powinno więc być:
Fp ≥ 2 f d
(10)
dla wszystkich częstotliwości dopplerowskich. Jeśli warunek ten nie jest spełniony, to
maksymalna częstotliwość dopplerowska, jaka może być jednoznacznie określona to:
Fp
,
2
co oznacza, że maksymalna jednoznacznie określana prędkość wynosi:
f d max =
V maks = F p
λ
4
(11)
(12)
.
Na przykład, przy długości fali λ = 5.3 cm i częstotliwości powtarzania Fp = 500 imp/s mamy
Vmaks = 6.6 m/s, to bardzo mało, przecież w atmosferze, szczególnie wyższej, 20 - 30 m/s nie
jest wcale rzadkością. Im szerszy zakres częstotliwości dopplerowskich (zakres prędkości
cząstek rozpraszających) chcemy mierzyć, tym wyższą trzeba stosować częstotliwość
powtarzania. Ale zwiększenie częstotliwości powtarzania oznacza zmniejszenie
maksymalnego jednoznacznego zasięgu, czyli pojawianie się ech drugiego omiatania.
Kompromis nie jest łatwy do znalezienia, zwykle wybieramy częstotliwość powtarzania
dostatecznie niską, a niejednoznaczność częstotliwości dopplerowskiej usiłujemy rozwiązać
pewnymi sztuczkami matematycznymi (tzw. dealiasing, unfolding), np. zakładając ciągłość
przestrzenną pola prędkości wiatru.
Kombinując wzór na maksymalną prędkość i maksymalny jednoznaczny zasięg,
otrzymujemy:
14
V maks R maksjednozn. =
λc
8
(13)
,
Chcąc uzyskać możliwie duże wartości Vmaks i Rmaks jednozn., powinniśmy używać
możliwie długich fal. Ale na dłuższych falach trudno jest uzyskać dobrą kierunkowość anteny
(wąską wiązkę). W praktyce często postępuje się tak, że wykonuje się oddzielnie pomiary
klasyczne (nie dopplerowskie) ze stosunkowo niską częstotliwością powtarzania, a w trakcie
odrębnego przeglądu - pomiary dopplerowskie z wysoką częstotliwością powtarzania, wtedy
zasięg pomiarów dopplerowskich jest kilka razy (np. 2) mniejszy niż pomiarów klasycznych.
Gdy pomiary dopplerowskie wykonujemy ze zmienną częstotliwością powtarzania (w
stosunku 3:4), wtedy technika dealiasingu umożliwia podwojenie zakresu jednoznacznie
mierzonej prędkości.
W sieci radarowej IMGW zastosowano takie właśnie podejście umożliwiające
uzyskanie dużego zasięgu pomiaru odbiciowości i szerokiego zakresu pomiaru prędkości
dopplerowskiej, a mianowicie oddzielnie jest wykonywany przegląd przestrzeni klasyczny
(tylko odbiciowość) i oddzielnie przegląd dopplerowski (tylko prędkość dopplerowska), dla
każdego z tych przeglądów ustawiane są inne parametry radaru, przy tym dla przeglądu
dopplerowskiego zastosowano wysoką i zmienną częstotliwość powtarzania, co umożliwia
techniką dealiasingu podwojenie zakresu mierzonej prędkości (tab. 2).
1.3. Podstawowe równanie radiolokacji dla obiektów punktowych
i przestrzennych
1.3.1 Obiekt punktowy na osi wiązki
Antena radaru promieniuje podczas trwania impulsu moc Pt. Gdyby była ona promieniowana
izotropowo, to w odległości R [m] (patrz rys. 6) gęstość mocy d na 1 m2 byłaby równa całej
mocy promieniowanej podzielonej przez powierzchnię sfery 4 π R2:
Pt
,
(14)
4 π R2
Antena ma zysk G - tyle razy silniej promieniuje na osi wiązki, niż antena izotropowa. Więc
gęstość mocy na osi wiązki jest:
P G
d= t 2 ,
(15)
4π R
d=
R
Obiekt odbijający
Radar
Rys. 6 Wyprowadzenie podstawowego równania radarowego
15
Przyjmijmy, że w tym miejscu (w odległości R) będzie obiekt punktowy (znacznie
mniejszy od szerokości wiązki) o powierzchni skutecznej rozpraszania σ [m2].
Skuteczna powierzchnia rozpraszania σ to taka powierzchnia zastępcza, która
przyjmuje całą padającą na nią energię, rozprasza ją izotropowo, i daje w miejscu ustawienia
anteny taką moc sygnału, jaką daje obiekt rzeczywisty. Obiekt odbierze więc energię (d σ) i
rozproszy ją izotropowo, a więc w miejscu ustawienia anteny (znów w odległości R) gęstość
mocy d1 wyniesie:
d1 =
Pt G σ
(4 π R 2 ) 2
,
(16)
ponieważ trzeba całą moc podzielić ponownie przez powierzchnię sfery 4 π R2.
Jest to gęstość mocy [W/m2] w miejscu, gdzie znajduje się antena. Zgodnie z definicją
powierzchni skutecznej anteny Ae, moc całkowita odebrana przez antenę, to gęstość mocy
rozproszonej, w miejscu ustawienia anteny, pomnożona przez powierzchnię skuteczną anteny.
A więc moc odebrana Pr:
Pr =
Pt G Ae Lr σ
(4 π R 2 ) 2
,
(17)
tu Pr [W], Pt [W], Ae [m2], R [m], σ [m2], G - liczba niemianowana, Lr też liczba
niemianowana mniejsza od 1 - współczynnik strat mocy miedzy nadajnikiem - anteną oraz
anteną - odbiornikiem. Jest to podstawowe równanie radiolokacji dla obiektu punktowego,
znajdującego się na osi wiązki anteny.
Jeśli moc odbierana Pr jest równa minimalnemu wykrywalnemu sygnałowi, to przy
pozostałych parametrach stałych (Pt, G, σ), odległość R będzie odległością maksymalną czyli
zasięgiem Rmaks. Rozwiązując powyższe równanie względem Rmaks otrzymamy podstawowe
równanie radiolokacji w postaci tzw. równania zasięgu.
R maks = 4
4 π Pt G Ae Lr σ
,
S min
(18)
Jest to bardzo wygodna postać do analizy. Zazwyczaj chcemy uzyskiwać jak
największy zasięg radaru. Powierzchnia skuteczna obiektu σ jest ustalona i nie mamy na nią
wpływu. Pojedyncza zmiana któregos z pozostałych parametrów ma bardzo mały wpływ na
zasięg ze względu na czwarty stopień pierwiastka; np. dwukrotne powiększenie Pt spowoduje
tylko 21/4 = 1.189 krotne zwiększenie zasięgu, czyli o około 19 %. A dwukrotne zwiększenie
mocy nie jest technicznie łatwe. Ponieważ G oraz Ae są bezpośrednio powiązane (dla danej
długość fali są wprost proporcjonalne), to zamiast iloczynu (Pt G) możemy podstawić pod
pierwiastkiem np. G2, a wtedy dwukrotne powiększenie G powoduje 21/2 = 1.414 krotne
powiększenie zasięgu tj. o około 41 %. Jako że powierzchnia skuteczna anteny Ae (a więc i
zysk G) jest proporcjonalna do powierzchni rzutu paraboloidy reflektora anteny, to Ae jest
proporcjonalna do kwadratu średnicy paraboloidy, czyli wystarczy powiększyć średnicę
anteny 21/2 = 1.41 razy (o 41 %), by uzyskać takie samo zwiększenie zasięgu. Ale nawet takie
powiększanie anteny nie zawsze jest łatwe (trudności techniczne w konstrukcji dużych
paraboloid, trudności poruszania nimi itd).
16
1.3.2. Obiekty meteorologiczne - przestrzenne, zapełniające wiązkę
Przyjmijmy, że wewnątrz chmury (rys. 7) przesuwający się impuls jest ograniczony przez
wiązkę cylindryczną o promieniu R tgθ / 2 ≅ R θ / 2, gdzie R - odległość od radaru, θ szerokość wiązki (w radianach). Wiązka jest naprawdę stożkiem, ale w dość dużych
odległościach od radaru może być przyjmowana za walec, zaś tangens małego kąta jest w
przybliżeniu równy kątowi w radianach. Od przodu i od tyłu oświetlany obszar jest
ograniczony przez czołowy i tylny front impulsu sondującego - czyli długość oświetlanego
obszaru (wysokość walca) wynosi h = c τ. Dla uproszczenia przyjmujemy, że wewnątrz
wiązki cylindrycznej wszystkie cząstki są oświetlane taką samą mocą równą mocy Pmaks na
osi wiązki, a poza wiązką nie ma żadnego promieniowania. Nierównomierność oświetlenia
i dzwonowy kształt wiązki antenowej uwzględnimy mnożnikiem F. Innymi słowy, zamiast
krzywej dzwonowej (rys. 4) bierzemy prostokąt ograniczony osią odciętych, poziomem Pmaks
i liniami ograniczającymi szerokość wiązki θ, a różnicę między nimi uwzględniamy w postaci
mnożnika F.
Nas interesuje jednak obszar, z którego sygnały odbite przychodzą do anteny w tym
samym momencie (rys. 8). Załóżmy,że kropelka na czole impulsu daje odbicie. Sygnał ma do
pokonania drogę R + h/2 + h/2 = R + h. Tylny front impulsu przesuwa się do przodu i niech
po wykonaniu drogi h/2 inna kropelka (wg rysunku w połowie długości impulsu) też da
odbicie. Fala (tylnego frontu) już wykonała drogę h/2 i jeszcze ma do wykonania R + h/2,
czyli razem R + h/2 + h/2 = R + h. A więc kropelki z czoła impulsu i z połowy jego długości
dadzą sygnał w antenie po tym samym czasie równym (R + h) / c. Czyli sygnał z połowy
Impuls wewnątrz chmury
Rys.7 Impuls sondujący wewnątrz chmury
R
h/2
h/2
przemieszczanie się impulsu
tył impulsu
czoło impulsu
Rys.8 Formowanie się sygnału rozproszonego wewnątrz chmury
17
impulsu h/2 dociera do anteny w tym samym czasie. Można przyjąć (będzie jeszcze o tym
mowa), że moc sygnału w antenie jest sumą mocy sygnałów od poszczególnych cząstek, które
docierają do anteny w tym samym momencie czasu.
Objętość, z której sygnały docierają do anteny w tym samym momencie czasu, to
objętość cylindra (zamiast stożka) ograniczonego skrajami wiązki oraz połową szerokości
impulsu h/2, promień cylindra określiliśmy już poprzednio jako R θ / 2. Mamy więc:
π R2 θ 2 h F π R2 θ 2 h
,
V = π (R θ ) 2 h F =
=
2
2
8
16 ln 2
(19)
Ograniczyliśmy tutaj obszar szerokością wiązki, ale wiemy, że wiązka nie ma ostrych
granic, a wewnątrz wiązki moc promieniowana przez antenę spada od środka do skrajów, aby
to uwzględnić wprowadziliśmy współczynnik korekcji F. Obliczono (Probert - Jones), że F =
(2 ln2)-1.
Przyjmijmy, że jednostka objętości (1 m3) opadu ma skuteczną powierzchnię
rozpraszania σjedn. obj.. Wtedy całkowita powierzchnia skuteczna rozpraszania całego obszaru
odbijającego wynosi:
σ = σ jedn.obj. V =
π R2 θ 2 h
16 ln 2
(20)
σ jedn.obj. ,
Podstawimy tę wielkość do podstawowego równania radiolokacji dla obiektów
punktowych (17) zamieniając jednocześnie moc odbieraną na średnią moc odbieraną oraz
wyrażając powierzchnię skuteczną anteny Ae przy pomocy wzoru (6 ), a po uproszczeniu
przez R2 i π oraz uporządkowaniu mamy:
−
Pr
=
Pt G 2 Lr λ 2 θ 2 h σ jedn. obj.
1024 ln 2 π 2 R 2
,
(21)
Wprowadziliśmy moc średnią ze względu na kształtowanie się sygnału odbieranego od
celu wielokrotnego - złożonego z dużej ilości cząstek rozpraszających. Nasuwa się pytanie:
czy wolno nam sumować moce odbierane od poszczególnych cząstek, czy też należy
sumować wektorowo pola elektryczne, tj. czy powstaje obraz interferencyjny? Jeśli
ograniczylibyśmy się do pojedynczego impulsu radarowego, to powstałby obraz
interferencyjny - następuje sumowanie pól, a nie natężeń, czasem mielibyśmy maksimum,
innym razem minimum interferencyjne. Ale w meteorolog2 radarowej nie zajmujemy się
nigdy odbiciami od pojedynczych impulsów, zawsze sumujemy odbicie od kilku, kilkunastu
lub nawet kilkudziesięciu impulsów. Otóż występująca zawsze w chmurach turbulencja
miesza silnie cząsteczki, i od impulsu do impulsu sygnały są słabo skorelowane, a więc
można je traktować jako niespójne (nie koherentne) i sumować ich natężenia (moce). A wtedy
mamy do czynienia z mocą średnią pochodzącą od serii impulsów.
Omawiając rozpraszanie fal radiowych na cząstkach chmur i opadów, zobaczymy, że
dla przypadku tzw. przybliżenia Rayleigh'a powierzchnia skuteczna pojedynczej cząstki
kulistej o średnicy Di wynosi:
σi =
π5
K
λ4
2
6
Di ,
(22)
18
gdzie λ [m], Di[m], σi[m2], zaś K jest niemianowaną funkcją zespolonego współczynnika
załamania materiału cząstki (wody, lodu lub mieszaniny).
Eksperymentalnie zmierzono, że w typowych warunkach |K|2 = 0.93 dla wody i 0.197
dla lodu. Warto zapamiętać, że wartości te różnią się znacząco gdyż wrócimy do tego przy
rozważaniach o wyliczaniu natężenia opadu dla różnych stanów skupienia.
Aby uzyskać powierzchnię skuteczną rozpraszania dla jednostki objętości, trzeba
zsumować powierzchnie skuteczne wszystkich cząstek w jednostce objętości. Przyjmując, że
mamy jednorodną chmurę (tylko krople, albo tylko kryształki lodu), |K|2 jest stałe, można je
wyprowadzić przed znak sumy i wtedy:
σ jedn. obj. =
π5
K
λ4
2
∑D
6
i
,
(23)
i , jedn.obj .
1.3.3. Odbiciowość radarowa i najprostsza postać równania radarowego dla
hydrometeorów
Ostatni mnożnik równania (23) - suma szóstych potęg średnic kropel w jednostce objętości nazywamy odbiciowością radarową, oznaczamy Z i wyrażamy w mm6/m3.
Z=
∑D
6
i
(24)
,
i , jedn.obj .
Jest to jedyny parametr opadu mierzony za pomocą radaru niedopplerowskiego.
Ponieważ wyprowadzaliśmy równanie w układzie SI, to σjedn. obj. w równaniu (20)
powinna być wyrażona w [m2/m3] = [1/m]. Jeśli chcemy zgodnie ze zwyczajami wyrażać Z w
[mm6/m3], λ w [cm], odległość R w km (a nie m), szerokość wiązki w stopniach (a nie
radianach), zamiast długości przestrzennej impulsu h chcemy użyć długości czasowej τ w
[µs] to musimy wprowadzić mnożniki dopasowania jednostek i uzyskujemy:
2
Pr [W ] = (
2 2
Z e [mm 6 m −3 ]
0.926 π 5 10 −22 Pt [W ]G θ [ stopnie]τ [ µs ]Lr K
)(
)(
)
1024 ln 2
λ2 [cm]
R 2 [km]
(25)
W pierwszym mnożniku zebrano stałe (w tym prędkość światła), w drugim parametry radaru
oraz |K|2 (mnożnik uzależniony od parametrów dielektrycznych cząstki), zaś w trzecim
odbiciowość radarową i odległość do obiektu. Na ogół nie wiemy, czy obserwowany obiekt
składa się z kryształków lodu, czy kropelek wody, czy ich mieszaniny, dlatego zwykle
przyjmujemy stałą wartość |K|2 = 0.93 (woda), a zamiast odbiciowości Z bierzemy
odbiciowość skuteczną Ze - tj. odbiciowość takiej zastępczej chmury, złożonej z kropelek
wody, która daje taką samą moc sygnału Pr, jaką otrzymujemy od chmury rzeczywistej.
Wtedy przy ustalonych parametrach radaru, pierwszy i drugi mnożnik to stała radarowa Cr
(zwana inaczej potencjałem meteorologicznym radaru). Wówczas równanie radarowe dla
obiektów meteorologicznych przyjmuje bardzo prostą i zwykle stosowaną postać:
Pr = C r
Ze
(26)
R2
19
Biorąc pod uwagę fakt, że odbiciowość radarowa Ze zmienia się w bardzo szerokim
zakresie (z grubsza od zera do miliona), a przy tym błędy jej pomiaru są znaczne, stosuje się
skalę logarytmiczną i wyraża odbiciowości w dBZ, przyjmując:
Ze[dBZ] = 10 logZe
(27)
Wtedy równanie (26) możemy przepisać w postaci wygodnej do obliczania Ze w dBZ, po
wprowadzeniu potencjału radaru w postaci logarytmicznej ΠR = 10 logCr:
Z e [ dBZ ] = Pr [ dBW ] − Π R + 20 log R[ km ]
(28)
gdzie moc odbierana Pr jest wyrażona w decybelach względem 1 W.
Aby móc korzystać z równania (28), musimy obliczyć potencjał radaru Cr (lub
odpowiednio ΠR), i zmierzyć moc średnią odebranego sygnału Pr, odległość R jest zawsze
łatwo mierzona. Potencjał radaru obliczamy zwykle na podstawie nominalnych parametrów
radaru, podawanych przez producenta, ale wskazane jest wykonywanie (przynajmniej, co
jakiś czas) kalibracji, tj. możliwie dokładnego określenia rzeczywistego potencjału
meteorologicznego. We współczesnych radarach pomiar średniej mocy odbieranego sygnału
jest wykonywany przez specjalne systemy cyfrowej obróbki sygnału zwane procesorami
sygnału.
Z powyższych rozważań wynika, co warto dodatkowo podkreślić, że obiekty
meteorologiczne (chmury, opady) rozpraszają fale radiowe w całej swej objętości. Nie jest to
odbicie jak od ściany (tak jest np. w przypadku samolotów), ale od wielkiej ilości kropelek
lub śnieżynek znajdujących się wewnątrz wiązki radarowej, a obszar rozpraszania jest
ograniczony w odległości przez połowę impulsu sondującego.
1.4. Warunki propagacji fal radiowych w atmosferze
Echa anomalnej propagacji i ich eliminacja
Fala radiowa w atmosferze nie biegnie po lin2 prostej, ponieważ jej ruch odbywa się w
ośrodku o zmiennym współczynniku refrakcji (załamania) (rys. 9). Gdy fala przechodzi
(z dołu do góry) z warstwy o współczynniku
załamania n do warstwy o współczynniku n - ∆n
(mniejszym), następuje odchylenie promienia w
kierunku od prostopadłej, kąt padania (i)
zamienia się w kąt załamania (r) i zgodnie z
prawami optyki geometrycznej:
n − ∆n sin i Vi
=
= ,
n
sin r Vr
Rys.9 Załamanie promienia na granicy
ośrodków o różnej gęstości optyczne
(29)
W rzeczywistości atmosfera jest silnie
stratyfikowana pionowo i można ją sobie
wyobrazić jako ciąg drobnych warstewek o
ciągle malejącym współczynniku załamania
(idąc ku górze), bo cały czas maleje gęstość
powietrza.
20
Zależność współczynnika załamania od parametrów atmosfery wyraża się wzorem:
N = (n − 1) 10 6 = 77.6
p
e
e
− 5.6 + 3.75 x10 5 2 ,
T
T
T
(30)
gdzie
N = (n - 1) 106 - wyrażenie sprowadzające małe wartości różnicy między
współczynnikiem załamania a jednością do wartości bardziej praktycznych (rzędu kilkuset) tzw. "jednostki N", zaś p - ciśnienie powietrza [hPa], e - prężność pary wodnej [hPa], T temperatura powietrza [K]. Składnik 5.6 e/T jest znacznie mniejszy od dwóch pozostałych,
zwykle zaniedbujemy go i wzór (30) zapisujemy jako:
N=
77.6
e
( p + 4810 ) ,
T
T
(31)
Przy poziomie morza zwykle n ≈ 1.0003, czyli N ≈ 300.
Droga fali radiowej wysyłanej przez
radar ma w przybliżeniu przebieg jak na rys.
10:
Promień wysłany pod kątem φ0 do poziomu
biegnie po pewnym czasie pod kątem φh
(mniejszym od poprzedniego. Można sobie
wyobrazić sytuację, gdy kąt φh stanie się
ujemny, promień zostanie skierowany do
powierzchni Ziemi i uderzy w nią w pewnej
odległości od radaru. Ponieważ cały czas
mamy przechodzenie promienia między
warstwami o różnej gęstości, a więc i o
różnym współczynniku załamania, to
promień biegnie nie po prostej, a po krzywej.
Krzywizna ta jest tym większa, im szybciej
zmienia się współczynnik załamania z
Rys.10 Typowa droga fali radiowej w
wysokością, czyli im silniejszy jest jego
atmosferze
gradient pionowy.
W praktyce byłoby bardzo trudne wyznaczanie pozycji fali radiowej przy korzystaniu z
lin2 krzywych (np. do obliczania wysokości wierzchołka chmury). Dlatego dla warunków
standardowych (atmosfera standardowa stosowana w radiokomunikacji) przyjmuje się stałą
wartość gradientu współczynnika załamania z wysokością -4 x 10-8 [m-1] = -4 x 10-5 [km-1] i
określa tzw. "skuteczny promień Ziemi" Re:
Re =
R
4
≈ R ≈ 8493 [km] ,
−5
3
1 − R 4 x 10
(32)
Łączymy więc krzywiznę (typową) promienia z krzywizną Ziemi i dalej ruch promienia
obliczamy tak, jakby zachodził po prostej. Wynika z tego, że promień skuteczny Ziemi jest
większy od rzeczywistego, czyli promień "zagląda" częściowo pod horyzont.
W rzeczywistości atmosfera jest często różna od standardowej i promień może biec
bardziej ku górze (subrefrakcja) niż dla atmosfery standardowej, nieco ku dołowi (refrakcja
podwyższona), albo uderzać w ziemię (superrefrakcja) (rys. 11).
21
0
H
powierzchnia Ziemi
2
h
1
radar
h - wysokość radaru nad powierzchnią Ziemi
H - wysokość wiązki radarowej w odległości od radaru
0 - droga wiązki radarowej bez refrakcji
1 - refrakcja (ugięcie) standardowe
2 – subrefrakcja
3 - superrefrakcja (AP - anomalna propagacja)
3
Rys.11 Droga promienia przy różnych warunkach propagacji w atmosferze
Subrefrakcja i refrakcja standardowa nie stwarzają poważnych kłopotów, co najwyżej
wysokości wyznaczane radarem będą obarczone błędami. Przeciwnie superrefrakcja powoduje powstawanie ech od ziemi na dużych odległościach, gdzie powierzchnia Ziemi jest
pod horyzontem i nie powinna być obserwowana. Powstają dodatkowe pasożytnicze echa,
które można nieopatrznie uznać za echa opadowe. Nazywamy je echami anomalnej
propagacji, powszechnie stosowany jest termin angielski "anaprop" lub amerykański "AP"
(rys. 12 i 13).
Superrefrakcja pojawia się wtedy, gdy w pewnej warstwie atmosfery, zwykle
przyziemnej, ale nie tylko, występuje wzrost temperatury wraz z wysokością (inwersja) oraz
silny spadek wilgotności bezwzględnej (ilości pary wodnej). Wyróżniamy trzy rodzaje
superrefrakcji, którym sprzyjają następujące sytuacje:
1. Superrefrakcja radiacyjna - nocne wypromieniowanie przy ładnej (wyżowej)
pogodzie, tworzenie się inwersji przyziemnej; jednocześnie parowanie z powierzchni ziemi
utrzymuje wysoką wilgotność tuż nad ziemią, a wyżej - suche powietrze; jest to sytuacja dość
częsta w Polsce środkowej, występuje głównie latem nocą (od 2 godzin przed zachodem do 3
godzin po wschodzie słońca). Występują bardzo silne echa anomalne na całym zakresie
odległości.
2. Superrefrakcja burzowa - przejście opadu konwekcyjnego, wyziębienie warstwy
przyziemnej i jej duża wilgotność, zaś cieplejsze i suchsze powietrze powyżej. Trwa
stosunkowo krótko (do 1 godz.), po ustąpieniu deszczu ogrzewanie ziemi likwiduje te
warunki. Małe obszary i słabe (niskie) echa.
3. Superrefrakcja adwekcyjna - napływ ciepłego i suchego powietrza nad zimne
morze. W Polsce centralnej nie obserwowane, możliwe nad Bałtykiem.
Obraz anomalnych ech jest trudno odróżnialny od ech opadów konwekcyjnych. Zmiany
odbiciowości od punktu do punktu są jednak gwałtowniejsze, a wysokości wierzchołków są
zbyt niskie przy dużych wartościach odbiciowości. Te cechy mogą być użyte do częściowej
eliminacji ech anomalnych, ale eliminacja nie będzie idealna, a może spowodować usunięcie
ech użytecznych.
W radarach dopplerowskich korzystamy z filtrów odrzucających echa nieruchome
(opady zwykle przemieszczają się). Jest to sposób skuteczniejszy, ale też nie idealny.
22
Rys.12 Echa anomalne (superrefrakcja) na mapie rzutu maksymalnego
Rys.13 Echa od obiektów i echa anomalne (superrefrakcja) na mapie wysokości
wierzchołków echa radarowego
Wyświetlenie animacji z kilku kolejno po sobie następujących map z echami anomalnymi
pozwala zorientować się o ich charakterze: echa anomalne wykonują charakterystyczne
„skaczące” przesunięcia, a echa opadowe mają określony, uporządkowany charakter ruchu.
Na rys.13 echa w części środkowej mapy to echa anomalne. Echa na wschodzie pochodziły
od ech opadowych.
23
1.5. Geometria obserwacji radarowych. Horyzont radarowy i echa stałe
Jest oczywiste, że radar może patrzeć tylko poziomo i do góry, od dołu ziemia nie pozwala na
obserwację drugiej półprzestrzeni. W rzeczywistości jednak radar nie może patrzeć poziomo
(pod kątem zero stopni), z powodu szerokości wiązki - przy obserwacji poziomej połowa
wiązki zostałaby skierowana w kierunku ziemi i połowa mocy zostałaby utracona.
Najmniejszym kątem obserwacji jest więc kąt podniesienia równy połowie szerokości wiązki
(przy wiązce o szerokości 10 najmniejszy kąt obserwacji to 0,50). Pamiętając o kulistości
Ziemi wiemy, że wiązka fal wysłana przez antenę na dalszych odległościach biegnie coraz to
wyżej nad powierzchnią gruntu.
Na rys.15 pokazano przebieg promienia radarowego w zależności od odległości i kąta
elewacji. Zgodnie z tym, co podano w poprzednim rozdziale, zamiast prawdziwego promienia
Ziemi do wyznaczenia wysokości promienia użyto skutecznego promienia Ziemi – zgodnie ze
wzorem (32).
Rys.15 Obraz ech stałych (wokół stacji radarowej)
Najniższą wysokość obserwacji radarowej dostępnej dla danego położenia nazywamy
horyzontem radarowym. Przy gładkiej powierzchni horyzont radarowy jest taki sam dla
wszystkich azymutów dla danej odległości, jeśli jednak występują przeszkody (góry),
zmuszające do patrzenia na pewnym azymucie pod wyższym katem, horyzont radarowy może
być różny dla różnych azymutów przy tej samej odległości.
Podczas wyboru lokalizacji dla radaru meteorologicznego zwracamy przede wszystkim
uwagę na brak maskowania (zacieniania) przez bliskie góry czy wzgórza. Jeśli ono występuje,
wartość informacji radarowej z takiego położenia może być silnie ograniczona. Oczywiście
oprócz kryterium maskowania, podczas wyboru lokalizacji trzeba brać pod uwagę też inne
kryteria, przede wszystkim kryteria ekonomiczne i społeczne: koszt budowy radaru i
24
Rys.14 Geometria obserwacji radarowych
25
infrastruktury (energia, łączność, dojazd), zgoda miejscowej ludności i władz lokalnych
(protesty przeciw „szkodliwemu” promieniowaniu są powszechne, a warto wiedzieć, że
energia odpowiednio usytuowanego radaru jest wielokrotnie mniejsza niż energia kuchenki
mikrofalowej lub telefonu komórkowego). Na rys. 16a i 16b pokazano horyzont radarowy dla
Legionowa i Pastewnika.
Rys.16a Kąty zakrycia horyzontu dla Legionowa i Pastewnika
Legionowo
Pastewnik
Rys.16 Obszar możliwego pomiaru na wysokości 1500 m n.p.m. (mapa 200 x 200 km)
Oczywiście brak maskowania przez przeszkody jest bardzo ważny, ale ważne są
również zakłócenia nazywane echami stałymi. Wiązka radarowa biegnąc nisko nad
powierzchnią Ziemi zaczepia o różne obiekty: budynki, wzgórza, maszty energetyczne,
telewizyjne, radiowe i telefon2 komórkowej, drzewa; obiekty te odbijają oczywiście fale
radiowe i dają echa, zwane echami stałymi. Wspominaliśmy już w punkcie 1.2 o wtórnych
maksimach, czyli o listkach bocznych anteny. Mimo, że są one znacznie słabsze niż listek
główny (np. o 20 dB, tj. 100 razy) to, gdy uderzają w duże i blisko położone obiekty, dają
silny sygnał odbity i mamy echa stałe. Okazuje się przy tym, że gdy radar jest ustawiony na
szczycie stromej góry, liski boczne uderzają w ziemię daleko od radaru i mamy obszerną
strefę zakłóceń przez echa stałe. W celu uzyskania małego obszaru ech stałych, radar należy
26
umieszczać na płaskowyżu (rys. 17 i 18). Niestety taka lokalizacja (mało ech stałych i brak
maskowania) jest rzadka.
wiązka główna
listek boczny
zakres ech stałych
listek boczny
Rys.17 Wąski zakres ech stałych od listków bocznych dla radaru na płaskowyżu
wiązka główna
zakres ech stałych
Rys.18 Szeroki zakres ech stałych od listków bocznych dla radaru na stromej górze
Echa stałe są oczywiście dla nas zakłóceniem i musimy je zwalczać. Najprostszy sposób
to zapisanie ich podczas ładnej pogody (gdy nie występują echa od opadów) i następnie
usuwanie ich z obserwacji i w miejsca usunięte wstawianie danych z otoczenia (w poziomie
lub w pionie). W przypadku radaru dopplerowskiego możliwe jest zastosowanie filtra
dopplerowskiego – teoretycznie echa stałe nie poruszają się (echa np. od fal morskich czy lasu
poruszanego wiatrem mają pewną prędkość własną i nie poddają się eliminacji filtrem
dopplerowskim) i prędkość ich powinna być zerowa, podczas gdy opady zawsze mają jakąś
prędkość, więc powinny być łatwo dyskryminowane i eliminowane. W rzeczywistości jest
trochę inaczej, filtr dopplerowski eliminuje echa stałe, ale niecałkowicie (rys.15), może
usunąć niektóre echa od opadów. W systemie NIMROD resztki ech stałych są usuwane dzieki
maskom uzyskanym z sumowania klimatycznego wielu obrazów radarowych.
1.5.1. "Zasięg" radaru meteorologicznego
Goście zwiedzający radarową stację meteorologiczną pytają bardzo często - jaki jest zasięg
tego radaru? Otóż pojęcie zasięgu wywodzi się z radarów wojskowych, które są projektowane
dla obiektów o podobnych charakterystykach - rozmiary samolotów np. myśliwskich różnią
się nieznacznie, materiał jest zawsze taki sam - metal, można więc podać, że zasięg danego
radaru to dla samolotów myśliwskich np. 150km. Ale już dla innych samolotów, np.
pasażerskich, które są znacznie większe, zasięg ten może być też znacznie większy.
Wiadomo, że radary wojskowe nie mogą wykrywać nisko lecących samolotów lub rakiet, co
jest oczywiste, gdy przyjrzymy się dokładniej rys. 14. Ze względu na krzywiznę Ziemi,
samolot lecący np. na wysokości 100 m będzie znajdował się poniżej horyzontu radarowego
27
już na odległości 41 km, gdy radar patrzy pod kątem 00 (czyli w rzeczywistości na jeszcze
mniejszej odległości, bo musimy patrzeć pod nieco większym kątem). Geometria radarowych
obserwacji meteorologicznych jest taka sama - coś co jest poniżej horyzontu nie może być
wykrywane ani obserwowane, choćby miało bardzo duże zdolności odbijania fal radiowych.
Różnica między obiektami meteorologicznymi a samolotami czy statkami polega na
ogromna różnorodności tych pierwszych - od słabiutkich chmur Cirrus do potężnych chmur
burzowych i gradowych. W związku z tym nie możemy mówić o zasięgu radaru
meteorologicznego, jako o jednej liczbie, raczej o prawdopodobieństwie wykrywania różnych
chmur na różnych odległościach i w różnych warunkach np. w lecie i w zimie.
Radar meteorologiczny w zasadzie nie wykrywa chmur bezopadowych (Ci, Cs, Cc, St,
As, Ac, Cu hum, Cu med, a nawet Cu cong), czyli zasięg ich wykrywania wynosi zero, albo
inaczej prawdopodobieństwo ich wykrywania jest bardzo niskie nawet blisko od radaru.
Powiedzieliśmy "w zasadzie", co znaczy, że zdarzają się przypadki wykrywania takich
chmur, ale mówimy, że są to zapewne chmury opadowe, ale opad nie osiąga powierzchni
ziemi. Chmura jest wtedy "opadowa", gdy kropelki (kryształki) osiągają takie rozmiary, że
przestają być zawieszone w powietrzu i spadają. Przybliżoną granicą jest 0,1 mm dla średnicy
kropelki, co odpowiada słabej mżawce. W tab. 3 podano przybliżone prawdopodobieństwa
wykrywania przez radar różnych obiektów meteorologicznych na różnych odległościach.
Obiekt
As bez opadu
mżawka, śnieg lodowy
śnieg jednostajny
śnieg z deszczem jednostajny
deszcz jednostajny
śnieg przelotny
śnieg z deszczem przelotny
deszcz przelotny
deszcz przelotny z burzą
grad
< 100 km
20
5
60
70
90
60
70
90
100
100
Zakres odległości
100 - 150 km
30
40
70
30
40
80
95
100
150 - 200 km
10
30
10
50
75
100
Tabela 3 Orientacyjne prawdopodobieństwa wykrywania przez radar obiektów
meteorologicznych (%)
Nie należy mylić zasięgu wykrywania z zakresem wykonywanych obserwacji lub
prezentacji oraz z zasięgiem pomiaru opadu. Na sieci radarowej POLRAD zastosowano dwa
zakresy pomiaru: 250 km dla obserwacji odbiciowości i 125 km dla pomiarów wiatru
dopplerowskiego. Przyjęto przy tym zakresy prezentacji (wymiary map) 200 km
(odbiciowość) i 100 km (wiatr dopplerowski). Nie oznacza to jednak, że taki jest zasięg
obserwacji ani pomiaru. Na przykład zimą przy niskich i słabo rozpraszających chmurach
rzeczywisty zasięg obserwacji może wynosić np. 120 km, ale obserwacje są nadal
wykonywane do 250 km, a przedstawiane do 200 km. Wtedy obserwując animację obrazu
radarowego widzimy pojawianie się nowych chmur opadowych ciągle na odległości 120 km a one po prostu albo wychodzą spod horyzontu, albo zaczynają być wykrywane, bo dopiero
sygnał radarowy osiągnął moc wystarczającą do wykrycia. Na ekranie pojawia się "magiczny
krąg".
Zasięg pomiaru opadu to bardzo niejednoznaczne pojęcie. Żeby pomiar opadu był jako
tako sensowny, powinien być wykonany tuż nad powierzchnią ziemi. Ale geometria
pomiarów radarowych (rys. 14) powoduje, że im dalej od stacji radarowej, tym wyżej nad
28
ziemią znajduje się wiązka radarowa. Gorzej jest, gdy mamy niedaleko od radaru maskujące
obiekty (góry, wzgórza), wtedy trzeba wykonywać obserwacje pod wyższym kątem, czyli
pomiar jeszcze bardziej oddala się od powierzchni ziemi. Przyjmuje się umownie (ale nie jest
to przez nikogo uprawomocnione), że zasięg pomiaru ilościowego opadu przez radar wynosi
w przybliżeniu 100 km (w Wielkiej Brytanii przyjęto 75 km). Jako uzasadnienie takiego
wyboru (100 km) można podać fakt, że latem gdy izoterma 00C znajduje się zwykle na
wysokości 2-4 km, wiązka wysłana pod kątem 0,50 na odległości 100 km będzie znajdować
się poniżej tej izotermy (brak wpływu jasnego pasma). Na odległościach ponad 100 km
radarową informację o opadach należy przyjmować jako orientacyjną - raczej ogólne
wskazanie, a nie wartość liczbową.
1.6. Rozpraszanie i pochłanianie fal radiowych przez hydrometeory.
Przewodniki odbijają fale radiowe. Wektor pola elektrycznego wywołuje na
powierzchni przewodnika prąd elektryczny o takiej samej częstotliwości, jak częstotliwość
fali padającej. Zmienny prąd elektryczny generuje pole elektromagnetyczne o tej samej
częstotliwości, fala ta rozchodzi się w przestrzeni w kierunku prostopadłym do powierzchni
przewodnika, a więc powstaje fala odbita. Jak jednak fala radiowa rozpraszana jest na
dielektryku (izolatorze), jakim jest kropla wody lub kryształek lodu? W dielektryku prąd nie
może płynąć! Jednak molekuły dielektryka bywają spolaryzowane, albo mogą zostać
spolaryzowane przez padające pole elektryczne i magnetyczne. Polaryzacja molekuły
oznacza, że chociaż cząsteczka jako całość jest obojętna (nie ma ładunku elektrycznego), to
jednak środek ładunku dodatniego nie przypada w tym samym miejscu, co środek ładunku
ujemnego, cząsteczka tworzy więc dipol elektryczny. Ładunki są skoncentrowane w pewnej
odległości od siebie.
Molekuła wody jest z natury spolaryzowana. Padająca fala jeszcze zwiększa tę
polaryzację (powoduje oddalanie się ładunków od siebie). Gdy pole elektryczne (i
magnetyczne) zmienia się z częstotliwością f, to i polaryzacja cząsteczki zmienia się tak
samo: w ciągu jednego okresu dwa razy zmienia się orientacja dipola. Takie reorientowanie
dipola to nic innego, jak elektryczne drgania dipola, które powodują generowane fali
elektromagnetycznej o tej samej częstotliwości, co fala padająca i skierowanej we wszystkie
strony; część tej fali jest skierowana z powrotem do źródła, czyli jest to fala rozproszona
wstecznie. W rzeczywistości mechanizm rozpraszania jest bardziej złożony, w dielektryku
powstają nie tylko dipole elektryczne, ale też kwadrupole i momenty wyższego rzędu,
również momenty magnetyczne.
Część padającej energii powoduje polaryzację i zmianę orientacji dipoli (czyli jest
zamieniana na falę rozproszoną), zaś jeszcze inna część zamienia się w kropelce na ciepło
(zostaje pochłonięta). Chociaż pojedynczy dipol (molekuła) rozprasza falę izotropowo
(równomiernie we wszystkie strony), to cała kropelka (lub kryształek lodu) ze względu na
wzajemne oddziaływanie pól rozproszonych ma pewną przestrzenną charakterystykę
rozpraszania: najwięcej energii idzie dalej w tym samym kierunku co fala padająca, pewna
(dość duża) część idzie w kierunku źródła (rozpraszanie wsteczne), a mniejsze ilości w
pozostałych kierunkach (rys. 19).
Rys.19 Charakterystyka rozpraszania kropelki wody
29
Nas najbardziej interesuje ta część energ2, która powraca do źródła - tworzy sygnał
echa w antenie radaru. Będziemy też mówić później o części pochłoniętej.
Twórcą teorii rozpraszania światła (fal elektromagnetycznych) na małych cząstkach jest
Mie. Według niej powierzchnia skuteczna rozpraszania wstecznego σ [m2] na kulistej cząstce
wynosi:
π a2
σ= 2
α
2
∞
∑ (−1)
n
(2 n + 1) (an − bn )
n =1
(33)
gdzie a jest promieniem cząstki, α = 2 π a / λ, zaś an, bn - są współczynnikami rozpraszania
przez elektryczne (a) i magnetyczne (b) momenty rzędu n. Współczynniki te wyrażają się
przez sferyczne funkcje Bessela i Hankla od α oraz m - zespolonego współczynnika refrakcji
materiału cząstki.
m = n - ik
(34)
gdzie n jest zwykłym współczynnikiem refrakcji, k - współczynnikiem pochłaniania, zaś i jednostką urojoną.
Widzimy, że teoria Mie'a jest trudna do stosowania w praktyce. Dla każdej cząstki
trzeba by prowadzić skomplikowane obliczenia, a przecież mierząc opad radarem z odległości
kilkudziesięciu (lub kilkuset) kilometrów nie wiemy, jakie w nim kropelki występują i w
jakiej liczbie. Dlatego najczęściej korzystamy z przybliżenia Rayleigh'a dla wzorów na
rozpraszanie i pochłanianie. Przybliżenie Rayleigh'a dotyczy sytuacji, gdy rozpraszające
cząstki (kropelki, śnieżynki, gradziny) są kuliste i mają rozmiary dużo mniejsze od długości
fali radaru. Ponieważ długość fali wynosi np. 3 cm (zakres X), 5 cm (zakres C) lub 10 cm
(zakres S), zaś kropelki wody w opadach mają średnicę < 2 mm, więc warunek ten jest w
zasadzie spełniony. Jeśli chodzi o śnieżynki, okazuje się, że pomimo iż są one większe,
przybliżenie jest w zasadzie słuszne. Przybliżenie Rayleigh'a nie jest jednak prawdziwe dla
dużych gradzin. Są one jednak rzadko spotykane, ale mogą silnie zafałszować np. natężenie
opadu obliczane przy występowaniu gradu. Przybliżenie Rayleigh'a odpowiada przypadkowi,
gdy fala rozproszona jest generowana wyłącznie przez dipole elektryczne, a wszystkie
momenty elektryczne i magnetyczne wyższych rzędów mogą być zaniedbane. Dla
przybliżenia Rayleigh'a mamy:
powierzchnię skuteczną pełnego rozpraszania Qs:
Qs =
2 π5
2
K D6
4
3 λ
(35)
powierzchnię skuteczną rozpraszania wstecznego (do radaru) σ:
π5 2 6
σ= 4 K D
λ
(36)
oraz powierzchnię skutecznego pochłaniania:
π2 3
Qa =
D Im (− K )
λ
(37)
30
gdzie D - średnica cząstki rozpraszającej, λ - długość fali, Im - część urojona wyrażenia w
nawiasie, zaś K
K=
m2 − 1
m2 + 2
(38)
gdzie m jest to wielkość zespolona uzależniona od właściwości dielektrycznych cząsteczki.
W tab. 4 przytoczono wartości K 2 oraz Im(K) dla różnych warunków. Wynika z niej, że |K|2
zmienia się bardzo mało w zależności od temperatury i długości fali. Przyjmujemy, że w
przybliżeniu |K|2 = 0.93 dla wody i 0.2 dla lodu. Wracając do wzoru (36) na powierzchnię
skuteczną rozpraszania wstecznego widzimy, że kulista cząstka lodu o takiej samej średnicy
jak kropelka wody odbija około 5 razy słabiej. Efekt ten jest jednak w naturze osłabiony przez
to, że śnieżynki mają zwykle znacznie większe rozmiary (są jakby nadmuchane powietrzem)
niż kropelki o tej samej masie. Parametr Im (-K) zmienia się w przypadku wody silniej i jest
znacznie (3 razy) większy dla fali 3 cm niż dla 10cm. Oznacza to, że fala 3 cm jest znacznie
silniej pochłaniana przez wodę niż fale dłuższe. Dla lodu wartości tego parametru są
niewielkie, a więc i pochłanianie słabe.
Parametr
|K|2
Im (-K)
|K|2
Im (-K)
WODA
temperatura (0C)
20
10
0
20
10
0
długość fali (cm)
10
3.2
0.928
0.9313
0.934
0.00474
0.00688
0.01102
0.9275
0.9282
0.93
0.01883
0.0247
0.0335
LÓD (wszystkie długości fal)
wszystkie temperatury
0
-10
-20
0.197
9.6 x 10-4
3.2 x 10-4
2.2 x 10-4
Tabela 4. Niektóre wartości |K|2 oraz Im(-K) dla wody i lodu
Całkowite tłumienie fali przez hydrometeory to suma całkowitego rozpraszania i
pochłaniania Qs+Qa, ale Qs (zależne od szóstej potęgi średnicy) jest dla małych cząstek
znacznie mniejsze niż Qa (zależne od trzeciej potęgi) i Qs można zaniedbać. Korzystanie z
powierzchni skutecznych pochłaniania jest mało praktyczne, tłumienie najlepiej wyrażać w
decybelach na kilometr drogi przebytej w opadach, pewne przybliżone wyrażenia podano w
tab. 5. Widać silną zależność tłumienia od długości fali. Nawet nie uwzględniając
wykładnika, który wzmacnia zależność, przy przejściu od fali 3.2 cm do 5.7 cm tłumienie
maleje w przybliżeniu 3 razy, a przy przejściu od 5.7 do 10 cm - około 7 razy.
Długość fali (cm)
Współczynnik tłumienia kp (dB/km) (R – natężenie opadu w mm/godz)
0.0074 R1.31
0.0022 R1.17
0.0003 R1.0
3.2
5.7
10
Tabela 5. Współczynniki tłumienia fali radiowej w opadach
31
Ponieważ tłumienie zniekształca silnie pomiar, a jego wielkość jest nieznana i trudna do
oszacowania, z tego względu warto używać dłuższych fal.
Powracając do wzoru (35) widzimy, że skuteczna powierzchnia rozpraszania
wstecznego σ zależy od czwartej potęgi długości fali w mianowniku, a więc przejście od fali
3.2 cm do 5.7 cm oznacza zmniejszenie powierzchni skutecznej (5.7/3.2)4 = 10 razy, zaś od
fali 5.7 do 10 cm: (10/5.7)4 = 9.5 raza. Czyli użycie fali 3.2 cm zamiast 10 cm daje około 100
razy większą powierzchnię skuteczną. Z tego punktu widzenia warto stosować możliwie
krótkie fale - co jest w sprzeczności z potrzebą słabego tłumienia.
Przyjmuje się, że do celów ogólnej orientacji (nie do pomiarów opadu) oraz w rejonach
wysokich szerokości geograficznych (gdzie opady są słabe i zwykle w postaci śniegu)
optymalna długość fali radaru to 3 cm, w rejonach klimatu umiarkowanego (Europa) - fala
5cm, zaś w rejonach zwrotnikowych i równikowych - 10 cm.
Przy wyprowadzaniu równania radiolokacji dla obiektów przestrzennych widzieliśmy,
że trzeba zsumować powierzchnie skuteczne rozpraszania wstecznego dla jednostki objętości
opadu, dzięki czemu otrzymujemy tzw. odbiciowość radarową (24), tj. sumę szóstych potęg
średnic cząstek (kropel) w jednostce objętości (1 m3). Przy tym przyjmujemy standardowo, że
|K|2 = 0.93 (jak dla wody), a zamiast rzeczywistej odbiciowości Z bierzemy odbiciowość
skuteczną Ze - tj. odbiciowość takiej zastępczej chmury, złożonej z kropelek wody, która daje
taką samą moc sygnału Pr, jaką otrzymujemy od chmury rzeczywistej.
1.6.1. "Jasne pasmo"
śnieg
deszcz
t = 00 C
warstwa topnienia
Rys.20 Powstawanie jasnego pasma
Co się dzieje w warstwie topniejącego śniegu? Parametr |K|2 jest około 5 razy mniejszy dla
śniegu niż dla wody, ale śnieżynki mają znacznie większe rozmiary niż kropelki. W warstwie
poniżej izotermy 00C śnieżynki topniejąc pokrywają się cienką warstewką wody i zaczynają
odbijać jak woda, ale wielkość ich jest niewiele mniejsza od śnieżynek (mamy jakby
nadmuchane kropelki). Strefa ta ma pionową rozciągłość rzędu 1 km, a najczęściej 600 - 700
m. Odbicie w warstwie topnienia jest znacznie silniejsze niż od śniegu powyżej oraz deszczu
poniżej, bo stopione całkowicie śnieżynki skupiają się w małe krople, które ponadto szybciej
spadają, więc ich koncentracja maleje. Jest to tzw. efekt "jasnego pasma". Jeśli wiązka
przebija tę warstwę w pewnej odległości od radaru, na ekranie wskaźnika dookrężnego
możemy obserwować jasny pierścień. Obserwuje się go tylko w chmurach warstwowych, w
konwekcyjnych mieszanie pionowe jest bardzo silne i strefa topnienia jest rozproszona
(rozmyta). Odbicie w warstwie topnienia jest około 6 dB większe niż w otoczeniu. Oznacza to
sztuczne zawyżenie opadu 2,4 razy. Jest to efekt silnie zniekształcający pomiary opadu.
Najlepiej byłoby mierzyć deszcz tylko poniżej warstwy topnienia. Przy cyfrowej obróbce
sygnału (zależnie od doboru parametrów uśredniania w przestrzeni), efekt jasnego pasma
może być częściowo wygładzony przez uśrednianie.
32
1.6.2. Odbiciowość i natężenie opadu
Przypomnijmy wzór (24) na odbiciowość opadu (chmury), który jest sumą szóstych potęg
średnic kropel w jednostce objętości i wyznaczmy natężenie opadu. W tym celu mnożymy
masę kropli (równą jej objętości) przez jej prędkość spadania (proporcjonalną w przybliżeniu
do pierwiastka kwadratowego ze średnicy kropli), i sumujemy po jednostce objętości:
D
4
R= ∑
π ( i )3 v =
2
i , jedn .obj . 3
1
π
4 Di3
2
a
D
=a
π
∑
i
8
6
i , jedn .obj . 3
∑
7
Di
2
(39)
i , jedn .obj .
Natężenie opadu jest proporcjonalne do sumy średnic w potędze 3.5. Gdyby wszystkie krople
miały jednakową średnicę, to z równań (24) i (39) moglibyśmy wyłączyć D i uzyskać:
R=a
π
6
N
5
12
Z
7
12
(40)
gdzie N - ilość kropel w metrze sześciennym opadu, a - współczynnik liczbowy.
Mielibyśmy więc funkcjonalny wzór łączący natężenie opadu z odbiciowością radarową,
który można też przedstawić w odwrotnym porządku - wyrazić Z przez R:
12
7
(41)
gdzie A - pewien współczynnik liczbowy.
Z = AR
Niestety opady nie chcą być takie jednorodne, zawsze występuje w nich duża różnorodność
rozmiarów kropel, tzw. widmo kropel. Dość powszechnie jest używana następująca postać
widma kropel:
N ( D ) = N 0 e − ΛD
(42)
gdzie N0 oraz Λ - pewne parametry liczbowe.
Przy takim widmie znów otrzymujemy zależność Z - R w postaci:
Z = A Rα
(43)
gdzie parametry liczbowe A i α zależą od N0 oraz Λ.
Jednak rzeczywistość jest znacznie bardziej złożona. Jak stwierdził David Atlas:
"jedyne stwierdzenie o rozkładzie wymiarów kropel, jakie można wypowiedzieć z całkowitą
pewnością, brzmi, że jest on wysoce zmienny w czasie, przestrzeni i zależnie od rodzaju
opadu". W związku z tym parametry A i α mogą zmieniać się w szerokim zakresie, a
zależność Z - R (43) nie jest zależnością funkcjonalną, ale statystyczną - prawdziwą "średnio",
ale nie w każdym poszczególnym przypadku. Uzyskuje się ją jako prostą regresji w układzie
zlogarytmowanych zmiennych (logZ, logR), otrzymanych jako wyniki doświadczalne. Wielu
autorów, stosując różne metody, ale przede wszystkim mierząc widmo kropel, określali
parametry A i α jako współczynniki prostej regresji. Jest ich razem przynajmniej kilkadziesiąt
zestawów (tab. 6).
33
Równanie
Wsp. A Wsp.b
Żródło
Miejsce
Wexler R (1947)
Wasington, D.C.
Wexler (1948)
Wasington, D.C.
Ynyslas, Great Britain
Shoeburyness, England
320
1.44
214
224
630
1.58
1.54
1.45
208
1.53
190
1.72
220
1.60
295
1.612
Hood (1950)
Kanada
180
1.55
Bucher (1951)
Cambrige, Mass
Higgs (1952)
Australia
127
2.87
16.6
1.55
31
1.71
290
1.41
396
1.35
486
1.37
380
1.24
313
1.25
150
1.54
257
1.55
398
147
162
1.16
215
1.34
350
1.42
310
1.34
220
1.54
303
1.70
405
1.49
289
1.59
109
Hawaii
Marshall, Langille
i Palmer (1947)
Marshall i Palmer
(1948)
Blanchard (1953)
Uwagi
8 natężeń opadów, każde jest średnią z
około 10-ciu systemów opadowych o tej
samej intensywności
98 systemów opadowych
5 systemów opadowych - dane własne
4 systemy opadowe
50 systemów opadowych , orograficzny
deszcz
Różne lokalizacje
Różne typy deszczu
Różne lokalizacje
Różne typy deszczu
Hawaje
Jones (1955)
Central Illionis
Litvinow (1956)
Mount Elbrus, ZRSS
270 próbek, 7 systemów opadowych;
slaby deszcz 1-3 mm/h, silne burze 50
mm/h
63 próbki deszczu, rozległy deszcz
zarówno jednostajny jak i zmienny;
przelotne deszcze i burze
Przelotny deszcz, 8 miesięcy obserwacji
Orograficzny deszcz wewnątrz chmury
Orograficzny deszcz u podstawy
chmury
Nieorograficzny deszcz - burze
1270 - obserwacji jednominutowych wszystkie deszcze
560 - obserwacji jednominutowych burze
330 - obserwacji jednominutowych przelotne deszcze
380 - obserwacji jednominutowych jednostajny deszcz
Deszcz, 344 widma, 6 deszczy
Deszcz, 367 widm, 7 deszczy
Deszcz, 140 widma, 4 deszcze
Deszcz z chmur warstwowych
16.04.1954
23.04.1954
27.04.1954
28.04.1954
Atlas i Chmela
(1957)
Lexington, Mass.
Sal'man (1957)
Leningrad, ZSRR
Shupiatskii (1957)
Moskwa, ZSRR
Różne typy deszczu 7<R<60 mm/h
1.64
Kanada, Indie
Różne typy deszczu R>60mm/h
Orograficzny, monsunowy deszcz
342
1.42
Delhi, Indie
700
1.6
Imai (1960)
Tokio, Japonia
34
Przelotny i jednostajny deszcz
Różne typy deszczu R<7 mm/h
Nieorograficzny, monsunowy deszcz
Jednodniowy, prawdopodobnie ciepły
deszcz
300
1.6
200
1.5
Jednodniowy deszcz ciągły
Opady przelotne, wewnątrzmasowe
200
1.5
219
67.6
1.41
1.94
66.5
1.92
204
1.70
205
300
450
184
278
240
176
151
179
1.48
1.37
1.46
1.28
1.30
1.30
1.18
1.36
1.25
227
1.31
178
150
137
330
298
1.25
1.23
1.36
1.41
1.46
Gorelik i inni
(1967)
Chernozem (Moskwa),
Vashnevo (5km dalej)
520
1.81
Foote (1966)
Tuscon, Arizona USA
730
255
426
286
221
301
311
267
230
372
593
256
140
1.55
1.45
1.50
1.43
1.32
1.64
1.44
1.54
1.40
1.47
1.61
1.41
1.5
250
500
1.5
1.5
Deszcz przed ciepłym frontem
Burze
Sivaramakrishnan
(1961)
Poona, Indie
Muchnik (1961)
Kijów, ZSRR
Fujiwara (1965)
Mostly Miami, Floryda
Diem (1966)
Różne lokalizacje
Entebe (Uganda)
Lwire (Kongo)
Palma
Barza, Włochy
Karlsruhe, Niemcy
Karlsruhe, Niemcy
Karlsruhe, Niemcy
Karlsruhe, Niemcy Axel
Heeiberg Land
Karlsruhe, Niemcy
Karlsruhe, Niemcy
Axel Heeiberg Land
Doumoulin
i Cogombles (1966)
Mueller i Sims
(1966)
Stut i Mueller
(1968)
Joss i inni (1970)
Jednostajne deszcze
Ciepłe deszcze
Francja
Francja
Francja
Miami, Florida
Majuro, Marshall Islands
Corvallis, Oregon
Bogar, Indonezja
Woody Island, Alaska
Franklin, North Carolina
Champaign, Illinois
Flagseaff, Arizona
Island, Beach, N.J.
Locarno-Monti,
Switzerland
Przelotny i jednostajny deszcz
Deszcz ciagły
Przelotne opady
Burze
Wiosna
Lato
Jesień
Zima
Około 10 dni, 20000 próbek na bibule
dla wszystkich rodzajów deszczu
32 przelotne opady i burze na szczytach
gór 2500 m
Zmierzone 12 marca 1964
Zmierzone 4 września 1964
107- rozkładów rozmiarów kropel
Mżawka
Ciągły deszcz
Burza
Tabela 6 Różnorodność zależności (Z – R) między odbiciowością radarową a natężeniem
opadu
35
Dla deszczu najczęściej korzysta się z zależności wyprowadzonej jeszcze pod koniec lat
czterdziestych ubiegłego wieku. przez Marshala i Palmera:
Z = 200 R1.6
(44)
która najlepiej sprawdza się dla opadów jednostajnych.
Dla śniegu dość powszechnie stosowana jest zależność Gunna i Marshala:
Z = 2000 R 2
(45)
Ponieważ liczne produkty radarowe są wyskalowane w odbiciowości, w tabeli 7 podajemy dla
orientacji zgrubne przeliczanie odbiciowości na natężenie opadu według zależności (44).
dBZ
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
R w mm/h
0.07
0.15
0.3
0.6
1.3
2.7
5.6
11.5
23.7
48.7
100
205
Opis opadu
Słaby
Średni
Silny
Bardzo silny
Intensywny
Ekstremalny
(grad)
Tabela 7 Przybliżona zależność między odbiciowością i natężeniem opadu
1.7. Właściwości sygnału radarowego i obliczanie wartości średniej
Szczegółowa analiza sygnału radarowego pokazuje, że jest on silnie fluktuujący (zachowuje
się podobnie do szumu). Jest to skutkiem nakładania się sygnałów od bardzo zmieniającego
się układu przestrzennego cząstek rozpraszających, przypadkowo ułożonych w przestrzeni i
przypadkowo zmieniających pozycje i orientację w ciągu nawet tysięcznych części sekundy.
Nazywamy go niekoherentnym (niespójnym) i dla takiego sygnału możliwe jest sumowanie
natężenia (mocy) pola elektrycznego (nie zachodzi interferencja wektora pola elektrycznego),
a tym samym możemy sumować powierzchnie skuteczne rozpraszania poszczególnych
cząstek.
Aby uzyskać średnią moc sygnału radarowego, która wchodzi do podstawowego
równania radarowego (26) lub (28), musimy obliczać wartość średnią z wielu niezależnych
pomiarów (próbek). Można przyjąć (bo inna jest sytuacja w różnych chmurach), że próbki
stają się niezależne po upływie 0,01 s. Na rys. 21 przedstawiono zależność dokładności
wyznaczenia mocy średniej od liczby niezależnych próbek. Liczba próbek pobieranych do
36
uśredniania w azymucie i odległości jest przytoczona w legendzie produktu systemu
RAINBOW. Na rysunku pokazano przedziały ufności określenia wartości średniej mocy
Liczba niezależnych próbek
Rys. 21 Dokładność pomiaru sygnału średniego w zależności od liczby uśrednianych próbek
na podstawie różnych ilości niezależnych próbek. Widać, że przy 30 próbkach (wartość
typowa dla obróbki cyfrowej), z prawdopodobieństwem 95% (między linią 2.5 a 97.5%)
znaleziona wartość średnia może zawierać się w przybliżeniu w granicach od 0.5 do 1.5
wartości prawdziwej. Oczywiście, że w miarę możliwości należy dążyć do uśredniania
możliwie dużej liczby próbek. Może to jednak być w konflikcie z potrzebną szybkością
przeglądu przestrzeni i rozdzielczością przestrzenną.
37
2
Obserwacje radarowe
2.1. Zalety i wady obserwacji radarowych. Konieczność automatyzacji
Jak podkreślono poprzednio, sygnał radarowy od obiektów meteorologicznych pochodzi od
dużej liczby hydrometeorów (kropel, śnieżynek, gradzin) zajmujących pewną objętość w
przestrzeni. Jeśli szukać porównania z innymi dziedzinami wiedzy i życia, to najbliższym
odpowiednikiem jest system ultrasonograf2 (USG) stosowany w medycynie do analizy
wnętrza ciała ludzkiego. Nieco gorszym odpowiednikiem jest prześwietlenie promieniami
Roentgena, bo w tym przypadku odbiornik (błona fotograficzna) w stosunku do obiektu
(pacjenta) znajduje się po stronie przeciwnej niż nadajnik, czyli realizowana jest analiza
promieni przechodzących przez obiekt. Zarówno USG jak i radar meteorologiczny analizują
promienie odbite od wnętrza obiektu. Jeśli zaś porównywać informację o chmurach i opadach
pochodzącą od radaru i od satelity meteorologicznego, to różnica jest taka jak między
zdjęciem powłoki zewnętrznej obiektu (satelita), a zdjęciem odbicia od struktury wewnętrznej
(radar), czyli analogicznie między zdjęciem twarzy pacjenta, a zdjęciem USG.
Istnieją opinie, że radar meteorologiczny zastąpi inne systemy meteorologiczne (np. sieć
deszczomierzy), ale nie wygłaszali ich specjaliści meteorolog2 radarowej. Tak jak USG nie
zastępuje różnych metod medycyny klasycznej (osłuchiwanie, opukiwanie, wprowadzanie
różnych sond do wnętrza człowieka), tak radar meteorologiczny nie zastępuje ale uzupełnia
inne metody obserwacji meteorologicznych.
Główną zaletą obserwacji radarowych w meteorolog2 jest szybkość przeglądu dużego
obszaru z wysoką rozdzielczością przestrzenną i czasową. Tak więc co 10 minut (a przy
pewnych zabiegach nawet co 5 minut) możemy mieć informację o opadach w punktach
odległych między sobą o 1 kilometr do odległości 200km. Przy tym jest to informacja
ilościowa, chociaż niełatwa do interpretacji.
Rozdzielczość przestrzenna informacji to 1km, rozdzielczość danych w azymucie to w
przybliżeniu 1 stopień, więc wewnątrz okręgu o promieniu 200km mamy dla pojedynczego
kąta elewacji 360 x 200 = 72 000 punków pomiarowych. Informację zbieramy zwykle z około
10 kątów elewacji, mamy więc dla jednego cyklu pomiarowego (tylko odbiciowość, bez
danych dopplerowskich o wietrze) ok. 720 000 punktów. By informacja była w miarę
dokładna, na 1 punkt potrzeba 256 poziomów, czyli 8 bitów (1 bajt) informacji. Czyli
pojedynczy cykl pomiarowy tylko odbiciowości wymaga pamięci 720 kB, do tego trzeba
dodać przynajmniej 300 kB dla wiatru dopplerowskiego (pomiary te wykonujemy na
krótszym zakresie, ale potrzebne są 2 wartości - średnia i wariancja częstotliwości), a więc co
10 minut dane pomiarowe zajmują około 1 MB pamięci.
Wspomnieliśmy już, że główna zaleta obserwacji radarowych to szybki przegląd
dużego obszaru z wysoką rozdzielczością czasową i przestrzenną. Takiej jak podano ilości
informacji nie można przetworzyć ręcznie, człowiek nie jest w stanie tego dokonać. Już
38
w latach sześćdziesiątych ubiegłego wieku było jasne, że taka ilość informacji wymaga, aby
zbieranie i przetwarzanie informacji odbywało się automatycznie – bez udziału człowieka.
Dopiero jednak rozwój informatyki w latach siedemdziesiątych i osiemdziesiątych umożliwił
pełną
automatyzację
pomiarów
radarowych.
Nowoczesne
systemy
radarów
meteorologicznych automatycznie wykonują przegląd przestrzeni i zbieranie danych,
przetwarzają je do wygodnej postaci, wprowadzają korekty i poprawki, interpretują
(zamieniają na wielkości, do jakich przyzwyczajony jest użytkownik), rozpowszechniają
i wizualizują. Część tych operacji wykonywana jest bezpośrednio przez radar, a część w
centrach obliczeniowych, biurach prognoz i u innych użytkowników. Jest przy tym oczywiste,
że niezbędna jest sieć szybkiej i niezawodnej łączności do przekazywania tych danych.
Podstawowa wada obserwacji radarowych wynika z faktu, że jest to pomiar pośredni.
Klasyczny radar meteorologiczny mierzy tylko odbiciowość radarową, radar dopplerowski
mierzy jeszcze składową radialną wiatru. Tymczasem meteorolog, hydrolog lub inny
użytkownik potrzebuje: natężenia i sumy opadu za różne okresy, pełnego wektora wiatru,
informacji o zjawiskach (burza, grad, śnieg, śnieg z deszczem, opad jednostajny lub
konwekcyjny, szkwał, trąba powietrzna), oraz ewentualnej prognozy opadów i zjawisk.
Konieczne jest przetworzenie (interpretacja) danych radarowych do postaci pożądanej przez
użytkownika. Jest oczywiste, że przetworzona (interpretowana) informacja nie może być
dokładna ani jednoznaczna, bo nie ma zwykłej funkcjonalnej zależności między wielkościami
zmierzonymi a pożądanymi. Trzeba nauczyć się korzystać z informacji niedokładnej i
niepewnej.
Dodatkowo pomiary radarowe podlegają jeszcze innym błędom i zakłóceniom:
obserwowane są echa stałe i anomalne (superrefrakcja), występuje maskowanie (zacienianie)
niektórych rejonów przez przeszkody (góry, budynki), pomiar nieraz musi być wykonywany
wysoko nad powierzchnią ziemi (ze względu na krzywiznę Ziemi i konieczność patrzenia nad
górami), a zanim opad spadnie może być silnie zmodyfikowany np. przez wzmacnianie
orograficzne lub porównanie spadających kropel. Naszym zdaniem każdy, kto chce korzystać
z informacji radarowej, powinien zapoznać się przynajmniej z grubsza z jej
charakterystykami (błędy i niejednoznaczności), często analizować obrazy radarowe i
porównywać je z innymi obserwacjami i nabywać praktyki. Nie należy traktować mapy
radarowej opadów jako prawdy objawionej, ani nie lekceważyć jej jako z założenia fałszywej.
2.2. Strategia skanowania i niezbędny kompromis między szybkością
a dokładnością
Gdy radar pracuje samodzielnie (nie jest włączony do sieci), można stosować różne sposoby
pracy, np. skupić się na pojedynczej chmurze, poruszać anteną w wąskim sektorze tam i z
powrotem, zatrzymać antenę na określonym kierunku, wykonać przekrój pionowy przez
wybrany azymut itd. Gdy jednak radary są zintegrowane w sieci pokrywającej cały kraj, ich
praca musi być zsynchronizowana, aby można było łączyć dane z wielu radarów w celu
utworzenia mapy zbiorczej. Wtedy trzeba wybrać dla całej sieci jednolitą strategię przeglądu
przestrzeni, a jeśli dojdziemy do wniosku, że trzeba ją zmienić, to będzie dotyczyło to całej
sieci, a nie jednego radaru. Dlatego decyzję taką będziemy podejmować raczej w
ostateczności. Należy się spodziewać, że raz wybrany sposób skanowania pozostanie
niezmieniony.
Typowa obserwacja radarowa polega na ciągłych obrotach anteny w azymucie
i kolejnym omiataniu różnych kątów elewacji. Istnieje konflikt między szybkością a
dokładnością informacji. Jak wspominaliśmy, główną zaletą obserwacji radarowych w
meteorolog2 jest szybkość przeglądu dużego obszaru z wysoką rozdzielczością przestrzenną i
czasową. Jeśli obserwacje będziemy wykonywać długo, to szybkość zostanie utracona.
39
Z drugiej strony, jeśli chcemy mierzyć odbiciowość z dużą dokładnością (rys. 21) należy
uśredniać możliwie dużo próbek, czyli wolno obracać anteną. Podobnie, jeśli chcemy
dokładnie przejrzeć całą przestrzeń, trzeba by wysyłać wiązkę koło wiązki, czyli stosować
bardzo dużo kątów elewacji. Dodatkowo, jak mówiliśmy poprzednio, istnieje sprzeczność
między wymaganiami obserwacji odbiciowości (daleki zakres, niska częstotliwość
powtarzania, szeroki impuls), a obserwacjami dopplerowskimi (krótki zasięg, wysoka
częstotliwość powtarzana, wąski impuls).
A więc dokonujemy wyboru!
Musimy zdecydować się na kompromis między szybkością a precyzją. Kompromis
polega na tym, że rezygnujemy z teoretycznie możliwej dokładności i szybkości, pogarszając
nieco obie, ale zatrzymując się na wartościach możliwych do zaakceptowania. W sieci
radarowej IMGW zastosowano 2 odrębne przeglądy przestrzeni – pierwszy dla pomiaru
odbiciowości na zakresie do 250 km, drugi – do pomiaru wiatru na zakresie 125 km.
Parametry skanowania dla obu przeglądów można odczytać z tab. 2. Ponieważ sterowanie
radarem i zbieranie danych jest realizowane współbieżnie przez system oprogramowania
RAINBOW, to po zakończeniu przeglądu klasycznego system przetwarza dane o
odbiciowości (wytwarza produkty), a jednocześnie wykonuje przegląd dla wiatru i potem na
odwrót. Każdy cykl zbierania danych trwa nieco poniżej 5 minut. Co 10 minut mamy komplet
danych. Zarówno do przeglądu odbiciowości jak i wiatru dopplerowskiego wybrano po 10
kątów elewacji, ale nieco innych. Przydałoby się więcej tych kątów, bowiem przy obecnej ich
sekwencji, dokładność wyznaczania wysokości wierzchołków chmur opadowych oraz profilu
pionowego wiatru jest zbyt niska, ale nie możemy zgodzić się na pomiary z mniejszą
częstością niż co 10 minut.
2.3. Radarowy pomiar natężenia i sumy opadu. Zalety i wady
W porównaniu do klasycznych pomiarów opadu deszczomierzami radarowy pomiar opadu
wykazuje następujące zalety:
• ciągłość przestrzenną obserwacji (deszczomierze są zwykle rozmieszczone co
kilkadziesiąt kilometrów i opady (szczególnie konwekcyjne) mogą umknąć tej sieci w
znacznym stopniu),
• lepszy dostęp do zmienności opadu w przestrzeni i w czasie (mamy wartości chwilowe
natężenia, sumy opadu za różne okresy),
• możliwość obserwacji w czasie rzeczywistym dużych obszarów (czas obserwacji ok. 5
minut, obszar pomiaru 30 000 km2 na zakresie 100 km, a 71 000 km2 na zakresie do 150
km przez pojedynczy radar),
• łatwość
automatycznego
uzyskiwania,
przetwarzania,
przechowywania,
rozpowszechniania i wizualizacji danych opadowych z przywiązaniem do mapy terenu.
Podstawowa metoda pomiaru:
• podczas przeglądu przestrzeni uśredniać odbierany sygnał (urządzenia cyfrowe do obróbki
sygnału) i tym samym mierzyć możliwie dokładnie (duża liczba uśrednianych próbek)
moc średnią sygnału w różnych punktach (pikselach) przestrzeni,
• mieć dobrze określone parametry radaru (moc, czułość, charakterystyki wiązki), aby znać
możliwie dokładnie stałą (potencjał meteorologiczny) radaru,
• na podstawie równania radiolokacji (26, 28) określać skuteczną odbiciowość radarową Ze
w różnych punktach przestrzeni,
• wprowadzać ewentualne poprawki (np. na zacienianie, profil pionowy, tłumienie) do
zmierzonej odbiciowości,
• stosować zależność Z - R (wzór 44) do przeliczania odbiciowości na natężenie opadu,
40
•
•
•
sumować natężenia opadu za różne okresy przy zastosowaniu interpolacji czasowo przestrzennej w celu uwzględnienia ruchu opadów,
wprowadzać poprawki korekcyjne dopasowujące pomiar radarowy do pomiarów
deszczomierzami,
tworzyć diagnozę opadu przy optymalnym wykorzystaniu danych opadowych z różnych
źródeł (satelita, stacje synoptyczne, numeryczny model atmosfery).
Zależnie od przyjętego schematu organizacyjnego służby meteorologicznej, część z wyżej
wymienionych operacji może być realizowana nie na stacji radarowej, a np. w centrum
przetwarzania informacji radarowej, w regionalnym lub centralnym biurze prognoz itd.
Tak określone opady są prezentowane w postaci odpowiednich map oraz przesyłane w
postaci plików cyfrowych, nadających się do dalszego przetwarzania, oraz tworzona jest
prognoza natychmiastowa, tzw. "nowcasting" (natężenia i sumy opadu) dla różnych
wyprzedzeń.
Jak już wspomniano podstawowa wada obserwacji radarowych to pomiar pośredni.
Ponieważ związek odbiciowości radarowej z natężeniem opadu czy innymi cechami zjawiska
(stan skupienia, występowanie lub brak wyładowań elektrycznych, turbulencja i szkwały itd.)
ma charakter statystyczny a nie funkcjonalny, a ponadto istnieje wiele innych źródeł błędów,
pomiar radarowy nigdy nie będzie dokładny. Dlatego należy maksymalnie korzystać z jego
zalet (szybkość, ciągłość), a wady zwalczać przez wykorzystywanie łączne danych z wielu
źródeł.
Źródła błędów w pomiarze radarowym opadów:
• zmienność stanu skupienia (np. śnieg, deszcz, deszcz ze śniegiem, grad),
• zmienność rozkładu rozmiarów cząstek, co pociąga za sobą zmienność zależności Z - R,
• niejednorodność zapełnienia wiązki (np. inna koncentracja i rozmiary kropel na dole i na
górze),
• obecność warstwy topnienia,
• obecność ech zakłóceń (np. anomalne lub stale),
• zmiana profilu odbiciowości z wysokością i modyfikacja opadu na przebiegu do ziemi,
• przesłanianie przez przeszkody (góry),
• błąd pomiaru sygnału (zła kalibracja) i błąd losowy sygnału,
• tłumienie fali w opadach,
• błędy przetwarzania cyfrowego (uśredniania, interpolacji).
Porównania radarowego natężenia opadu z natężeniem z pluwiografów wykazały, że
z prawdopodobieństwem 75% natężenie radarowe zawiera się w granicach od 0,5 do 2 razy
natężenie opadu z pluwiografu:
0.5 R pluw ≤ Rradar ≤ 2 R pluw
(47)
Nie wygląda to zbyt zachęcająco, ale trzeba wziąć pod uwagę, że natężenie na pluwiometrze
dotyczy powierzchni np. 200 cm2, zaś według radaru powierzchni np. 1 km2, czyli 50 000 000
razy większej. Nie jest to pomiar punktowy; oznacza to, że część błędu należy przypisać
temu, że deszczomierz nie jest reprezentatywny dla całego piksela radarowego. Wieloletnie
porównania prowadzone w brytyjskiej służbie meteorologicznej wykazały, że podobna jest
zależność również dla sum opadu za okres do kilku godzin, dopiero przy sumach
miesięcznych i sezonowych różnice te znacznie maleją.
Przyszłościowym rozwiązaniem będzie inteligentne łączenie informacji z różnych źródeł
tak, by maksymalnie wykorzystać zalety różnych systemów pomiarowych. Jest to już w
41
znacznym stopniu realizowane przez system NIMROD. Radar nie może zastąpić sieci
deszczomierzy (stacji automatycznych), ale może ją świetnie uzupełnić i na odwrót. Istnieje
wiele sposobów łączenia (kombinowania) danych radarowych o opadach z danymi z
deszczomierzy. Nie udaje się jednak jak dotychczas udowodnić, że któraś z nich jest
najlepsza. Na ogół wszystkie prowadzą do zmniejszenia błędu systematycznego opadu
radarowego (różnicy między średnią po obszarze między radarem a deszczomierzami), ale
błąd średniokwadratowy po poszczególnych pikselach nie maleje, a często rośnie. Wymaga to
dalszych badań i analiz.
2.3.1. Obliczanie sumy opadu dla różnych okresów czasu.
Interpolacja czasowo – przestrzenna
Wzór (44) pozwala przeliczyć zmierzoną odbiciowość radarową na chwilowe natężenie
opadu. Użytkownicy (np. hydrolodzy) chcieliby znać nie tylko natężenie chwilowe, ale też
skumulowany opad (sumę) za różne okresy sumowania – godzinę, 3, 6, 12, 24 godziny,
tydzień, dekadę, miesiąc, kilka miesięcy, sezon, rok. Pomiary radarowe realizuje się np. co 10
minut, w ciągu godziny mamy więc 6 pomiarów (7 jeśli doliczyć pierwszy pomiar następnej
godziny). Najprostszy sposób obliczania sumy opadu za 1 godzinę to założenie, że
pojedynczy pomiar natężenia jest ważny przez cały czas aż do następnego pomiaru, wtedy
wystarczy w każdym pikselu zsumować 6 wartości, podzielić sumę przez 6 i otrzymaną
wartość uznać za sumę opadu za 1 godzinę. Metoda ta może jednak spowodować znaczne
błędy sumy opadu ze względu na nieciągłość pomiaru w czasie. Na rys. 22 pokazano możliwy
wynik – za okres między pomiarami opad „przeskakuje” pewien piksel i nie mierzymy w nim
opadu, chociaż opad przezeń przechodził!
t
t+10
Adwekcja opadu
Rys.22 Piksel z opadem w czasie t oraz t + 10
Nawet jeśli nie nastąpi całkowite przeskoczenie piksela, obraz sumy opadu nie będzie
dostatecznie gładki, będzie zawierał fałszywe maksima i minima. Aby temu zapobiec,
podczas sumowania natężenia opadu należy uwzględnić ruch opadu (adwekcję). Ruch taki
może być określany różnymi metodami i jest przede wszystkim wykorzystywany do
wyznaczania prognozy ekstrapolacyjnej – patrz rozdział 2.5. Mając określony ruch możemy
określić położenie każdego punktu z opadem np. co minutę i sumować dla 1 godziny nie 6 ale
60 obrazów natężenia opadu. Co więcej, wartość natężenia w poruszającym się pikselu może
być interpolowana między wartością początkową a końcową (po 10 minutach). Metoda taka
była stosowana na starym systemie radarowym AMSR w Legionowie. Nie istniała w systemie
RAINBOW3.4, ale w nowej wersji oprogramowania RAINBOW 5.0 procedura ta została już
realizowana.
42
2.4. Rozpoznawanie zjawisk meteorologicznych obserwowanych radarem
Jak już stwierdziliśmy, jedyny parametr mierzony przez klasyczny (nie dopplerowski) radar
meteorologiczny to odbiciowość opadu (chmury) - wzór (27). Jest to jednak parametr niezbyt
poglądowy, jest na ogół niezrozumiały nie tylko dla szerokiej publiczności, ale i dla
meteorologów nie będących specjalistami w tej dziedzinie. Przeliczamy go na łatwo
zrozumiałe natężenie oraz sumę opadu. Ale opad to nie wszystka informacja, jaką można
wydedukować z odbiciowości, szczególnie biorąc pod uwagę, że pomiary radarowe są
trójwymiarowe w przestrzeni i często (co kilka minut) powtarzane w czasie.
Jednym z zadań meteorologii radarowej (nie zawsze docenianego) jest możliwość
rozpoznawania zjawisk meteorologicznych związanych z opadami, takich jak: burze, ulewy,
tornada, szkwały i in.
Zadanie to bywa w różny sposób realizowane w różnych systemach i służbach. Przykładowo
przedstawimy rozpoznawanie zjawisk, jakie było zrealizowane na radarze MRŁ-5 w
Legionowie. Rozpoznawane były klasy zjawisk, uszeregowane od najbardziej do najmniej
groźnych (tab. 8). Rozpoznawanie wykonywane było przy pomocy funkcji
dyskryminacyjnych zależnych od kilku parametrów (mierzonych radarem oraz zwykłych
wielkości meteorologicznych takich jak temperatura, wysokość izotermy 00C). Funkcje
dyskryminacyjne zależą od większej liczby parametrów, np. funkcja dyskryminacyjna
rozdzielająca echa meteorologiczne i anomalne w starym systemie w Legionowie zależała od
4 parametrów.
Numer klasy
10
9
8
7
6
5
4
3
2
1
Zjawisko
grad
burza
przelotny śnieg (śnieżyca)
przelotny śnieg z deszczem
przelotny deszcz (ulewa)
chmura konwekcyjna Cu cong - Cb bez opadu
śnieg jednostajny
jednostajny deszcz ze śniegiem
jednostajny deszcz
chmura warstwowa bez opadu (As, St, Sc, Cs)
Tabela 8 Klasy zjawisk rozpoznawanych przez system AMSR (MRŁ-5) w Legionowie
Funkcje dyskryminacyjne tworzymy na podstawie danych historycznych,
sklasyfikowanych np. ręcznie lub na podstawie danych ze stacji synoptycznych. Na podstawie
tzw. próbki uczącej dobieramy parametry funkcji tak, by uzyskać jak najlepsze rozdzielenie
(np. dwóch) klas, a następnie sprawdzamy na próbce niezależnej (tzw. weryfikacyjnej), czy
rozdzielenie to zachodzi i z jakimi błędami.
W systemie AMSR w Legionowie rozpoznawanie zjawisk było realizowane w
następujących krokach:
□ oddzielenie burz od wszystkich innych zjawisk,
□ wydzielenie gradu z klasy burz,
□ podział pozostałych obiektów na konwekcyjne i warstwowe,
□ wygładzenie pola ech konwekcyjnych,
□ podział ech konwekcyjnych na opadowe i bezopadowe,
□ podział ech warstwowych na opadowe i bezopadowe,
□ rozpoznanie stanu skupienia opadów (śnieg, śnieg z deszczem, deszcz),
□ uzgodnienie rozpoznanego stanu skupienia z danymi ze stacji synoptycznych.
43
Nie warto tu przytaczać wszystkich funkcji dyskryminacyjnych, bo zależały one nie
tylko od różnych parametrów, ale były też różne dla różnych pór roku. Wystarczy
wspomnieć, że grad i burza były wydzielane na podstawie pionowego profilu odbiciowości im wyższy jest wierzchołek chmury konwekcyjnej i im silniejsza jest w niej odbiciowość oraz
wyżej położone maksimum tej odbiciowości, tym groźniejsze jest zjawisko związane z tą
chmurą. Można przyjąć w przybliżeniu, że gdy odbiciowość maksymalna w danym pikselu
przekracza 40 dBZ, a wierzchołek chmury 5 km, jest duża szansa, że mamy do czynienia
z burzą (a przynajmniej z silną konwekcją).
Podział ech na konwekcyjne i warstwowe odbywał się na podstawie poziomych
i pionowych gradientów odbiciowości (ogólnie biorąc opady jednostajne związane są z mało
zróżnicowanymi polami, konwekcyjne - przeciwnie) oraz najdalszej odległości do piksla bez
odbiciowości (komórki konwekcyjne są zwykle mniejsze przestrzennie niż systemy chmur
warstwowych). Na rys. 23 przedstawiono sytuacje z echami konwekcyjnymi i warstwowymi,
a na rys. 24 z echami warstwowymi.
Rys.23 Mapa maksymalnych wartości odbiciowości w rzucie na trzy płaszczyzny – na
wschodzie - opady konwekcyjne (z burzami), na północy to chmura warstwowa
Rozróżnianie opadu od chmur bezopadowych odbywało się na podstawie obecności
echa na poziomie najbliższym ziemi (gdy echa tam nie ma - nie może być opadu).
Nie można rozpoznawać stanu skupienia (śnieg, deszcz) na podstawie samych danych
radarowych, dodatkowo korzystamy do tego z temperatury (mierzonej w klatce meteo) oraz
wysokości izotermy zero stopni z sondażu aerologicznego.
44
Rys 24 Mapa maksymalnych wartości odbiciowości w rzucie na trzy płaszczyzny - dla chmur
warstwowych
Izoterma zero jest mierzona tylko 2 razy na dobę. Biorąc pod uwagę że może się ona
znacznie zmieniać nie tylko w czasie, ale też w strefie zasięgu radaru, wobec tego
zastosowano procedurę samoadaptacyjną tj. dopasowującą rozpoznanie do danych ze stacji
synoptycznych. Dane te odbierano co godzinę i wykonywano porównanie rozpoznania
radarowego z rzeczywistym typem opadu na stacjach. Tam gdzie rozpoznanie było zgodne,
nic nie zmieniano, jeśli zachodziła niezgodność (np. radar dawał deszcz, a stacja deszcz ze
śniegiem), zmieniano lokalnie wysokość izotermy zero tak, by rozpoznanie było zgodne;
następnie wysokość izotermy zero oraz temperatura były interpolowane dla wszystkich
pikseli mapy radarowej i następne rozpoznawanie było realizowane na podstawie nowych
parametrów. W ten sposób rozpoznanie radarowe dopasowuje się z opóźnieniem około 30
minut do informacji ze stacji synoptycznych.
Rozpoznanie stanu skupienia jest bardzo istotne dla zarządów oczyszczania miast i dróg
- ważnego użytkownika informacji radarowej. Ale niestety system oprogramowania
RAINBOW nie obejmuje rozpoznawania zjawisk. Zapewnia to system NIMROD - tworzy
mapy typów opadu ale nie obejmuje rozpoznawania burz i podziału na opady konwekcyjne i
warstwowe.
Pracownicy Radarowego Centrum Operacyjnego będą zmierzać do wprowadzenia
(w przyszłości) do oprogramowania RAINBOW również algorytmy rozpoznawania zjawisk.
Obecnie w IMGW istnieje system (PERUN) wykrywania wyładowań elektrycznych w
atmosferze i w zasadzie nie ma potrzeby stosowania metod pośrednich do detekcji burz.
W przyszłości obraz wyładowań z tego systemu zostanie naniesiony na mapę radarową
(RAINBOW’a lub NIMROD’a) a algorytm rozpoznawania zjawisk wydzieli „silne” chmury
konwekcyjne, co będzie dodatkowym wskaźnikiem groźności zjawiska (ważne przede
wszystkim dla lotnictwa).
45
2.5. Określanie pola ruchu i prognoza ekstrapolacyjna
Oglądając animację obrazów radarowych łatwo zauważamy przemieszczanie się komórek
i systemów opadowych. Wydawałoby się, że automatyczne obliczenie ruchu tych obiektów
nie powinno być trudne. A jednak jest! Próbowane są różne metody: wydzielanie i śledzenie
tzw. centroidów komórek, metoda półniezmienników, metoda konturów i śledzenie ich
środków ciężkości, metoda gradienów odbiciowości, metoda korelacji wzajemnej pól
odbiciowości. Wszystkie te metody mają swoje zalety i wady. Główny problem to wysoka
zmienność czasowa pól odbiciowości - komórki zanikają, powstają nowe, dzielą się i łączą,
wynurzają się zza horyzontu, w systemach warstwowych trudno jest wyróżnić zdecydowane
centra komórek itd.
W starym systemie AMSR w Legionowie zastosowano metodę poszukiwania
maksymalnej korelacji wzajemnej pól odbiciowości maksymalnej odległych o 20 minut przy
przemieszczaniu jednego pola względem drugiego w obu kierunkach N- S i E - W.
Przesunięcie dające maksymalną korelację jest przyjmowane za przesunięcie całego pola
i wyznacza wektor przemieszczania się pola za 20 minut. Mając pole ruchu systemów
opadowych, możemy przygotować prognozę ekstrapolacyjną zjawisk (ewentualnie natężeń
lub sum opadów). Zakładamy, że sytuacja pozostanie niezmieniona przez najbliższą godzinę
lub dwie, a tylko będzie następowało przesuwanie się systemów opadowych. Tak policzone
mapy będą dawać ekstrapolacyjną prognozę natychmiastową.
Nowy system RAINBOW nie zawiera takiego programu, ale jest on szeroko
rozbudowany i wdrożony w systemie NIMROD, co jest opisane szczegółowo w części 3
niniejszego podręcznika. Tam też podano przykłady map prognostycznych.
2.6. Prędkość dopplerowska i widmo prędkości
Jak już stwierdzono w rozdz.1, radar dopplerowski mierzy składową radialną ruchu obiektów
rozpraszających (cząstek opadu) - składową radialną wiatru. Jest istotna różnica między
wiatrem dopplerowskim a ruchem określonym np. według wzajemnej korelacji pól. Wiatr
dopplerowski, to wiatr rzeczywisty, kropelki są unoszone bez jakichś opóźnień. Przesunięcie
według korelacji dotyczy całego układu opadowego, który ma swoją wewnętrzną dynamikę
i odnosi się do nieokreślonego poziomu w atmosferze.
Ponieważ (o czym mówiliśmy) cząstki chmurowe podlegają też ruchom bezładnym
(turbulencja), to naprawdę radar dopplerowski wykrywa całe widmo prędkości. Zwykle
wydzielane są dwa parametry: prędkość średnia i odchylenie standardowe, które jest miarą
szerokości widma (czyli zakresu ruchów turbulencyjnych).
Do prezentowania wiatru dopplerowskiego zastosowano konwencję kolorów taką, że
wiatry do obserwatora (do radaru) mają znak minus i są przedstawione kolorami zimnymi, zaś
wiatry od radaru mają znak dodatni i są przedstawiane kolorami ciepłymi.
46
Rys.25 Konwencja kolorów dla
zobrazowania wiatru
dopplerowskiego
Rys.26 Mapa rzeczywistych wiatrów dopplerowskich (składowej radialnej) z naniesionymi
wektorami pola wiatru, wektory te to efekt dodatkowego przetwarzania
Na rys. 25 przedstawiono wyidealizowany obraz kolorów przy założeniu, że wiatr jest na
całym ekranie taki sam (jednorodny) i że wszędzie istnieją obiekty umożliwiające pomiar
wiatru (bo oczywiście radar nie mierzy wiatru gdy nie ma ech). Natomiast na rys. 26 mamy
obraz rzeczywisty wiatru dopplerowskiego z naniesionymi wektorami wiatru. Wektory te są
wynikiem specjalnego programu analizy wiatru dopplerowskiego; widać że obraz kolorów
jest znacznie bardziej skomplikowany niż obraz idealny i jest oczywiście dość trudny do
analizowania. Nałożone wektory wiatru ułatwiają zadanie, ale oczywiście upraszczają wyniki.
Szczegółowa wizualna analiza przestrzennego układu kolorów dałaby zapewne więcej
informacji, ale w służbie meteorologicznej nie ma nigdy czasu na taką analizę. Taka
szczegółowa analiza jest możliwa ex post dla celów badawczych.
W systemie RAINBOW wiatry dopplerowskie są poddawane obróbce programowej
i uzyskane wektory są nanoszone na odpowiednie produkty (rys.26). Ponieważ do obróbki
47
przyjmowane są pewne założenia upraszczające (np. tylko liniowe zmiany wiatru w
analizowanym rejonie), to uzyskane wektory dobrze reprezentują wiatr w sytuacji, gdy
uproszczenia mają rację bytu, w bardziej skomplikowanych sytuacjach (np. nieliniowe
zmiany wiatru w rejonie frontu atmosferycznego) algorytm przetwarzania „zawodzi” i wyniki
mogą być bezsensowne. Gdy przyjrzymy się bliżej wektorom na rys. 26, widzimy, że
szczególnie na skrajach obszaru echa, niektóre wektory i mają kierunki bardzo rozbieżne w
stosunku do wektorów na przeważającej części ekranu. Jest to skutkiem tego, że w tym
rejonie, algorytm wyznaczania wektora ruchu nie ma dostatecznej ilości informacji, albo
założenia o liniowych zmianach wiatru nie są spełnione. Tych wektorów nie należy
oczywiście brać pod uwagę! Można z nich korzystać opierając się na innych informacjach
(np. mapę baryczną) i własne doświadczeniach.
Dane dopplerowskie są wykorzystywane przede wszystkim do eliminacji ech
zakłócających: stałych i anomalnych - są to tzw. "filtry dopplerowskie".
2.7. Automatyczne obserwacje radarowe. Tworzenie "produktów"
Sytuacje opadowe zmieniają się tak szybko, a radar obserwuje tak duży obszar, że
praktycznie informacja radarowa jest użyteczna przy całkowitej automatyzacji obserwacji,
przetwarzania, interpretacji, rozpowszechniania i prezentacji. Nawet jednak przy
automatyzacji zachodzi potrzeba kompromisu między szybkością i dokładnością. Jeśli
chcielibyśmy bardzo dokładnie mierzyć sygnał średni, trzeba by było brać dużo próbek do
uśredniania, a więc obracać bardzo powoli anteną. Ale potrzebujemy dokonać przeglądu całej
przestrzeni trójwymiarowej przy możliwie wielu kątach podniesienia, a więc obserwacja
trwałaby bardzo długo np. 15 minut, a w tym czasie komórki opadowe całkowicie
przeobrażają się, więc mierzylibyśmy inny obiekt na początku, a inny na końcu obserwacji.
Parametry
Przegląd według odbiciowości
magnetron
Zakres odległości
klistron
2
3.3
2
Sekwencje kątów elewacji
30
0.5
1.4
2.4
3.4
5.34
7.7
10.6
14.1
18.5
23.8
56
0.5
1.9
3.6
5.8
8.3
11.5
15.3
20.0
25.8
32.8
Tabela 9 Strategia skanowania na sieci POLRAD
48
klistron
1200/900
0.83
0.4
125
250
Liczba próbek w odległości
Liczba próbek w azymucie (ilość
podstaw czasu)
magnetron
500
Częstotliwość powtarzania
Szerokość impulsu
Przegląd dopplerowski
Dlatego godzimy się na pewne zmniejszenie dokładności pomiaru sygnału, na niepełne
pokrycie całej przestrzeni (kilkanaście kątów elewacji a nie np.30), aby tylko zdążyć wykonać
obserwację w okresie krótszym od 5 minut (patrz 2.2). W różnych krajach przyjmuje się
różne strategie skanowania (przeglądu przestrzeni), najczęściej obserwacje wykonywane są
co 10 lub 15 minut. Strategię przeglądu przestrzeni przyjętą dla sieci POLRAD jest
przedstawiono w tab.9.
Po zakończeniu przeglądu mamy tzw. plik objętościowy - wartości odbiciowości (oraz
prędkości dopplerowskiej) w układzie współrzędnych sferycznych (odległość, azymut, kąt
podniesienia). Plik ten zawiera dane po procedurze korekcyjnej - eliminacji ech stałych przy
pomocy pewnego filtra. Taki system danych jest mało wygodny do prezentacji, jesteśmy na
ogół przyzwyczajeni do map płaskich i przekrojów pionowych. Dlatego wykonujemy
transformację współrzędnych - robimy przekroje odbiciowości na ustalonych poziomach
wysokości tzw. CAPPI (constant altitude plan position indicator), a niekiedy pseudo-CAPPI na ustalonej wysokości do horyzontu radarowego, a w dalszych odległościach według
najniższego kąta elewacji. Schemat tworzenia map CAPPI i pseudo-CAPPI pokazano na rys.
27. Mapę CAPPI (na ustalonej wysokości) możemy wyznaczyć tylko dla odległości między
strzałkami; zarówno bliżej, jak i dalej brak jest danych dla tego poziomu wysokości.
Mapa pseudo-CAPPI to rozszerzenie mapy CAPPI dla odległości za drugą strzałką
przez dołączenie do mapy wartości odbiciowości z najniższego kąta elewacji, a przed
pierwszą strzałką z najwyższego kąta elewacji (pogrubione odcinki). Mapa pseudo-CAPPI ma
tę zaletę, że jej zasięg jest
ograniczony tylko przez zakres
pomiarowy radaru. Wadą jest, że
na bardzo małych i bardzo
dużych odległościach podaje
wartości uzyskane na innych
wysokościach, niż założony
poziom mapy.
Rys.27 Schemat tworzenia mapy
na ustalonej wysokości (CAPPI i
pseudo-CAPPI)
Znajdowana jest też mapa wysokości wierzchołków echa (chmur). Podczas
transformacji powstają tzw. produkty podstawowe - przekroje CAPPI i pseudo-CAPPI, rzut
maksymalnej odbiciowości, mapa wysokości wierzchołków itp.
Taki zestaw map podlega dalszemu przetworzeniu - interpretacji. Powstają tzw. "produkty
dodatkowe", które podobnie jak produkty podstawowe zostaną omówione bardziej
szczegółowo.
2.8. POLRAD - sieć radarowa IMGW
Analizy wykazały, że osłona obszaru całego naszego kraju jest możliwa do uzyskania przez
stworzenie systemu radarów, składającego się z 8-9 obiektów. Dzięki wsparciu
finansowemu udzielonemu rządowi polskiemu przez Bank Światowy możliwa stała się
realizacja systemu POLRAD. Dostawcą radarów jest niemiecka Firma GEMATRONIK
GmbH. System POLRAD obejmuje 8 radarów zlokalizowanych w różnych częściach kraju
oraz Centralny Radarowy Ośrodek Operacyjny (CROO) w Warszawie. Wszystkie radary są
zautomatyzowane, obsługiwane i sterowane zdalnie. Satelitarne łącza teletransmisyjne o
49
wysokiej sprawności przekazują informacje do centralnego systemu sterowania,
przetwarzania i gromadzenia danych przy CROO.
Wchodzące w skład systemu POLRAD urządzenia to dopplerowskie radary
meteorologiczne. Lokalizacje Ramża (koło Katowic) i Pastewnik (na zachód od Wrocławia)
to radary typu Meteor 360AC. Pozostałe sześć to radary w paśmie C wyposażone w
modulator półprzewodnikowy oraz odbiornik cyfrowy typu METEOR 500C lub METEOR
1500C.
Rys 29
Sieć radarów POLRAD (zasięg 100
km)
Zestaw podstawowych danych o
sieci POLRAD przedstawiono w
tabeli 10. Dane z sieci radarowej
wykorzystywane będą we wszystkich
dziedzinach osłony prowadzonej
przez
IMGW,
głównie
przeciwpowodziowej oraz systemie
ostrzegania
o niebezpiecznych
zjawiskach. Dotyczy to również
osłony lotnictwa cywilnego i
wojskowego, gospodarki morskiej,
energetyki i gospodarki wodnej,
transportu drogowego, rolnictwa,
informacji dla środków masowego przekazu, turystyki. Tak zorganizowany system pozwoli
na pełne rozpoznanie pola opadów atmosferycznych, co przy intensywnych i zróżnicowanych
przestrzennie opadach, zwłaszcza na terenach górskich i podgórskich ma decydujące
znaczenie dla jakości prognoz meteorologicznych i osłony hydrologicznej.
Lp.
Lokalizacja
1
RAMŻA
Geograficzna
szerokość
długość
Wysokość anteny
(n.p.t.)
Typ radaru
Typ nadajnika
50°09'06" 18°43'36"
32 m
METEOR 360AC magnetronowy
2
PASTEWNIK 50°52'58" 16°02'23"
22 m
METEOR 360AC magnetronowy
3
LEGIONOWO 52°24'01" 20°55'53"
29 m
METEOR 1500C
klistronowy
4
RZESZÓW
50°06'51" 22°00'09"
30 m
METEOR 1500C
klistronowy
5
POZNAŃ
52°24'35" 16°49'56"
35 m
METEOR 500C
magnetronowy
6
ŚWIDWIN
53°47'25" 18°27'22"
30 m
METEOR 500C
magnetronowy
7
GDAŃSK
54°23'03" 18°27'22"
20 m
METEOR 1500C
klistronowy
BRZUCHINIA 50°23'39" 20°04'47"
35 m
METEOR 500C
magnetronowy
8
Tabela 10 Podstawowe dane sieci radarowej POLRAD
50
Rys.28 Sieć radarowa POLRAD (zasięg do 200 km)
2. 9. System RAINBOW i tworzenie produktów radarowych
Automatyczne sterowanie radarami, przetwarzanie danych i zdalne sterowanie całą siecią
realizowane jest poprzez pakiet programowy RAINBOW. Głównymi jego zadaniami jest
automatyczne uruchomienie radaru, zbieranie wyników, ich wyświetlenie oraz przesłanie do
Systemu Obsługi Klienta (SOK) i do innych użytkowników.
Oprogramowanie RAINBOW pracuje w systemie operacyjnym UNIX (napisane jest w
C i C++). Poszczególne pakiety wykorzystują komercyjne standardy programów i uznane
narzędzia do budowy interfejsów. Przyjęto tutaj wysoce modułową architekturę
oprogramowania.
Komunikacja między RCO a stacją radarową odbywa się poprzez łącze satelitarne.
Operator w RCO może zdalnie programować i kontrolować pracę radaru. Tą samą drogą
przekazywane są wszystkie gotowe już produkty do wizualizacji na ekranie monitora.
Możliwy jest też tryb przesyłania danych pierwotnych i obliczanie produktów w RCO.
Typowa praca automatycznego radaru meteorologicznego obejmuje następujące etapy:
51
-
przegląd przestrzeni - antena obraca się dookoła osi pionowej i po każdym obrocie
zmieniany jest kąt elewacji tak, że przeszukana jest cała przestrzeń;
- eliminacja ech zakłóceniowych;
- eliminacja ech anomalnych pochodzących od obiektów naziemnych i anomalnych
występujących w pewnych nietypowych sytuacjach meteorologicznych (superrefrakcja);
- przekształcenie zebranej informacji do współrzędnych prostokątnych;
- obliczanie produktów meteorologicznych;
- transmisja informacji do użytkowników systemu.
Zbieranie danych źródłowych pochodzących z radaru (pierwszy wymieniony wyżej etap)
w systemie RAINBOW poprzedza konfigurowanie systemu składające się z niżej
wymienionych procesów.
Odnośnie przeszukiwania pionowego to zdecydowano się na wykonywanie przez każdy
radar w każdym cyklu pomiarowym przeglądu pionowego na azymucie 270 stopni.
Definiowanie przeszukiwania atmosfery
W systemie mamy trzy różne możliwości przeszukiwania:
- przeszukiwanie azymutowe, pojedynczy kąt podniesienia anteny, stosowane do
otrzymywania produktów typu PPI;
- przeszukiwanie w płaszczyźnie pionowej wykonywane dla stałego azymutu, stosowane
tylko do tworzenia produktów typu RHI;
- przeszukiwanie przestrzenne (sekwencja kilku stożków, przeszukiwań azymutowych) dla
kilku kątów podniesienia anteny, stosowane dla takich produktów jak : MAX, CAPPI, SRI,
PPI.
Produkty typu PPI (Plan Position Indicator) generowane są w systemie dla czterech
pojedynczych katów podniesienia anteny (0,5 stopnia, 1,4 stopni, 2 stopnie i 3,4 stopnie).
Wykonuje się je dla potrzeb NIMROD jako fragment przeszukiwania przestrzennego.
▪ Definiowanie produktów
Określamy co mamy wyliczać. System oferuje bardzo dużą różnorodność produktów, które
są definiowane w zależności od potrzeb użytkownika.
▪ Definiowanie zadania dla radaru
Na tym etapie zostaje ustalony cykliczny harmonogram pracy radaru, w którym definiowane
są zadania jakie ma on wykonywać. Możemy tu zdefiniować jednocześnie dwa przeglądy
(dopplerowski i przeglądowy).
▪ Konfigurowanie wyświetlacza
Użytkownik może dodatkowo definiować kryteria dla określonych groźnych zjawisk
meteorologicznych. Komunikat o ostrzeżeniach może być przygotowany w formie:
dźwiękowej, tekstowej lub graficznej (obraz).
Zebrane podczas przeglądu przestrzeni przez radar informacje o odbiciowości i
informacje dopplerowskie są zapisane do plików w układzie współrzędnych sferycznych (tzw.
"wolumów"). Podlegają one filtrowaniu ech stałych i zostają zapisane w formacie przyjętym
dla RAINBOW w celu ich archiwizacji na dyskach oraz do przesyłania siecią. Informacje
trójwymiarowe (w układzie współrzędnych sferycznych) są trudne do zobrazowania i
zachodzi potrzeba ich przekształcenia do postaci bardziej przyjaznych dla użytkownika.
Dopiero po ich przetworzeniu na dane dwuwymiarowe lub postać ikonograficzną, mogą być
zobrazowane na wyświetlaczu i zapisane w bazie w postaci plików dla poszczególnych
produktów (najczęściej w układzie kartezjańskim), które mogą być przedstawiane w formie
kolorowych map na terminalu.
52
Niestety, algorytmy automatycznego przetwarzania i interpretacji danych radarowych
nie są doskonałe. W pewnych sytuacjach może to prowadzić do poważnych błędów np.
potraktowanie silnych ech pasożytniczych, pochodzących od anomalnej propagacji fal jako
ech opadowych i wydanie ostrzeżenia o możliwości powodzi w przypadku całkowitego braku
ech opadowych. Dlatego też użytkownik zautomatyzowanej radarowej informacji
meteorologicznej powinien być świadom istniejących zagrożeń i umieć je w razie potrzeby
eliminować i analizować prezentowaną informację z poszczególnych produktów, aby
prawidłowo zinterpretować zobrazowaną sytuację meteorologiczną. Te niedostatki są w
znacznym stopniu wyeliminowane przez system oprogramowania NIMROD (rozdz. 3).
2.10. Produkty radarowe
Są to najróżniejsze mapy, przekroje i diagramy, które mogą być wyświetlane w postaci
dogodnej dla użytkownika. Nie wszystkie opisane poniżej produkty znajdują się aktualnie w
Systemie Obsługi Klienta, ale zestaw produktów dla SOK będzie podlegał zmianom zależnie
od możliwości transmisji i potrzeb użytkowników.
Przedstawiane obrazy i mapy produktów radarowych zostały wygenerowane przez
system RAINBOW wersja 5.
W przypadku starszej wersji RAINBOW3.4 wyświetlane na ekranie monitora produkty
to graficzne okna, które zawierają podstawowe informacje takie jak:
- nazwa pliku, pod jaką został zapisany produkt w bazie danych (rozszerzenie nazwy to
informacja o typie produktu) i rodzaj produktu;
- data utworzenia produktu;
- mapa danych radarowych na tle wybranego podkładu geograficznego;
- legenda w postaci palety szesnastu kolorów wraz z przypisanymi im przedziałami wartości;
- legend zawierającą informacje o parametrach próbkowania dla danego produktu.
W nowej wersji RAINBOW5.0 informacje te ograniczone zostały tylko do tych,
które opisują właściwości produktu, a nie parametry techniczne towarzyszące jego
powstawaniu.
Na każdą mapę produktu można dodatkowo nanieść odpowiednią siatkę geograficzną
co 1 lub co 0.5 stopnia lub odpowiedni podkład geograficzny: kontury rzek, sieci dróg, granic
województw i oraz położenia poszczególnych miejscowości i ich nazw.
Na rys.30 pokazano przykład produktu - mapę wysokości wierzchołków echa radarowego
wygenerowana w systemie RAINBOW3.4. W przypadku tych produktów nazwa ta zawiera
jednocześnie informację o terminie wykonania produktu, która jednocześnie zawiera
informacje o terminie wykonania obserwacji oraz typie produktu: rrrrmmddggmmsscc.etr
gdzie: rrrr – rok, mm – miesiąc, dd – dzień, gg – godzina, mm – minuta, ss – sekunda, cc licznik produktu.
Dwie pierwsze litery w nazwie typu produktu pochodzą najczęściej od jego angielskiej
nazwy a trzecia zależy od sposobu generowania produktu:
- jeżeli produkt generowany jest według odbiciowości, będzie to „z”;
- jeżeli przeliczany jest według natężenia opadu, będzie to „r”;
- jeżeli według wartości prędkości radialnej, to „v”.
Na przykład dla prezentowanego na rys. 30 produktu 200305116402373.etr,
rozszerzenie etr oznacza "echo tops according to rain" czyli wysokość wierzchołka
zobrazowana według skali natężenia opadu.
53
Rys.30 Przykład produktu radarowego - mapa wysokości wierzchołków echa
Typy produktów mają następujące znaczenia:
cappi - CAPPI (stała wysokość),
pcappi - pseudo-CAPPI (stała wysokość do odległości, na której osiągany jest horyzont
radarowy, w dalszych odległościach - według najniższego kąta elewacji),
max - rzut wartości maksymalnej,
ppi - dane z powierzchni pojedynczego stożka skanowania,
eth - wysokości wierzchołków,
etz - wysokości strefy opadu,
vvp - profile wiatru liczone z prędkości radialnej,
uwt - analiza wiatru dopplerowskiego,
sri - opad na powierzchni ziemi,
pac - suma opadu,
swi - groźne zjawiska pogody,
meso – wykryte cyrkulacje mezocyklonalne.
Objaśnienia do legendy:
Scan R: zasięg przeglądu przestrzeni (skanowania) wykonywanego przez radar.
W tym przypadku wynosi 250 km. Wygenerowany produkt może mieć zupełnie inny
zasięg (oczywiście nie większy). Umieszczone na mapie okręgi mają na celu ułatwienie
lokalizacji wykrytych ech (ich wyświetlanie może być wyłączone).
54
Scan Res : rozdzielczość skanowania (dla tego produktu wynosi ona 500 m). Oznacza to, że
sygnał radarowy jest pobierany (próbkowany) w odległości co 0.5 km.
Disp R: zakres (odległość) wyświetlania ( 200 km).
Disp Res: rozdzielczość z jaką produkt jest wyświetlany na monitorze (1 piksel to 00x800m).
PW: szerokość impulsu (tutaj długi impuls).
PRF: częstotliwość powtarzania impulsów. Jest ona ustawiana odpowiednio do aktualnie
wybranej długości impulsu. (Dla długiego impulsu - niska PRF).
AS: prędkość anteny w stopniach/s.
TS: ilość próbek w azymucie do uśredniania sygnału. Jeśli antena obraca się wolno to w tym
samym czasie więcej impulsów wyśle w danym kierunku. Zwiększy się częstość
próbek, a tym samym dokładność pomiaru.
RS: ilość próbek w odległości do uśredniania sygnału. Może być wartość z przedziału od
<1 .. 8> np. gdy wynosi 2, to z danych wyjściowych do wygenerowania jednej wartości
średniej sygnału brane są 2 punkty pomiarowe w odległości oraz 30 (TS) w azymucie,
czyli razem uśredniamy 60 próbek.
CC: rodzaj użytego filtru przeciwzakłóceniowego. Umożliwia wybieralne filtrowanie w
trybie dopplerowskim. Dostępne są filtry o15 różnych szerokościach. Szerokość filtra w
[m/s] zależy od częstotliwości nadajnika i wybranej częstotliwości powtarzania (PRF).
Przy najwęższym filtrze usuwane są tylko echa z prędkością bliską zeru, przy szerszych
filtrach - również echa wolno poruszające się.
SOI, CSR, LOG to wartości progowe do usuwania danych złej jakości:
SOI: wskaźnik jakości sygnału (wartość progu użyta dla eliminacji szumów).
CSR: wskaźnik jakości sygnału (wartość progu użytego do eliminacji ech stałych)
LOG: poziom sygnału logarytmicznego jest korygowany o poziom szumu systemu. Służy do
usuwania szumów z danych o odbiciowości.
MIN/MAX: minimalna i maksymalna wartość natężenia opadu brana pod uwagę do
wyznaczania wysokości wierzchołków echa.
H/Height: wysokość, do której zbierano dane
LS: odstęp między sąsiednimi warstwami w pionie.
A/B: współczynniki zależności Z - R (odbiciowość - natężenie opadu).
W nowej wersji RAINOW5.0 informacje, które dotyczą danego produktu: jego nazwa,
termin wykonania i legenda znajdują się po prawej stronie wyświetlanej mapy, a taki
parametr jak Pdf File informuje nas o tym z jakiego radaru pochodzi produkt i jaki jest jego
rodzaj i typ.
W tabeli 11 przedstawiono zestaw produktów generowanych przez system
RAINBOW5.0. Nie uwzględniono w niej wszystkich możliwych do generowania produktów
(może być ich około 80). Przedstawiono tylko produkty, które są i mogą być aktualnie
udostępniane dla użytkowników. Na zielono zaznaczone są produkty, które są były tworzone
w systemie na bieżąco, ale każdej chwili mogą być one udostępnione użytkownikom. Lista
produktów będzie aktualizowana w zależności od potrzeb użytkowników.
55
Typ
danych
Podstawowe produkty meteorologiczne (Standard Meteorological Products)
Z
R
Plan Position
Generowany z jednego obrotu anteny
PPI
Indicator
(stożek) dla zadanego kąta elewacji
V
W
Z
Przekrój pionowy wykonany na zadanym
R
Range Height
azymucie z miejsca lokalizacji radaru
RHI
Indicator
V
(antena chodzi w pionie)
W
Z
Constant Altitude
R
Plan Position
Przekrój poziomy na dowolnej wysokości
CAPPI
V
Indicator
W
Z
Przekrój poziomy na ustalonej wysokości
R
- po przekroczeniu horyzontu radarowego
PCAPPI Pseudo CAPPI
V
dane z najniższego kąta elewacji
W
Z
Przekrój pionowy przez dwa dowolne
R
Vertical Cut
punkty (definiujemy początek i koniec
VCUT
V
przekroju)
W
Z
R
Trójwymiarowy rzut maksymalnej
Maximum Display
MAX
wartości odbiciowości.
V
W
Z
Mapa wysokości:
Echo Top
R
- wierzchołków echa radarowego
Echo Height
EHT
- maksymalnej wartości odbiciowości
V
Echo Base
- podstawy echa
W
Produkt
Nazwa angielska
Opis
Typ
produktu
ppi
ppi
ppi
ppi
rhi
rhr
rhv
rhw
cappi
cappi
cappi
cappi
pcz.pcappi
pcr.pcappi
pcv.pcappi
pcw.pcappi
vcz
vcr
vcv
vcw
max
max
max
max
etz
etr
etv
etw
Dodatkowe produkty meteorologiczne (Extended Meteorological Produkts)
VAD
Velocity Azimut
Display
Wykres prędkości wiatru w funkcji
azymutu
V
vad
VVP
Volum Velocity
Procesing
Profil pionowy wiatru wyszczególniony
dla określonego przedziału czasowego
V
vp
HWIND
Horizontal Wind
Technique
Pole wiatru obrazujące średnia prędkość
radialna w funkcji azymutu
V
hwind
UWT
Horizontal Wind
Technique
Wektory prędkości horyzontalnej
nakładane na produkty. Technika wiatru
jednorodnego.
V
uwt
VIL
Verdically Integrated Zsumowany opad w słupie atmosfery
Liguid Water
nad danym punktem
Z
vil
Z
sri
Produkty hydrologiczne (Hydrological Produkts)
SRI
Surface Rainfall
Intensity
Natężenie opadów przy ziemi wyliczone
z uwzględnieniem orografii terenu
PAC
Precipitation
Accumulation
RSA
River Subcatchment
Accumulation
Suma opadów liczona na podstawie
SRI produkt pac
SRI.
Suma opadów na zdefiniowanej przez
uzytkownika podzlewni (prezentowany w SRI produkt rsa
postaci tabelki)
56
Produkty uskoków wiatru (Wind Shear Detection Products)
HSHEAR Horizontal Shear
Poziomy gradient wiatru
V
hshear
VSHEAR Verdical Shear
Pionowy gradient wiatru
V
vshear
Analiza turbulencji
W
ltb
LTB
Layer Turbulence
Ostrzeżenia i prognozy (Warning& Forecasting Products)
WRN
Warning
RTR
Rain Tracking
Cell Centroid
Tracking
CTR
Ostrzeżenia meteorologiczne. Mogą być
generowane w postaci: graficznej,
dzwiękowej lub tekstowej.
Prognozowanie opadu
Śledzenie komórek burzowych
Inne niż
wrn
wymienione
R
rtr
Inne niż
ctr
wymienione
Produkty groźych zjawisk (Phenomena Detection Produkts)
SWI
Severe Weather
Indicator
Wskaźnik groźnych zjawisk pogody
Z
V
W
swi
MESO
Mesocyclone
Detection
Wykryte cyrkulacje mezocyklonalne
V
meso
ZHAL
Hail Detection
Obraz obszarów, dla których określono z
pewnym prawdopodobieństwem
rozpoznanie gradu
Z
hail
Tabela 11 Produkty radarowe systemu RAINBOW
2.10.1. Produkty podstawowe
Mapy poziome: CAPPI i PCAPPI
Na rys. 31 pokazano przykład mapy pseudo-CAPPI dla wysokości 1 km, o czym mówi
parametr Height w legendzie. Mapa ta jest wyskalowana w natężeniach opadu, ale może być
też wyskalowana w wartościach odbiciowości dBZ. Jeśli wartość odbiciowości jest mniejsza
niż 5 dBz to uznawane jest to za brak danych. Mogą więc w danym miejscu być chmury ale
radar nic nie pokazuje.
Rys.31 a)
Mapa
pseudo-CAPPI
(PCAPPI) na
poziomie 2 km
57
Wartości odbiciowości dla ustalonego poziomu (w tym przypadku 1 km) interpolujemy
między kątami elewacji, które na danej odległości obejmują z dwóch stron ustaloną
wysokość. Interpolacja ta to obliczanie średniej ważonej (P) z wartości dla dwóch kolejnych
katów elewacji przy tym waga jest odwrotnie proporcjonalna do odległości (po łuku) od
danego kąta. (rys. 31a). Mapa pseudo-CAPPI ma tę zaletę, że jej zasięg jest ograniczony tylko
przez zakres pomiarowy radaru, a tę wadę, że na bardzo małych i bardzo dużych
odległościach podaje wartości uzyskane na innych wysokościach, niż założony poziom mapy.
Mapa CAPPI nie zawiera danych w pobliżu radaru, a jej zasięg jest ograniczony przez
horyzont radarowy.
Rys.31 b). Zasada interpolacji w procesie tworzenia mapy CAPP i PCAPPI
P1 i P2 - dane analizowane przez algorytm
Mapa rzutu maksymalnej odbiciowości
Produkt ten otrzymujemy z pliku pierwotnych danych we współrzędnych sferycznych,
z których wygenerowano zobrazowanie składające się z trzech części. Najbliższym
odpowiednikiem tego produktu jest rysunek techniczny w trzech rzutach: widok z przodu,
widok z boku i widok z góry. Warto jednak podkreślić, że tutaj widok nie dotyczy
powierzchni zewnętrznej chmury czy systemu chmurowego, ale jest prześwietleniem chmur
i w każdym kierunku rzutowania (z góry, od południa i od zachodu) wybierana jest wartość
maksymalna odbiciowości. Częściami tego zobrazowania są:
● Widok najwyższych zmierzonych wartości odbiciowości w rzucie pionowym z góry na
powierzchnię ziemi - czyli mapa odbiciowości maksymalnej.
Obraz ten przedstawia największe zmierzone wartości odbiciowości Z dla każdej pionowej
kolumny
● Widok największych zmierzonych wartości odbiciowości Z w kierunku północ-południe.
Rzut ten jest przedstawiony jako pasek u góry rysunku i pokazuje najwyższe wartości Z
dla każdej linii prostej skierowanej z południa na północ.
● Widok największych zmierzonych wartości odbiciowości Z w kierunku wschód-zachód.
58
Rzut ten jest przedstawiony jako pasek po prawej stronie mapy i pokazuje najwyższą
zmierzoną wartości odbiciowości Z dla każdej lin2 prostej skierowanej z zachodu na
wschód.
Na rys.32 przedstawiono produkt, z którego najczęściej korzystamy, gdy chcemy zorientować
się w sytuacji meteorologicznej, bowiem na pojedynczym obrazku mamy przybliżony obraz
opadów w przestrzeni trójwymiarowej. Przy tym uwydatnione są najgroźniejsze zjawiska,
prezentowana jest bowiem maksymalna wartość odbiciowości.
Rzuty boczne pozwalają obserwować z grubsza wysokości wierzchołków. Nie jest wskazane
korzystanie z tej mapy do szacowania liczbowej wartości opadu, bowiem wartość
maksymalna odbiciowości może być wzięta daleko od powierzchni ziemi np. z warstwy
topnienia (jasne pasmo) i wartości mogą znacznie odbiegać od natężenia opadu. Może być
wygenerowana podobna mapa wyskalowana w natężeniach opadu.
Rys.32 Mapa rzutu maksymalnej odbiciowości
Mapa wysokości wierzchołków echa
Mapa wysokości wierzchołków obiektów to praktyczny i użyteczny produkt uzyskiwany
z pliku danych sferycznych. Dla każdego piksela radarowego na płaszczyźnie poziomej
poszukujemy maksymalnego kąta elewacji, przy którym istnieje echo o wartości nie mniejszej
od progowej (minimalna odbiciowość lub natężenie opadu). Następnie stosując
przekształcenie trygonometryczne i uwzględniając krzywiznę Ziemi obliczamy wysokość
wierzchołka. Zobrazowanie pokazuje gdzie w zdefiniowanym zasięgu zmierzono najwyższe
wartości wysokości obiektów.
59
Rys.33 Mapa wysokości wierzchołków echa (widoczne echa stałe w pobliżu radaru)
Na mapie możemy zauważyć pierścieniowe strefy mniej więcej równej wysokości. Jest to
skutkiem ograniczonej liczby kątów elewacji użytej podczas skanowania i dlatego produkt
należy traktować z pewną ostrożnością. Chcąc uniknąć tego typu błędów należałoby użyć
większej liczby kątów elewacji, ale wtedy nie bylibyśmy w stanie powtarzać obserwacji co 10
minut.
2.10.2. Dodatkowe produkty meteorologiczne
Profil pionowo-czasowy wiatru (VVP)
Przyjmuje się, że w niewielkiej odległości od radaru (np. do 20 km) wiatr zmienia się tylko
liniowo (nie ma żadnych uskoków wiatru). Taki liniowy model pola wiatru umożliwia
wygenerowanie dodatkowej informacji ze zmierzonych wartości prędkości radialnej. Liczone
są prędkość i kierunek wiatru dla jednakowo odległych poziomów wysokości. Uzyskujemy w
ten sposób przybliżony profil pionowy wiatru dla momentu obserwacji. Kombinując takie
profile z pewnego okresu poprzedzającego uzyskujemy profil pionowo - czasowy lub inaczej
mówiąc historię profilu pionowego nad radarem. Trzeba zdawać sobie sprawę, że gdy
założenie o liniowych zmianach wiatru nie jest spełnione, profil wiatru może być całkowicie
fałszywy. Takie sytuacje mogą zdarzać się szczególnie podczas przechodzenia frontu nad
stacją radarową. Algorytm ma też problemy, gdy echa radarowe są tylko po jednej stronie
stacji, a brak ich po drugiej.
Operator radaru definiuje okres czasu, dla którego tworzony jest przekrój. Po wykonaniu
nowego pomiaru, jest on automatycznie dodawany do diagramu, a pomiar najstarszy zostanie
skasowany. Wiatr przedstawiany jest w postaci strzałek wiatru – wartości meteorologicznego
kierunku wiatru.
60
Rys.34a) Profil
pionowo - czasowy
wiatru dopplerowskiego
(VVP)
Rys.35. Przeliczanie
strzałek wiatru
na wartości prędkości
wiatru
Dla kierunku wiatru przyjęto konwencję geograficzną (północ do góry, wschód na prawo).
Oznaczenie n/a to brak informacji lub prędkość poniżej 2 węzłów. Pół piórka to 5 węzłów
(knots) czyli 2,5 m/s.
Na podstawie rys. 35 można rozszyfrować znaczenia różnych piórek. Interpretując ten profil
należy pamiętać, że łatwo jest ulec złudzeniu, że strzałki skierowane do góry oznaczają wiatr
ze składową pionową, a nie składową północną, jak jest w rzeczywistości.
Rys.34a) Profil
pionowo - czasowy
wiatru dopplerowskiego
(VVP)
w postaci wykresu
Omawiając
produkty wiatrowe nie
sposób nie wspomnieć
o jednostkach pomiaru
wiatru. W meteorologii
stosuje się 3 skale
wiatru:
metry
na
sekundę, węzły (mile
morskie na godzinę)
oraz skalę Beauforta. W życiu codziennym jesteśmy jako kierowcy przyzwyczajeni do
wyrażania prędkości w kilometrach na godzinę. Aby ułatwić użytkownikom przejścia między
tymi skalami i interpretację map z polami wiatru przytaczamy tabelę przejścia między tymi
skalami (tab. 12).
61
Nazwa wiatru
Cisza
Powiew
Prędkość
Opis objawów
węzły
m/s
km/h
<1
0-0.2
<1
1-3
0.3-1.5
05-sty
Ląd
Cisza, dym unosi się
pionowo.
Znoszony dym wskazuje
kierunek wiatru,
niewidoczny na
chorągiewkach
wiatrowych
Wiatr odczuwa się na
twarzy, liście szeleszczą,
chorągiewki kierunkowe i
na słupach poruszają się.
Wybrzeże
Spokój, cisza
Wiatr wypełnia żagle
łódek, które poruszają
się z prędkością 1-2
węzłów
2
Kutry poruszają się z
prędkością 3-4
węzłów
3
1
4-6
1.6-3.3
6-11
Łagodny
7-10
3.4-5.4
12-19
Liście i lekkie gałązki są
w stałym ruchu. Wiatr
rozwija lekkie flagi.
Umiarkowany
11-16
5.5-7.9
20-28
Wiatr podnosi pył i lekkie Dobra bryza. Kutry
kartki papieru, małe
poruszają się
gałązki poruszają się.
dynamicznie
17-21
8.0-10.7
29-38
Małe drzewa z liśćmi
kołyszą się, tworzą się
małe zmarszczki na
wodach śródlądowych.
Duże gałęzie w ruchu,
słyszalny szum w
przewodach
telegraficznych, trudności
z użyciem parasola.
Cieńsze drzewa kołyszą
się, trudności podczas
poruszania się pod wiatr.
Silny
22-27
10.8-13.8 39-49
Bardzo silny
28-33
13.9-17.1 50-61
Gwałtowny
(wicher)
34-40
17.2-20.7 62-74
Wiatr łamie gałęzie
drzew, chodzenie pod
wiatr bardzo utrudnione.
20.8-24.4 75-88
Pojawiają się niewielkie
uszkodzenia infrastruktury
(uszkodzone kominy,
zerwane dachówki)
Wichura
(sztormowy)
Silna wichura
(sztorm)
Gwałtowna
wichura
Huragan
41-47
Bardzo rzadko występuje
na lądzie. Wyrywa drzewa
48-55 24.5-28.4 89-102 z korzeniami, znaczne
uszkodzenia infastruktury.
Zjawisko ogromnie
56-63 28.5-32.6 103-117 rzadkie. Powoduje
rozległe zniszczenia
Objawy j.w.
64 i
32.7 i
118 i
więcej więcej
więcej
Tabela 12 Skale prędkości wiatru
62
0
Cisza rybaka. Bardzo
dobra sterowność
Słaby
Dość silny
Skala
Beauforta
Kutry skracają drogę
połowów.
Kutry mają podwójny
ref na żaglu
głównym. Podczas
połowów wymagana
ostrożność.
Kutry pozostają w
portach, a będące na
morzu także winny
tam zmierzać.
Wszystkie kutry udają
się do portów.
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Mapy poziome pola wiatru.
Pole wiatru na podkładzie prędkości radialnej (UWT)
Jest to mapa typu CAPPI(V) dla wysokości 2 km. Jest tworzona (podobnie jak przekrój
poprzedni) przy założeniu liniowych zmian wiatru w podobszarach 20 x 20 km na całym
obszarze wyświetlania (do 100 km). Wynik uzyskuje się przez interpolację wartości z różnych
kątów elewacji w danych źródłowych we współrzędnych sferycznych (patrz rys.31a)
Podobnie jak poprzednio wiatr jest przedstawiony w postaci strzałek wiatru. Tutaj wektory
strzałek są zorientowane zgodnie z mapą, a pół pióra oznacza pięć węzłów czyli 2.5 m/s.
Prędkości poniżej 5 węzłów są pomijane.
Podobnie jak poprzednio wektory mogą być silnie zafałszowane w przypadku
gwałtownych zmian wiatru w obszarze analizy (20 x 20 km), np. podczas przechodzenia
frontu atmosferycznego lub szkwału, a także w rejonach gdzie kończy się echo.
Zarówno ten, jak i poprzedni produkt należy analizować łącznie z innymi danymi (np.
ze stacji synoptycznych), aby ustrzec się niezbyt częstych, ale za to poważnych błędów.
Przykład mapy z polem wiatru naniesionym na obraz radialnej składowej wiatru w
konwencji kolorów (patrz rys.25) pokazano na rys.36. Brak danych w centrum mapy wynika
z zasad tworzenia produktu CAPPI (patrz rys. 27 i 31a)
Rys. 36 Mapa pola wiatru (wektory) naniesiona na składową radialną wiatru dopplerowskiego
według przyjętej konwencji kolorów
63
Rys. 37 Pole wiatru naniesionego na mapę opadów (SRI)
2.10.3. Produkty hydrologiczne
Mapa natężenia opadów (SRI)
Rys. 38 Mapa natężenia opadu (SRI)
64
Mapa ta to przeliczenie według przyjętej zależności Z - R (43) odbiciowości radarowej na
natężenie opadu. Jako że opad powinniśmy mierzyć jak najbliżej gruntu (SRI = surface rain
intensity = natężenie opadu na powierzchni gruntu), to odbiciowość bierzemy z najniższego
dostępnego kąta elewacji. Gdy nie ma przeszkód terenowych, jest to po prostu najniższy kąt
użyty w przeglądzie przestrzeni. Jeśli jednak występują maskowania terenu (np. przez góry),
wybieramy dla danego miejsca najniższy kąt elewacji, na którym nie ma maskowania. Do
tego celu system RAINBOW analizuje numeryczny model terenu i wybiera odbiciowość z
odpowiedniego poziomu. Oczywiście powoduje to powstanie innych błędów spowodowanych pionowym profilem odbiciowości. Trudności te są w znacznym stopniu
przezwyciężone przez system NIMROD. Jeśli mamy do wyboru korzystanie z mapy SRI
opracowanej przez RAINBOW lub mapy z NIMROD'a, to oczywiście należy użyć tej
ostatniej.
Mapa sumy opadu (PAC)
Do utworzenia mapy sum opadów pobierane są wartości opadu wygenerowane w produkcie
SRI. Produkt PAC sumuje ustalone w nim wartości opadów i dla każdej wartości
wykonywane jest przeliczenie opadu z [mm/h] na [mm]. Sumowanie jest wykonywane
zgodnie z zdefiniowanym przedziałem czasu. Może to być suma opadów za: godzinę, dwie
lub trzy.
Dla każdego nowo wytworzonego produktu SRI tworzenie PAC startuje od początku. Na
rys.39 wyliczono sumę opadu za 1 godzinę.(patrz : legenda na mapie).
Rys. 39 Mapa sum opadów za 1 godzinę (PAC)
Z kierunku południowo-zachodnim widać przeskakiwanie pikseli. Jest to wskutek
nieuwzględniania przez algorytm interpolacji czasowo-przestrzennej.
65
2.10.4. Produkty uskoków wiatru
Poziomy i pionowy gradient wiatru
Poziomy gradient wiatru – HSHEAR. Algorytm analizuje trójwymiarowe dane o wietrze i
wylicza gradient wiatru dla ustalonej wysokości. Zmiany prędkości w kierunku północpołudnie i wschód-zachód zostają zsumowane i dają sumaryczny gradient poziomy.
Pionowy gradient wiatru – VSHEAR. Algorytm analizuje trójwymiarowe dane źródłowe.
Prędkości liczone są tutaj dla dwu poziomów wysokości, a gradient jest zdefiniowany jako
absolutna różnica prędkości między tymi poziomami dla tej samej długości i szerokości
geograficznej. Dla obu gradientów są to zawsze wartości dodatnie, wyskalowane w [m/s/km].
Rys.40 Poziomy (HSHEAR) i pionowy (VSHEAR) gradient wiatru
2.10.5.Produkty groźnych zjawisk pogody
Wskaźnik groźnych zjawisk (SWI)
Rys.41 Mapa groźnych zjawisk wygenerowana dla określonego obszaru i terminu
66
Analizuje on dane zarówno o wietrze jak i odbiciowości w celu wykrycia i przedstawienia
groźnych zjawisk pogody. Wygenerowane przez niego produkty są następnie
wykorzystywane w algorytmach wykrywania mikroburstów np. w analizie MEZO.
Wskaźnik groźnych zjawisk identyfikuje:
- obszary burzowe
- zjawiska dywergencji i konwergencji
- zjawiska typu „mikroburst”
Ten produkt wymaga danych przeglądu przestrzennego przynajmniej dwu kątów elewacji
gdy wykonywany jest jednocześnie pomiar: odbiciowości, prędkości radialnej i szerokości
widma prędkości radialnej.
Wykryte mezocyklony (MESO)
Algorytm wykrywania mezocyklonów przejęto z amerykańskiego systemu NEXRAD.
Wykonuje on identyfikację mezocyklonowych wzorców charakterystyk: wirów, wirów
trójwymiarowych i obszarów nieskorelowanych gradientów wiatru na podstawie
trójwymiarowych danych o prędkości radialnej wiatru. Algorytm ten jest bardzo
skomplikowany i trudno go szczegółowo opisywać. W uproszczeniu polega na poszukiwaniu
blisko położonych przeciwstawnych wektorów wiatru. Jeśli te wektory dają pewną rotację
uważa się, że w tym rejonie występuje cyrkulacja mezocyklonalna. Produkt obrazuje
zidentyfikowane oznaki wiru mezocyklonowego. Lokalizacja i charakterystyka kandydatów
na mezocyklon są zaznaczane na mapie okręgami - średnica odzwierciedla rozmiar MC,
pozostałe informacje można uzyskać po wskazaniu na symbol
Mezocyklony na podkładzie np. prędkości radialnej lub odbiciowości zaznaczone są na
mapie okręgami w odpowiednich kolorach a strzałki pokazują kierunek rotacji.
MESO – (Mesocyclone
Detection) – wykrywanie
cyrkulacji
mezocyklonalnych
Max height (wysokość
n.p.m.) najwyższej cechy
MC
Min heigh (wysokość
n.p.m.): najniższej cechy MC
Mean Velocity (średnia
różnica prędkości):
109,7 m/s
Strength (moc): silny
Dept (głębokość): płytki
Rys.42 Mapa wykrytych ostrzeżeń o wystąpieniu mezocyklonów (niebieskie kółka) przez
radar Legionowo
UWAGA: Dla wszystkich produktów opartych na prędkości dopplerowskiej wiatru należy
pamiętać, że informacja źródłowa jest niekompletna. Mierzona jest tylko składowa radialna
wiatru (wzdłuż promienia). Dlatego wykrywalność może nie być stuprocentowa. Produkty te
należy analizować łącznie z innymi źródłami informacji np. mapą synoptyczną.
67
2.10.6. Zbiorcza mapa radarowa
Różne metody tworzenia zbiorczej mapy radarowej opisano w części 3, gdzie mowa o
tworzeniu takiej mapy przez system NIMROD. System RAINBOW też może produkować
mapę zbiorczą. Może ona być tworzona na podstawie następujących produktów:
- Natężenie opadu (SRI),
- Sumy opadów (PAC),
- Przekrój stożkowy (PPI) według odbiciowości Z,
- Przekrój stożkowy (PPI) według natężenia opadu R,
- Przekrój na ustalonej wysokości (CAPPI) według odbiciowości Z,
- Przekrój na ustalonej wysokości (CAPPI) według natężenia opadu R,
- Przekrój rozszerzony na ustalonej wysokości (pseudo-CAPPI) według odbiciowości Z,
- Przekrój rozszerzony na ustalonej wysokości (pseudo-CAPPI) według natężenia opadu R.
W systemie RAINBOW przyjęto zasadę łączenia danych w rejonie pokrywania się radarów
według maksymalnej wartości odbiciowości, czyli inaczej niż w systemie NIMROD, gdzie
przyjęto zasadę najniższej wysokości.
Obecnie w systemie RAINBOW mapa zbiorcza jest tworzona na podstawie map pseudoCAPPI według odbiciowości, map natężenia opadów i jako zbiorcza mapa sum opadów. Na
rys.:43a), 43b) i 43c) zaprezentowano trzy rodzaje map zbiorczych dla tego samego terminu.
Rys. 43a) Zbiorcza mapa radarowa na ustalonej wysokości (pseudo-CAPPI) wykonana na podstawie odbiciowości Z
68
Rys. 43b) Zbiorcza mapa radarowa opadów na wysokości 700 m nad poziomem terenu
wykonana w oparciu o produktu SRI
Rys. 43c) Zbiorcza mapa radarowa sum opadów (PAC)
69
3
System oprogramowania NIMROD
i jego produkty
3.1. Łączenie danych opadowych z różnych źródeł
W poprzednim rozdziale podano zalety i wady obserwacji radarowych. Główną wadą
obserwacji radarowych opadu jest pomiar pośredni - nie mierzymy bezpośrednio tego, co nas
interesuje, ale inną wielkość - odbiciowość radarową, a dopiero na jej podstawie staramy się
oszacować np. natężenie lub sumę opadu. Prowadzi to do znacznych różnic w stosunku do
pomiaru deszczomierzem, które to różnice zwykle uważamy za błędy pomiaru radarowego,
co nie zawsze jest prawdą, bo opad z deszczomierza może nie być reprezentatywny dla całego
piksela radarowego. Istnieją ponadto inne źródła błędów: istnienie ech stałych i anomalnych,
przesłanianie wiązki radarowej przez przeszkody, niecałkowite zapełnienie wiązki przez
opad, pomiar wysoko nad górami - tymczasem poniżej zachodzą różne procesy fizyczne np.
wzmacnianie opadu przez efekt orograficzny tzw. mechanizm seeder - feeder.
Wymienione błędy oraz potrzeba ich korekty, a także idea natychmiastowej diagnozy
bieżącego stanu pogody oraz prognoz natychmiastowych (nowcasting) niektórych
najważniejszych zmiennych meteorologicznych, leżą u podstaw systemu NIMROD. Jest on w
pełni zautomatyzowanym, działającym operacyjnie systemem opracowanym przez Służbę
Meteorologiczną Zjednoczonego Królestwa (UK Met Office) gdzie jest używany od roku
1995. W Instytucie Meteorolog2 i Gospodarki Wodnej NIMROD został wdrożony w ramach
programu SMOK - modernizacji polskiej służby hydrologicznej i meteorologicznej.
Podstawą metodyki prognozy natychmiastowej przyjętej w tym systemie jest
połączenie prognozy ekstrapolacyjnej (inercyjnej w układzie Lagrange’a), opartej na
obserwacji aktualnego stanu pogody (pomiary radarowe i satelitarne, dane ze stacji
meteorologicznych oraz z posterunków deszczomierzowych), z wynikami uzyskanymi z
mezoskalowego numerycznego modelu prognoz pogody. Oprogramowanie systemu
NIMROD pracuje w systemie unikowym HPUX i realizuje następujące funkcje:
• odbiór danych z sieci radarów meteorologicznych, satelity, sieci stacji synoptycznych,
numerycznego modelu atmosfery, sieci automatycznych telepluwiometrów, systemu
wykrywania wyładowań atmosferycznych, a źródłem tych danych są:
- opisane w rozdziale 2.10.1 produkty radarowe PPI wykonywane na potrzeby NIMROD
z czterech pierwszych katów elewacji anteny (PPI_1, PPI_2, PPI_3, PPI_4),
- obrazy z satelity meteorologicznego METEOSAT - wykonane dla pasma podczerwieni
i widzialnego) z obszaru Europy,
- wyniki modelu prognoz numerycznych LM,
- dane opadowe z Systemu Hydrologii - raporty o opadach,
- dane z Systemu Wykrywania Wyładowań Burzowych – PERUN,
70
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
- dane synoptyczne - depesze METAR i SYNOP,
przekształcanie powyższych danych do formatu wymaganego przez NIMROD,
eliminacja ech stałych i ech anomalnych w danych radarowych,
wprowadzenie poprawek na przesłanianie wiązki,
wprowadzenie poprawek na pionowy profil odbiciowości (w tym "jasne pasmo"
i orograficzne wzmocnienie opadu),
dopasowanie radarowego natężenia opadu do historycznych danych z deszczomierzy,
utworzenie zbiorczej mapy radarowej dla całego analizowanego obszaru (domeny),
analiza opadu na podstawie wszelkich źródeł - optymalne natężenie opadu dla całej
domeny,
rozpoznanie typów opadu:grad, suchy i mokry śnieg, śnieg z deszczem, deszcz itp.,
kombinowana (ekstrapolacja radarowa + prognoza z modelu numerycznego)
natychmiastowa prognoza natężenia i sumy opadu (z krokiem 15 minut do wyprzedzenia
na 6 godzin),
natychmiastowa prognoza typów opadu,
generowanie ostrzeżeń o silnych opadach dla wybranych obszarów (np. zlewni),
tworzenie statystyk porównania prognoz z obserwacjami.
Całość
tych
zadań
jest
obsługiwana przez dwie identyczne
wersje NIMROD-a, które pracują w
sposób ciągły na dwóch UNIX-owych
serwerach HP. Jeden z serwerów działa
jako serwer operacyjny (główny),
wysyłający produkty do użytkowników,
natomiast drugi działa jako zapasowy
(pomocniczy), zabezpieczający ciągłość
pracy w sytuacjach awaryjnych lub jako
rezerwa gdy główny serwer jest
poddawany niezbędnym czynnościom
konserwacyjnym
albo
naprawom.
Obydwa serwery, główny i pomocniczy,
są podłączone do sieci intranetowej, co
umożliwia przyjmowanie i wysyłanie
danych za pośrednictwem protokołów
TCP/IP oraz FTP.
Rys.44 Schemat współpracy RAINBOW
i NIMROD
Na rys.45 przedstawiono domenę analizowaną przez wersję NIMROD'a,
skonfigurowaną dla potrzeb IMGW. Jak widać obejmuje ona znaczne obszary poza granicami
Polski, szczególnie w kierunku zachodnim. W domenie zastosowano odwzorowanie
poprzeczne Mercatora (odwzorowanie Gaussa-Kruegera), znane jako układ GUGiK 1992/19,
określone przez Główny Urząd Geodezji i Kartograf2. Przyjęto w nim standardową szerokość
0°N i standardową długość 19°E. Rozmiar domeny to 1.600 x 1.600km. Rozdzielczość
wszystkich produktów NIMROD-a, z wyjątkiem niektórych produktów radarowych wynosi
4km.
71
Rys.45 Domena przetwarzania danych dla
system NIMROD w IMGW i dla europejskiego NIMROD-a
3.2. Eliminacja zakłóceń w danych radarowych
Główne źródła zakłóceń pomiaru radarowego to echa stałe i echa anomalne, które omówiono
w części 1. Echa stałe są w większości eliminowane przez system oprogramowania
RAINBOW podczas przetwarzania danych na stacji radarowej poprzez użycie różnych filtrów
(dopplerowskich, statystycznych). Filtry te nie mają jednak stuprocentowej skuteczności
i pozostawiają niektóre echa stałe w obrazie radarowym. W systemie NIMROD zbierana jest
klimatologia ech radarowych poprzez sumowanie wszystkich napływających danych.
Wiadomo, że opady pojawiają się sporadycznie, zaś echo stałe jest, jak sama nazwa wskazuje
"stałe", a więc istnieje prawie zawsze, a ponadto ma zwykle dużą intensywność. Dlatego na
mapie sumarycznej (klimatologicznej) takie echa są wyraźnie silniejsze niż otoczenie. Patrz
strona lewa rys. 46. Tworzy się na tej podstawie maskę ech stałych - strona prawa rys. 46.
Korzystając z tej ostatniej mapy NIMROD usuwa z danych te piksele, gdzie spodziewane są
echa stałe, a wstawia w to miejsce wartości średnie z sąsiednich pikseli. Usuwane są też dane
opadowe z takich pikseli, gdzie wszystkie sąsiednie piksele mają wartości zerowe (filtracja
pojedynczych ech).
Rys.46 Mapa sumy klimatycznej danych radarowych (po lewej) i maski ech stałych (po
prawej)
72
Dużo trudniejsza jest sprawa zwalczania ech anomalnych. Tutaj NIMROD bierze pod
uwagę wszelkie dane ze źródeł innych niż dane radarowe z danego terminu obserwacji, a
więc: dane satelitarne z najbliższego terminu poprzedzającego, dane synoptyczne, dane z
modelu numerycznego, dane z systemu wykrywania wyładowań, radarową (nimrodowską,
czyli własną) prognozę opadu na dany termin. Dane te są analizowane w bardzo złożony
sposób (co było przedmiotem wielu prac naukowych, więc nie sposób tutaj nawet krótko to
przedstawić) i znajdowane są tzw. alfy (w żargonie NIMROD'a) - prawdopodobieństwa, że w
danym pikselu może być obserwowany opad. Jeśli prawdopodobieństwo opadu jest niskie
(poniżej ustalonego progu), echo zostanie potraktowane jako anomalne i usunięte
podczas analizy. Na rys. 47 pokazano a) źródłową obserwację radarową, b) mapę
prawdopodobieństwa opadu, oraz c) mapę radarową skorygowaną. Na mapie
prawdopodobieństwa opadu wysokie prawdopodobieństwo jest oznaczone kolorem
niebieskim, zaś niskie - czerwonym. Echa anomalne po prawej stronie w danych źródłowych,
gdzie prawdopodobieństwo opadu jest niskie (kolor czerwony na mapie środkowej), zostają
usunięte i na mapie prawej ich nie obserwujemy.
(a)
(b)
(c)
Rys.47 Kolejne kroki eliminacji ech anomalnych
Chociaż system stara się brać pod uwagę wszelką dostępną informację, jednak jej
niedostatki (np. rozdzielczość znacznie gorsza niż rozdzielczość danych radarowych)
powodują, że eliminacja ech anomalnych nie jest idealna (zdarzają się echa anomalne
nieusunięte, oraz opady - usunięte). Można ja jednak uznać za dostateczną i znacznie
poprawiającą jakość danych radarowych.
3.3. Rozpoznawanie typów opadów
Służby oczyszczania miasta i służby drogowe chcą wiedzieć, czy pada śnieg topniejący, śnieg
suchy, czy deszcz. Również hydrolodzy zajmujący się osłoną przeciwpowodziową inaczej
potraktują deszcz niż śnieg. W systemie NIMROD rozpoznawanie typów opadów dla terminu
bieżącego i dla terminów przyszłych (prognoza) jest realizowane przy wykorzystaniu wzorów
termodynamiki atmosfery bazując na wynikach modelu numerycznego atmosfery.
Rozpoznawane typy opadu na obszarze polskiej domeny przedstawiono na rys. 48.
Realizując to zadanie NIMROD oblicza też prawdopodobieństwo pojawienia się śniegu,
określające gdzie może wystąpić śnieg, jeśli wystąpią w tym miejscu opady. Generowaną
przez system mapę prawdopodobieństwa wystąpienia śniegu dla sytuacji z tego samego
terminu prezentuje rysunek 48 a.
73
Można mieć zastrzeżenia, czy dane z modelu są wystarczająco dobre np. po upływie
10 godzin. Może warto jednak wziąć dane aktualne ze stacji synoptycznych. Jeśli praktyka
wykaże, odpowiednie modyfikacje będziemy mogli wprowadzić w przyszłości. Na rysunku
48 przedstawiono mapę rozpoznanych typów opadu dla domeny europejskiej NIMROD'a,
która jest eksploatowana w Zjednoczonym Królestwie (oprócz domeny ściśle brytyjskiej).
Jest to jeden z podstawowych produktów systemu NIMROD.
Rys.48 Mapa rozpoznania typu opadów dla polskiej domenny NIMROD'a gdzie odpowiednie
kolory przedstawiają:
czarny
- (Dry) brak opadu
ciemnozielony
- (Drizzle) mżawka
jasnozielony
- (Freezing Drizzle) marznąca
mżawka
ciemnoniebieski
- (Rain) deszcz
jasnoniebieski
- (Freezing Rain) deszcz marznący
jasnoszary
- (Sleet) deszcz ze śniegiem
biały
- (Snow) mokry śnieg
jasnożółty
- (Powder Snow) suchy śnieg
jasno-pomarańczowy - (Small Hail) drobny grad
ciemnopomarańczowy - (Hail) grad
czerwony
- (Large Hail) duży grad
74
3.4. Korekta opadu radarowego uwzględniająca pionowy profil
odbiciowości
Radarowy pomiar opadu powinien być wykonywany tuż nad powierzchnią gruntu byłby
wtedy najbardziej zbliżony do pomiaru wykonanego deszczomierzem na wysokości 1 m nad
gruntem. Niestety, nie jest to możliwe, bowiem:
• nisko nad ziemią w pobliżu radaru występują echa stałe całkowicie zakłócające
obserwację,
• ze względu na krzywiznę Ziemi, wiązka radarowa, która musi być skierowana nieco ku
górze, już w odległości 50 km od radaru biegnie na wysokości 500 - 600 m nad
powierzchnią gruntu, a w odległości 150 km na wysokości 500-600 n nad powierzchnia
gruntu, a im dalej, tym wyżej (patrz rys.13),
• przeszkody terenowe ( niezbyt odległe góry wyższe niż pozycja radaru) zmuszają do
wykonywania obserwacji np. pod kątem 10, co już na odległości 30 km daje wysokość
ok. 500 m, zaś na odległości 100 km - wysokość ok. 2900 m.
Jesteśmy więc zmuszeni wykonywać pomiar niekiedy na znacznej wysokości nad gruntem.
Tymczasem chmura ma swoją budowę pionową i to co mierzymy np. na wysokości 1500 m
różni się i to nieraz znacznie od tego, co zmierzylibyśmy tuż nad ziemią. Są trzy główne
efekty zniekształcające pomiar, a spowodowane pionowym profilem odbiciowości
w chmurze:
- ogólny spadek odbiciowości z wysokością, szczególnie bliżej górnej granicy chmury,
większe i cięższe krople i śnieżynki znajdują się raczej bliżej podstawy niż wierzchołka
chmury,
- efekt jasnego pasma - wyraźnie podwyższona odbiciowość w warstwie topnienia śniegu tuż poniżej izotermy 00C (patrz rozdział 1.6.1),
- orograficzne wzmacnianie opadu spowodowane tzw. efektem seeder - feeder.
Pierwszy z wymienionych efektów
powinien być zrozumiały, drugi jest
opisany w rozdziale 1 więc spróbujmy
krótko
wyjaśnić
efekt
trzeci.
Rozważmy sytuację przedstawioną na
rys.49. U góry jest chmura dająca opad
np. As, Ns, dołem zachodzi adwekcja
powietrza, a bariera górska powoduje
kierowanie powietrza do góry po
zboczu; takie wznoszenie doprowadza
oziębiania
adiabatycznego
Rys.49 Schemat mechanizmu zasiewacz - zasilacz do
powietrza
i
do
kondensacji,
czyli na
(seeder - feeder)
zboczu powstaje mgła. Krople deszczu
spadające przez tę mgłę wymywają kropelki mgły (które inaczej nie spadłyby na ziemię)
i deszcz na powierzchni gruntu jest większy (czasem znacznie większy) niż byłby, gdyby
mgły nie było. Chmura opadowa zwana jest "seeder" czyli "zasiewacz", zaś mgła u dołu to
"feeder" czyli "zasilacz". Razem mamy efekt seeder - feeder. Normalne obserwacje radarowe,
które muszą być wykonywane nad wierzchołkiem góry nie mogą uwzględniać tego efektu.
Jako że wszystkie trzy czynniki mają znaczny wpływ na rzeczywisty opad na powierzchni
gruntu, oprogramowanie NIMROD stara się je uwzględnić.
Ze względu na pionowy profil odbiciowości algorytmy korekty opadu radarowego są
bardzo złożone i były przedmiotem wielu prac badawczych. Dlatego nie jest możliwe ich
szczegółowe wyjaśnienie w tym miejscu, warto powiedzieć, że bazują one na
wyidealizowanych profilach teoretycznych i na sparametryzowanym przebiegu jasnego
75
pasma i orograficznego wzmocnienia opadu. W tych algorytmach zawarta jest też korekta
odbiciowości radarowej na częściowe przesłanianie przez przeszkody. Uwzględniane są tutaj
takie dane jak: wysokość wierzchołków chmur na podstawie obserwacji METEOSAT'a
w kanale podczerwieni, wysokość wierzchołków wyliczona metodami termodynamiki
atmosfery z danych modelu numerycznego, odbiciowość radarowa na czterech najniższych
kątach elewacji, kierunek i prędkość adwekcji oraz wilgotność (z modelu), a także nachylenie
terenu (z danych topograficznych). Efekt jasnego pasma jest przybliżany równaniem
nieliniowym, które jest rozwiązywane metodą kolejnych przybliżeń. Orograficzne
wzmocnienie opadu ma charakter addytywny, tzn. dodawana jest pewna wartość zależna od
wilgotności, kierunku i prędkości adwekcji, ale nie zależna od wielkości opadu z chmury
zasiewającej (seeder). Można mieć wiele zastrzeżeń, co do teoretycznej poprawności metody,
ale angielscy użytkownicy systemu są z niej w miarę zadowoleni, a nie jest łatwo wymyślić
coś lepszego.
3.5. Tworzenie zbiorczej mapy radarowej
Po wprowadzeniu opisanych poprawek (eliminacja ech stałych i
anomalnych, korekta na pionowy profil odbiciowości) dane ze
wszystkich radarów są łączone i tworzona jest zbiorcza mapa
radarowa dla całej domeny. Bardzo wskazane jest włączenie do
polskiego NIMROD’a danych radarowych z krajów sąsiednich,
ale może być to utrudnione, bo zwykle w wyniku wymiany
międzynarodowej dysponujemy zubożonymi danymi w stosunku
do wymagań NIMROD-a. W wielu systemach (m.in. sieć
skandynawska NORDRAD, sieć środkowo-europejska CERAD,
sieć niemiecka, francuska, amerykańska NEXRAD) stosowane są
różne metody łączenia danych w tych punktach, gdzie dostępne są
dane z dwóch lub więcej stacji radarowych. Metody te to m.in.:
1. brać dane z najbliżej położonego radaru,
2. brać dane jak najbliżej powierzchni gruntu,
3. brać maksymalną odbiciowość,
4. brać dane według z góry ustalonego priorytetu,
5. brać średnią ze wszystkich dostępnych radarów.
Każda z tych metod ma swoje plusy i minusy. Na przykład metoda
pierwsza jest łatwa do stosowania (również w przypadku
modyfikacji sieci), ale pomija pożyteczne dane, a poza tym radar
najbliższy wcale nie musi dawać najlepszych wyników. Metoda
czwarta jest trudna w utrzymaniu, bo wrażliwa na braki danych
lub zmiany sieci, itd. Po wielu analizach w NIMROD'zie
zastosowano metodę drugą - jak najniższy poziom pomiaru.
Główną zaletą jest to, że mierząc opad chcemy mierzyć go
możliwie blisko gruntu, wtedy ewentualne poprawki na pionowy
profil odbiciowości są najmniejsze, a takie poprawki zawsze mogą
wprowadzać dodatkowe błędy. Niedostatki tej metody to
usuwanie pożytecznych danych (z innych radarów) i wrażliwość
na złą kalibrację danego radaru.
Rys.50 Miesięczne sumy opadu (kolor niebieski to najsilniejsze
opady, czerwony – najsłabsze): (a) według deszczomierzy, (b)
zbiorcza radarowa według najniższego poziomu, (c) zbiorcza
radarowa według maksymalnej odbiciowości
76
a)
b)
c)
Z przedstawionej na rys. 50 miesięcznej sumy opadu widać, że metoda maksymalnej
odbiciowości znacznie zawyża obszary z silnymi opadami.
3.6. Kompleksowa analiza pola opadowego
Jak wspomniano na początku tej
części, NIMROD pobiera dane z
wielu źródeł. Wiadomo, że każde
źródło informacji jest obarczone
błędami, chcąc uzyskać optymalną
(z
minimalnymi
błędami)
informację o opadach, trzeba
umiejętnie wykorzystać wszystkie
dostępne źródła. Zaproponowani
by dla opadów tworzyć średnią
ważoną z różnych źródeł, przy
czym wagi powinny być tym
większe, im błędy danego źródła są
mniejsze.
Ponieważ
opad
(szczególnie natężenie opadu) nie
Rys. 51 Mapa skorygowanego natężenia opadu
ma rozkładu normalnego, a raczej
dla pojedynczego radaru (radar Rzeszów)
rozkład bliski do logarytmicznonormalnego, to analizę natężenia opadu w NIMROD-zie wykonuje się na logarytmowanych
wartościach opadu. Bardzo ważna jest tu umiejętność oszacowania błędów opadu dla różnych
źródeł. Na przykład dla danych synoptycznych błąd oszacowania opadu rośnie wraz ze
wzrostem odległości od stacji, przy tym wzrost ten jest znacznie szybszy dla opadów
konwekcyjnych, niż dla warstwowych. Analiza natężenia opadu jest wykonywana na mapie
zbiorczej po zebraniu wszystkich dostępnych danych ze wszystkich źródeł: radaru, satelity,
stacji synoptycznych, prognozy opadu wykonanej przez NIMROD w poprzednim terminie,
itd.
Rys. 52 a)
Mapa zbiorcza natężenia opadu
wygenerowana z wszystkich
radarów dla rozdzielczości 1x1km
meteorologicznych sieci POLRAD
77
Rys 52 b)
Mapa po kompleksowej
analizie opadu dla
domeny polskiego
NIMROD-a
W wyniku otrzymujemy mapę natężenia opadu dla całej domeny, również tam, gdzie nie ma
danych radarowych. Na rys. 52 przedstawiono zbiorczą mapę radarową (a) przed analizą oraz
(b) po wykonaniu analizy kompleksowej. Widzimy przede wszystkim rozszerzenie opadów
poza zasięg sieci radarowej.
Na rys. 53 mamy podobną
mapę
dla
Europy
zachodniej i środkowej
(obejmującą teren Polski),
jest ona stworzona głównie
na podstawie danych z
innych niż radary źródeł
(nad oceanem), bo Met
Office nie otrzymuje takich
danych. Ma więc gorszą
rozdzielczość i wartości
opadu
są
obarczone
większymi błędami.
Rys.53 Zbiorcza mapa
natężenia opadu po analizie
kompleksowej dla
europejskiej domeny
NIMROD-a
78
3.7. Suma opadu
System NIMROD w Wielkiej Brytan2 oblicza godzinną sumę opadu przez zwykłe
sumowanie 12 map natężenia opadu, uzyskiwanych co 5 minut; jako że rozdzielczość
czasowa jest bardzo wysoka, można zaniedbać efekty "przeskakiwania przez piksel" (patrz
rozdział 2.3.1, rys. 22). W polskiej wersji NIMROD-a strategia skanowania dla systemu
RAINBOW przewiduje rozdzielczość czasową 10 minut. W związku z tym efekty
przeskakiwania mogą być większe.
Rys.54 Zbiorcza dobowa mapa sumy
opadów dla sieci POLRAD
3.8 Natychmiastowa prognoza opadu
Natychmiastowa prognoza opadu to najważniejsze zadanie NIMROD-a. Wiadomo jak bardzo
zmienny i trudny do prognozowania jest opad, przy tym chodzi nie o prognozę ogólnikową
typu: "po południu w Polsce centralnej możliwe opady przelotne", ale raczej: "w Siedlcach
o godz. 14:50 rozpocznie się opad o natężeniu ponad 2,5 mm/h i będzie trwał przez 35
minut". NIMROD daje prognozę natychmiastową opadu (nowcasting) na wyprzedzenie do
6 godzin z krokiem 30 minut.
Powszechnie przyjętą metodą natychmiastowej prognozy opadu na podstawie
pomiarów radarowych jest metoda ekstrapolacji obserwowanego pola opadu. Wyznaczany
jest ruch systemów opadowych, przyjmuje się, że pole opadowe pozostanie niezmienne
(zamrożone wartości), a tylko będzie następowało przesuwanie się tego pola zgodnie
z wyznaczonym ruchem. Jeśli chodzi o wyznaczanie ruchu opadów, stosowane są różne
metody: korelacja wzajemna pól opadowych przesuniętych w czasie (np. o 10 minut),
śledzenie poszczególnych komórek (zespołów, ognisk) opadowych, śledzenie
zgeneralizowanych konturów echa, metoda pół-niezmienników, wiatr szacowany przez radar
dopplerowski, wiatr z numerycznego modelu atmosfery, metoda zachowania strumienia
optycznego i in.). Każda z tych metod daje w pewnych sytuacjach lepsze wyniki niż inne
metody, ale w innych sytuacjach-gorsze.
Dotychczasowe doświadczenie z prognozami natychmiastowymi opadu pokazuje, że mimo, iż
metoda ekstrapolacji nie uwzględnia ewolucji pola opadowego jest jak dotychczas najlepszą
metodą dla wyprzedzeń do ok. 2 godzin.
Na rys.55 przedstawiono ideologię tworzenia prognozy natychmiastowej przez
NIMROD-a. Na osi rzędnych mamy średniokwadratowy błąd względny, a na osi odciętych
czas wyprzedzenia w godzinach. Im wyżej idzie krzywa (większy błąd), tym gorsza jest
79
prognoza. Linia ciągła z punktami w
kółkach oznacza prognozę inercyjną
- co było, to będzie - żaden ruch nie
jest uwzględniany.
Linia kropkowana oznacza prognozę
z modelu numerycznego, która jest
kiepska
przy
niewielkich
wyprzedzeniach, ale mniej więcej od
2,5 godziny zaczyna przeważać nad
innymi
prognozami.
Linia
kreskowana
to
prognoza
ekstrapolacyjna - najlepsza przy
wyprzedzeniach do około 2,5
godziny. Wreszcie linia ciągła bez
punktów to prognoza z NIMROD-a
kombinacja
prognozy Rys.55 Podstawa teoretyczna tworzenia prognozy
natychmiastowej opadu przez system
ekstrapolacyjnej i prognozy według
modelu numerycznego.
NIMROD
Przy większych czasach
wyprzedzenia, prognozy opadu z numerycznego modelu atmosfery zaczynają dawać lepsze
wyniki. Wobec tego w NIMROD-zie zastosowano następującą zasadę (rys. 55): tworzy się
prognozę ekstrapolacyjną opadu z krokiem 30 minut na wyprzedzenie do 6 godzin, a
następnie tworzy się mieszankę tej prognozy z prognozą uzyskaną z modelu numerycznego.
Mieszanka ta to średnia ważona dwóch prognoz, przy tym wagi są uzależnione od
sprawdzalności obu prognoz w czasie poprzedzającym opracowanie prognozy. Załóżmy, że
za ostatnie trzy godziny pewien wskaźnik jakości prognozy ekstrapolacyjnej wynosił 0,27, a
prognozy według modelu 0,36 (większy wskaźnik - lepsza sprawdzalność). Wtedy prognozę
na następne 3 godziny tworzymy jako średnią ważoną obu
Prognoz, przy tym dla prognozy
ekstrapolacyjnej waga wynosi
0,27/(0,27 + 0,36) = 0,428, zaś
dla
prognozy
z
modelu
0,36/(0,27 + 0,36) = 0,572.
Średnią ważoną oblicza się dla
wszystkich pikseli. Daje to
czasem dziwne efekty, niech np.
obie prognozy dają natężenie 1,0
mm/godz, ale w zupełnie
różnych miejscach, wtedy w
mapie prognostycznej mamy
natężenia 0,4 i 0,6 mm/godz ale
opad występuje w obu pikselach
- pole opadu rozmywa się Rys.56 Mapa prognozy godzinnej sumy opadu na natężenie staje się słabsze, a
wyprzedzenie do 3 godzin (180 minut) dla domeny pokrycie obszaru przez opad większe.
polskiego NIMROD-a
NIMROD jest systemem otwartym, stale modyfikowanym i ulepszanym, mamy
nadzieję, że w Polsce będzie działał równie sprawnie jak w Wielkiej Brytan2, oraz że
będziemy mogli go ulepszać również we własnym zakresie.
80
3.9. Produkty systemu NIMROD
System NIMROD został wdrożony w IMGW pod koniec 2003 roku. Od tego czasu
pracuje operacyjnie. Podstawowe dwie grupy jego produktów to produkty analiz i prognoz.
Wszystkie produkty (z wyjątkiem ostrzeżeń o intensywnych opadach) są generowane w
układzie współrzędnych kartezjańskich (układ GUGiK 1992/19 jako dwu- lub trzywymiarowe pliki z danymi w formacie NIMROD-a, w którym wysyłane są do systemów
zewnętrznych. Dane przychodzące do NIMROD-a z zewnętrznych systemów są odbierane
albo w ich oryginalnych formatach wprowadzonych przez te systemy, albo w formatach
przyjętych przez Światową Organizację Meteorologiczną (WMO) do międzynarodowej
wymiany danych meteorologicznych (GRIB – GRIdded Binary). Rozmiar pojedynczego
kwadratowego gridu może wynosić:
- 1 km - dla produktów z pojedynczego radaru,
- 4 km - dla większości produktów zawierających pola danych
- 8 km - dla produktów Typ Opadu i Prawdopodobieństwo Wystąpienia Śniegu.
Program do ich wizualizacji jest narzędziem opartym na technikach internetowych,
umożliwiającym dostęp do bogatej informacji o systemie NIMROD.
Niektóre z produktów omówiono już częściowo we wcześniejszych punktach, Były to:
- zbiorcza mapa radarowa natężenia po korektach, ale przed analizą kompleksową (rys.52a),
- zbiorcza mapa radarowa natężenia po analizie kompleksowej - diagnoza opadu (rys.52b
i rys.53),
- zbiorcza mapa radarowa dobowej sumy opadu (wygląd jak na rys.54),
- mapa rozpoznanych aktualnie i prognozowanych typów opadu (rys.48 ),
- mapa prognozy natychmiastowej natężenia opadu na różne wyprzedzenia (do 3 godzin) rys.56.
Z kolei tabela 14 prezentuje podstawowe produkty wytwarzane w systemie NIMROD w
ramach jego polskiej wersji. Zestawienie to zawiera produktu analiz i prognoz (zaznaczone na
żółto).
Rozdzielczość
Nazwa produktu
polska
angielska
Opis
obszar
[km]
czas
[min]
Zakres
prognozy
Skorygowane
natężenie opadu z
pojedynczego
radaru
mapa zbiorcza
natężenia opadu
Końcowa
diagnoza opadu
Cleaned rain
rate
Natężenie opadu na powierzchni w
zasięgu pojedynczego radaru
4
10
Rain rate
composit
Final rain rate
analysis
1
4
4
10
30
Kombinowana
prognoza
natężenia opadu
Merget rain rate
forecast
(T+015…360)
4
15
T+360
Kombinowana
prognoza sumy
opadu
Merget
accumulation
forecast
(T+015…360)
4
15
T+360
Zbiorcza mapa
godzinnych sum
Hourly radar
accumulation
Mapa zbiorcza utworzona z wszystkich
radarów pracujących w sieci POLRAD
Końcowa (zbiorcza) analiza opadu na
powierzchni uwzględniająca dane
radarowe, satelitarne oraz poprzednią
prognozę (NIMRODA) natężenia opadu
Końcowa prognoza natężenia opadu na
powierzchni Ziemi powstała z połączenia
prognozy adwekcyjnej natężenia opadu i
modelu numerycznego (LM)
Krótkoterminowa prognoza 15
minutowych sum opadu na powierzchni
Ziemi powstała z połączenia prognozy
15-to minutowych prognoz :
adwekcyjnej i modelu numerycznego
(LM)
Zbiorcza mapa godzinnej sumy opadu z
wszystkich radarów pracujących w sieci
81
opadu
Zbiorcza mapa
dobowej sumy
opadu
Miesięczna suma
opadu
Miesięczna suma
opadu z prognozy
kombinowanej
Prawdopodobieństwo wystąpienia
śniegu
composite
Total dayly
radar
accumulation
composite
Monthly correct
radar
accumulation
composit
Monthly merget
accumulation
forecast
Prognoza
prawdopodobieństwa wystąpienia
śniegu
Snow
probability
analysis/forecast
(T+060…360)
Snow
probability
analysis/forecast
(T+060…360)
Rozpoznanie typu
opadu
Precipitation
type analysis
Prognoza typu
opadu
(T+60…360)
Ostrzeżenia o
silnych opadach
Precipitation
type forecast
(T+060…360)
POLRAD
Zbiorcza mapa dobowej sumy opadu z
wszystkich radarów pracujących w sieci
POLRAD
Suma opadu na powierzchni Ziemi
szacowana z map zbiorczych natężenia
opadu (co 10 min.) zsumowana dla
całego miesiąca.
Prognoza natężenia opadu na
powierzchni Ziemi dla wyprzedzeń
T+180 i T+360 min, zsumowana z
całego miesiąca.
Prawdopodobieństwo określające, że w
obszarach gdzie jest diagnozowany opad,
dominującym typem opadu na
powierzchnię Ziemi jest śnieg
Prawdopodobieństwo określające, że w
obszarach gdzie jest diagnozowany lub
prognozowany opad, dominującym
typem opadu na powierzchnię Ziemi jest
śnieg
Jest to analiza typu opadu opracowana
dla rozdzielczości opartej na przyjętej
siatce
Prognoza typu spodziewanego opadu
opracowana dla rozdzielczości opartej na
przyjętej do analizy siatki
Tekst zawierający informacje o silnych
opadach w obrębie zlewni wcześniej
zdefiniowanych zlewni
4
1
dzień
4
1
mie-
4
siąc
1
miesiąc
8
60
8
60
8
30
8
30
T+180
T+360
T+360
T+360
30
Tabela 14 Zestawienie produktów systemu NIMROD
Skorygowane Natężenie Opadu z Pojedynczego Radaru
Jest to najlepsze oszacowanie chwilowego natężenia opadu na powierzchnię Ziemi w zasięgu
pojedynczego radaru.
Przetworzone dane radarowe są skorygowane o:
• echa pasożytnicze takie jak: echa
stałe ech anomalnej propagacji oraz
echa nieopadowe gdzie średnie
natężenie
opadu
przekracza
maksymalne wartości dla obiektów
meteorologicznych,
• korektę
na
pionowy
profil
odbiciowości
(VPR)
celem
oszacowania natężenia opadu na
powierzchni
Ziemi
uwzględniającego różne wysokości
ze skanu PPI - poprawia błędy
wynikające z następujących źródeł:
redukcja mocy sygnału wraz z Rys.57 Skorygowane natężenie opadu – radar
odległością (1/r2) i na skutek Brzuchania
przesłaniania wiązki radarowej,
82
tłumienie w opadach, efekt „jasnego
pasma”, wzrost opadów zachodzący
poniżej wysokości najniższego skanu
PPI,
• pomiary z deszczomierzy – stosowana
jest tu poprawka na obciążenie
systematyczne, tak aby średnie
natężenia opadu na powierzchni Ziemi
otrzymane z radaru i deszczomierza
były zgodne.
Produkt używany jest do generowania
produktów: Mapa Zbiorcza Natężenia
Opadu oraz Końcowa Diagnoza Opadu.
Rys.58
Mapa
natężenia
opadu
(radar
Brzuchania) po uwzględnieniu poprawki na VPR
Mapa Zbiorcza Natężenia Opadu
Jest to mapa zbiorcza wygenerowana z produktu Skorygowanego Natężenia Opadu dla
pojedynczego radaru, pochodzących z wszystkich radarów pracujących sieci POLRAD.
Generowana jest z jednego cyklu pomiarowego.
Należy zaznaczyć, że dla obszarów leżących w zasięgu więcej niż jednego radaru, natężenie
opadu na powierzchni Ziemi w danym gridzie mapy zbiorczej pochodzi z radaru, którego
najniższy skan PPI jest najbliższy powierzchni Ziemi w tym gridzie.
Mapa zbiorcza jest osadzona w obrębie domeny polskiej wersji Nimroda. Gridy leżące poza
obszarem zasięgu sieci radarów (ARCs – Areas of Radar Coverage) są oznaczone jako brak
danych.
Rys.59 Mapa zbiorcza natężenia opadu wygenerowana z rozdzielczością 1x1 km i 4x4 km
Produkt ten używany jest do generowania produktów: Końcowa Diagnoza Opadu i
Miesięczna Suma Opadu
Końcowa Diagnoza Opadu
Jest to natężenie opadu na powierzchni Ziemi w zasięgu całej domeny polskiej wersji
NIMROD-a.
Produkt ten jest otrzymywany poprzez połączenie produktu Mapa Zbiorcza Natężenia Opadu
z danymi ze stacji meteorologicznych, polem natężenia opadu z danych satelitarnych oraz
83
produktu Kombinowana Prognoza Natężenia Opadu z ostatniego terminu (jako wstępne
oszacowanie).
Wykorzystywana do generowania produktów: Kombinowana Prognoza Natężenia
Opadu i Suma Opadu oraz Diagnoza i Prognoza Typu Opadu.
Rys.60 Mapa końcowej diagnozy opadu dla domeny polskiego NIMROD-a
Kombinowana Prognoza Natężenia Opadu
Produkt ten to prognoza natężenia opadu na powierzchni Ziemi z rozdzielczością czasową 15
minut i czasem wyprzedzenia do 6 godzin (nazywana także prognozą natychmiastową
natężenia opadu na powierzchni Ziemi). Powstaje on z połączenia ekstrapolacyjnej prognozy
Rys.61 Mapa kombinowanej prognozy natężenia opadu z wyprzedzeniem na 180 i 345 min
natężenia opadu opartej na produkcie Końcowa Diagnoza Opadu oraz prognozowanym
natężeniu opadu na powierzchni Ziemi pochodzącym z mezoskalowego modelu
84
numerycznego NMP (model DWD Local Modell). Prognoza ekstrapolacyjna natężenia opadu
z rozdzielczością czasową 15-min. jest tu łączona z najnowszą prognozą natężenia opadu z
mezoskalowego modelu LM o rozdzielczości czasowej 15-min.
Kombinowana Prognoza Sumy Opadu
Produkt prognozy sumy opadu na powierzchni Ziemi - nazywany także prognozą
natychmiastową sumy opadu na powierzchni Ziemi - jest połączeniem prognozowanej sumy
opadu otrzymanej z ekstrapolacyjnej prognozy natężenia opadu i prognozowanej sumy opadu
na powierzchni Ziemi z mezoskalowego modelu numerycznego NWP (model DWD Local
Model).
Rys.62 Mapy kombinowanej prognozy sum opadów z wyprzedzeniem na 60 i 330 min dla
domeny polskiego NIMROD-a
Prognoza ekstrapolacyjna sumy opadu jest tworzona biorąc pod uwagę czas przebywania
ekstrapolowanych opadów nad każdym gridem leżącym na drodze przemieszczania się tego
opadu. Pomiędzy kolejnymi, 15-minutowymi ekstrapolacyjnymi prognozami natężenia opadu
zakłada się, że natężenie opadu nie zmienia się, a jedynie opad przesuwa się zgodnie z
wyznaczonym polem prędkości (stan inercyjny Lagrange’a).
Produkty sum opadów
Rys.63 Przykładowe mapy: godzinnej i dobowej sumy opadów wygenerowanej z radarów
pracujących w sieci POLRAD
85
Miesięczna suma opadu z prognozy kombinowanej
Generowane są tu dwa produkty: miesięczne sumy z 15-minutowych produktów
Kombinowana Prognoza Sumy Opadu dla czasów wyprzedzenia 3 i 6 godzin.
Rys.64 Miesięczna skorygowana suma
opadów wygenerowana dla obszaru
pomiaru radarowym w sieci POLRAD
Rys.65 Miesięczne prognozy sum opadu, dla domeny polskiego NIMROD-a, wygenerowane
dla wyprzedzenia na 3 i 6 godzin
Prawdopodobieństwo i Prognoza Prawdopodobieństwa Wystąpienia Śniegu
Produkty
Diagnoza
Prawdopodobieństwa
Wystąpienia
Śniegu
i
Prognoza
Prawdopodobieństwa Wystąpienia Śniegu z rozdzielczością czasową 1-godziny i czasem
wyprzedzenia do 6 godzin. Prawdopodobieństwo wystąpienia śniegu, oznacza
prawdopodobieństwo, że dominującym opadem na powierzchnię Ziemi jest śnieg.
Prawdopodobieństwo to jest obliczane wyłącznie w tych obszarach, gdzie opady są
diagnozowane lub prognozowane. Produkt Udział Śniegu jest powiązany z produktem
Prawdopodobieństwo Wystąpienia Śniegu.
Prognoza Prawdopodobieństwa Wystąpienia Śniegu i Udziału Śniegu z rozdzielczością
czasową 1-godz., są chwilowymi polami z czasem ważności produktu identycznym jak w
produktach Końcowa Diagnoza Opadu i Kombinowana Prognoza Natężenia Opadu, z których
są obliczane.
86
Rys.66 Mapa prawdopodobieństwa i prognozy prawdopodobieństwa wystąpienia śniegu na
wyprzedzenie 2 godziny – dla polskiej domeny NIMROD-a
Rozpoznanie i Prognoza Typu Opadu
Przedstawione poniżej produkty to przykładowe mapy rozpoznania typu opadu i jego
prognozy na różne wyprzedzenia.
Typy opadu są tu wyznaczane z najnowszych produktów Końcowa Diagnoza Opadu,
Kombinowana Prognoza Natężenia Opadu oraz z różnych mezoskalowych pól
diagnostycznych otrzymanych z ostatniego uruchomienia modelu cyfrowego modelu prognoz.
Obydwa produkty Diagnoza i Prognoza Typu Opadu są polami wartości chwilowych
Rys.67 Mapa rozpoznanych typów opadu dla domeny polskiego NIMROD-a – okres zimy
Rys.68 Mapa prognozowanych typów opadu dla domeny polskiego NIMROD-a z
wyprzedzeniem na 4 i 6 godzin – okres zimy
87
Rys.69 Mapa rozpoznanych typów opadu dla domeny polskiego NIMROD-a – okres lata
Rys.70 Mapa prognozowanych typów opadu dla domeny polskiego NIMROD-a z
wyprzedzeniem na 1 i 2 godziny– okres lata
Ostrzeżenie o Intensywnych Opadach
Produkty ostrzeżenie intensywnych opadach są generowane biorąc pod uwagę przekroczenie
wartości progowych zdefiniowanych przez użytkownika dla obserwowanego i/lub
prognozowanego natężenia opadu i/lub sumy opadu. Stanowi je zwykły tekst zawierający
następujące informacje: czas wygenerowania ostrzeżenia, nazwa zlewni lub jej kod, opis
kryterium, które spowodowało wygenerowanie ostrzeżenia, czas kiedy przekroczenie
kryterium nastąpiło lub kiedy nastąpi dla zdefiniowanych zlewni. Komunikaty są generowane
rutynowo, co 30 minut, niezależnie od tego, czy założone kryterium na zadanej zlewni zostało
przekroczone.
Obszary zlewni są zdefiniowane na stałe, z rozdzielczością 1 km i 4 km we
współrzędnych kartezjańskich w obrębie domeny polskiej wersji NIMROD-a. Przykładowy
komunikat wygląda następująco:
01.05.2002 12:00:01 GMT. Ostrzeżenie o intensywnych opadach dla zlewni 1010.
Wartość progowa dla natężenia opadu wynosi 20 mm/godz. Wartość progowa została
przekroczona o godz. 12:00 GMT.
Celem przygotowywania ostrzeżeń tekstowych jest przesyłanie ich bezpośrednio do
zainteresowanych służb, zajmujących się osłoną danego obszaru
88
3.10. Rozpowszechnianie informacji radarowej
Jak zapewne można było się zorientować z powyższego, informacja radarowa jest
interesująca tylko wtedy, gdy jest natychmiast dostępna - jest to „towar szybko psujący się”.
Dlatego, nie tylko przetwarzanie, ale i rozpowszechnianie informacji powinno być w pełni
zautomatyzowane. Im więcej informacji (produktów) chcemy dostarczyć do użytkownika,
tym szybsze powinna być linie transmisji. Jeśli chcemy przesyłać pełne dane objętościowe z
radaru dopplerowskiego, wymagana prędkość wynosi co najmniej 128 kbit/s. Gdy prędkość ta
jest mniejsza, trzeba ograniczać się do poszczególnych produktów, co zmniejsza możliwości
wykorzystania informacji radarowej - jej część będzie nie wykorzystywana.
NIMROD działa na platformie UNIX-owej (system operacyjny HP-UX 11). Transmisja
danych pomiędzy różnymi systemami UNIX pracującymi w sieci, włączając w to system
RAINBOW Gematronika, odbywa się poprzez dwa protokoły: Internet Protocol (IP) i
Transmission Control Protocol (TCP). Wysyłanie produktów do zewnętrznych systemów jest
realizowane poprzez protokół File Transfer Protocol (FTP).
Utworzone produkty systemu (RAINBOW i NIMROD) przesyłane są do:
- systemu SOK,
- do bezpośrednich odbiorców wewnętrznych,
- do odbiorców zewnętrznych.
W chwili obecnej w IMGW wszystkie produkty radarowe są dostępne w sieci Intranet
poprzez SOK gdzie na oferuje obecnie (grudzień 2006) produkty radarowe, które zestawiono
w tabeli 13. Natomiast w Internecie udostępniana jest tylko zbiorcza mapa radarowa,
uaktualniana z częstotliwością jednej godziny.
Rys.71 Zobrazowanie procesu powstawania i archiwizacji produktów systemu RAINBOW
i NIMROD
89
Rys.72 Zbiorcza mapa radarowa prezentowana na stronach www.imgw.pl
Nazwa produktu
Lp.
opis produktu
1.
BRZ.VAD
Brzuchania / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu.
2.
BRZ.VVP
Brzuchania / profil pionowy wiatru.
3.
BRZ_100.HWIND
Brzuchania / pole wiatru na tle odbiciowości.
4.
BRZ_100.LMR
Brzuchania / odbiciowość średnia w danej warstwie.
5.
BRZ_100.SWI
Brzuchania / wskaźnik groźnych zjawisk.
6.
BRZ_100_LEADS.LTB
Brzuchania / turbulencje.
7.
BRZ_100_LEADS.MESO
Brzuchania / mezocyklony.
8.
BRZ_100_LEADS.VSHEAR
Brzuchania / pionowy gradient wiatru.
9.
BRZ_100_LEADS_HORIZ.HSHEAR
Brzuchania / poziomy gradient wiatru.
10.
BRZ_200.MAX
Brzuchania / odbiciowość maksymalna w rzucie z góry i z
boków.
11.
BRZ_200.PAC
Brzuchania / suma opadu.
12.
BRZ_200.RHI
Brzuchania / przekrój pionowy.
13.
BRZ_200.VIL
Brzuchania / wodność scałkowana w pionie.
14.
BRZ_200_2.4.PPI
Brzuchania / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji.
15.
BRZ_200_BALTEX_PCR.CAPPI
Brzuchania / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
16.
BRZ_200_EBZ.EHT
Brzuchania / podstawa echa radarowego.
17.
BRZ_200_ETZ.EHT
Brzuchania / wysokość wierzchołka echa.
18.
BRZ_200_HMZ.EHT
Brzuchania / wysokość odbiciowości maksymalnej.
19.
BRZ_200_LEADS.SRI
Brzuchania / natężenie opadu.
20.
BRZ_200_PCR.CAPPI
Brzuchania / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
21.
BRZ_BUF
Brzuchania BUF.
22.
BRZ_VVP_BUF
Brzuchania / Pionowy profil prędkości wiatru w lin2 radaru /
90
buf.
23.
COM_PAC
Radarowa mapa zbiorcza - godzinna suma opadu.
24.
COM_R_I
25.
COM_R_I_G
26.
COM_R_I_www
27.
COM_SRI
Radarowa mapa zbiorcza - natężenie opadu.
28.
GDA.VAD
Gdańsk / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu.
29.
GDA.VVP
Gdańsk / profil pionowy wiatru.
30.
GDA_100.HWIND
Gdańsk / pole wiatru na tle odbiciowości.
31.
GDA_100.LMR
Gdańsk / odbiciowość średnia w danej warstwie.
32.
GDA_100.SWI
Gdańsk / wskaźnik groźnych zjawisk.
33.
GDA_100_LEADS.LTB
Gdańsk / turbulencje.
34.
GDA_100_LEADS.MESO
Gdańsk / mezocyklony.
35.
GDA_100_LEADS.VSHEAR
Gdańsk / pionowy gradient wiatru.
36.
GDA_100_LEADS_HORIZ.HSHEAR
Gdańsk / poziomy gradient wiatru.
37.
GDA_200.MAX
Gdańsk / odbiciowość maksymalna w rzucie z góry i z boków.
38.
GDA_200.PAC
Gdańsk / suma opadu.
39.
GDA_200.RHI
Gdańsk / przekrój pionowy.
40.
GDA_200.VIL
Gdańsk / wodność scałkowana w pionie.
41.
GDA_200_2.4.PPI
Gdańsk / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji.
42.
GDA_200_BALTEX_PCR.CAPPI
Gdańsk / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
43.
GDA_200_EBZ.EHT
Gdańsk / podstawa echa radarowego.
44.
GDA_200_ETZ.EHT
Gdańsk / wysokość wierzchołka echa.
45.
GDA_200_HMZ.EHT
Gdańsk / wysokość odbiciowości maksymalnej.
46.
GDA_200_LEADS.SRI
Gdańsk / natężenie opadu.
47.
GDA_200_PCR.CAPPI
Gdańsk / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
48.
GDA_BUF
Gdańsk BUF.
49.
GDA_VVP_BUF
Gdańsk / Pionowy profil prędkości wiatru w lin2 radaru / buf.
50.
LEG.VAD
Legionowo / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu.
51.
LEG.VVP
Legionowo / profil pionowy wiatru.
52.
LEG_100.HWIND
Legionowo / pole wiatru na tle odbiciowości.
53.
LEG_100.LMR
Legionowo / odbiciowość średnia w danej warstwie.
54.
LEG_100.SWI
Legionowo / wskaźnik groźnych zjawisk.
55.
LEG_100_LEADS.LTB
Legionowo / turbulencje.
56.
LEG_100_LEADS.MESO
Legionowo / mezocyklony.
57.
LEG_100_LEADS.VSHEAR
Legionowo / pionowy gradient wiatru.
61.
LEG_200.MAX
Legionowo / odbiciowość maksymalna w rzucie z góry i z
boków.
62.
LEG_200.PAC
Legionowo / suma opadu.
63.
LEG_200.RHI
Legionowo / przekrój pionowy.
64.
LEG_200.VIL
Legionowo / wodność scałkowana w pionie.
65.
LEG_200_2.4.PPI
Legionowo / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji.
66.
LEG_200_BALTEX_PCR.CAPPI
Legionowo / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
67.
LEG_200_EBZ.EHT
Legionowo / podstawa echa radarowego.
68.
LEG_200_ETZ.EHT
Legionowo / wysokość wierzchołka echa.
69.
LEG_200_HMZ.EHT
Legionowo / wysokość odbiciowości maksymalnej.
70.
LEG_200_LEADS.SRI
Legionowo / natężenie opadu.
Radarowa mapa zbiorcza - przekrój odbiciowości na stałej
wysokości.
wysokości - aktualizowany co 1 godzinę..
wysokźści - dla serwisu www.
91
71.
LEG_200_LEADS.SRI_20
Legionowo / natężenie opadu - aktualizacja co 20 min.
72.
LEG_200_PCR.CAPPI
Legionowo / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
73.
LEG_BUF
Legionowo BUF.
74.
LEG_VVP_BUF
Legionowo / Pionowy profil c radaru / buf.
75.
PAS.VAD
Pastewnik / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu.
76.
PAS.VAD_30
Pastewnik / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu /
aktualizacja co 30 min.
77.
PAS.VVP
Pastewnik / profil pionowy wiatru.
78.
PAS.VVP_30
Pastewnik / profil pionowy wiatru / aktualizacja co 30 min.
79.
PAS_100.HWIND
Pastewnik / pole wiatru na tle odbiciowości.
80.
PAS_100.HWIND_30
100. PAS_200.VIL_30
Pastewnik / pole wiatru na tle odbiciowości / aktualizacja co 30
min.
Pastewnik / wodność scałkowana w pionie / aktualizacja co 30
min.
101. PAS_200_2.4.PPI
Pastewnik / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji.
102. PAS_200_2.4.PPI_30
Pastewnik / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji /
103. PAS_200_BALTEX_PCR.CAPPI
Pastewnik / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
104. PAS_200_BALTEX_PCR.CAPPI_30
Pastewnik / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony) /
105. PAS_200_EBZ.EHT
Pastewnik / podstawa echa radarowego.
106. PAS_200_EBZ.EHT_30
Pastewnik / podstawa echa radarowego / aktualizacja co 30
min.
107. PAS_200_ETZ.EHT
Pastewnik / wysokość wierzchołka echa.
108. PAS_200_ETZ.EHT_30
Pastewnik / wysokość wierzchołka echa / aktualizacja co 30
min.
109. PAS_200_HMZ.EHT
Pastewnik / wysokość odbiciowości maksymalnej.
110. PAS_200_HMZ.EHT_30
Pastewnik / wysokość odbiciowości maksymalnej / aktualizacja
co 30 min.
111. PAS_200_LEADS.SRI
Pastewnik / natężenie opadu.
112. PAS_200_LEADS.SRI_30
Pastewnik / natężenie opadu / aktualizacja co 30 min.
113. PAS_200_PCR.CAPPI
Pastewnik / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
114. PAS_200_PCR.CAPPI_30
Pastewnik / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony) /
115. PAS_BUF
Wrocław BUF.
116. PAS_VVP_BUF
Pastewnik / Pionowy profil prędkości wiatru w lin2 radaru /
buf.
117. POZ.VAD
Poznań / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu.
118. POZ.VVP
Poznań / profil pionowy wiatru.
119. POZ_100.HWIND
Poznań / pole wiatru na tle odbiciowości.
120. POZ_100.LMR
Poznań / odbiciowość średnia w danej warstwie.
121. POZ_100.SWI
Poznań / wskaźnik groźnych zjawisk.
122. POZ_100_LEADS.LTB
Poznań / turbulencje.
123. POZ_100_LEADS.MESO
Poznań / mezocyklony.
124. POZ_100_LEADS.VSHEAR
Poznań / pionowy gradient wiatru.
125. POZ_100_LEADS_HORIZ.HSHEAR
Poznań / poziomy gradient wiatru.
126. POZ_200.MAX
Poznań / odbiciowość maksymalna w rzucie z góry i z boków.
127. POZ_200.PAC
Poznań / suma opadu.
128. POZ_200.RHI
Poznań / przekrój pionowy.
129. POZ_200.VIL
Poznań / wodność scałkowana w pionie.
130. POZ_200_2.4.PPI
Poznań / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji.
131. POZ_200_BALTEX_PCR.CAPPI
Poznań / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
132. POZ_200_EBZ.EHT
Poznań / podstawa echa radarowego.
133. POZ_200_ETZ.EHT
Poznań / wysokość wierzchołka echa.
92
134. POZ_200_HMZ.EHT
Poznań / wysokość odbiciowości maksymalnej.
135. POZ_200_LEADS.SRI
Poznań / natężenie opadu.
136. POZ_200_PCR.CAPPI
Poznań / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
137. POZ_BUF
Poznań BUF.
138. POZ_VVP_BUF
Poznań / Pionowy profil prędkości wiatru w lini radaru / buf.
139. RAM.VAD
Ramża / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu.
140. RAM.VVP
Ramża / profil pionowy wiatru.
141. RAM_100.HWIND
Ramża / pole wiatru na tle odbiciowości.
142. RAM_100.LMR
Ramża / odbiciowość średnia w danej warstwie.
143. RAM_100.SWI
Ramża / wskażnik groźnych zjawisk.
144. RAM_100_LEADS.LTB
Ramża / turbulencje.
145. RAM_100_LEADS.MESO
Ramża / mezocyklony.
146. RAM_100_LEADS.VSHEAR
Ramża / pionowy gradient wiatru.
147. RAM_100_LEADS_HORIZ.HSHEAR
Ramża / poziomy gradient wiatru.
148. RAM_200.MAX
Ramża / odbiciowość maksymalna w rzucie z góry i z boków.
149. RAM_200.PAC
Ramża / suma opadu.
150. RAM_200.RHI
Ramża / przekrój pionowy.
151. RAM_200.VIL
Ramża / wodność scałkowana w pionie.
152. RAM_200_2.4.PPI
Ramża / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji.
153. RAM_200_BALTEX_PCR.CAPPI
Ramża / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
154. RAM_200_EBZ.EHT
Ramża / podstawa echa radarowego.
155. RAM_200_ETZ.EHT
Ramża / wysokość wierzchołka echa.
156. RAM_200_HMZ.EHT
Ramża / wysokość odbiciowości maksymalnej.
157. RAM_200_LEADS.SRI
Ramża / natężenie opadu.
158. RAM_200_PCR.CAPPI
Ramża / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
159. RAM_BUF
Katowice BUF.
160. RAM_VVP_BUF
Ramża / Pionowy profil prędkości wiatru w lin2 radaru / buf.
161. RZE.VAD
Rzeszów / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu.
162. RZE.VVP
Rzeszów / profil pionowy wiatru.
163. RZE_100.HWIND
Rzeszów / pole wiatru na tle odbiciowości.
164. RZE_100.LMR
Rzeszów / odbiciowość średnia w danej warstwie.
165. RZE_100.SWI
Rzeszów / wskaźnik groźnych zjawisk.
166. RZE_100_LEADS.LTB
Rzeszów / turbulencje.
167. RZE_100_LEADS.MESO
Rzeszów / mezocyklony.
168. RZE_100_LEADS.VSHEAR
Rzeszów / pionowy gradient wiatru.
169. RZE_100_LEADS_HORIZ.HSHEAR
Rzeszów / poziomy gradient wiatru.
170. RZE_200.MAX
Rzeszów / odbiciowość maksymalna w rzucie z góry i z boków.
171. RZE_200.PAC
Rzeszów / suma opadu.
172. RZE_200.RHI
Rzeszów / przekrój pionowy.
173. RZE_200.VIL
Rzeszów / wodność scałkowana w pionie.
174. RZE_200_2.4.PPI
Rzeszów / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji.
175. RZE_200_BALTEX_PCR.CAPPI
Rzeszów / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
176. RZE_200_EBZ.EHT
Rzeszów / podstawa echa radarowego.
177. RZE_200_ETZ.EHT
Rzeszów / wysokość wierzchołka echa.
178. RZE_200_HMZ.EHT
Rzeszów / wysokość odbiciowości maksymalnej.
179. RZE_200_LEADS.SRI
Rzeszów / natężenie opadu.
180. RZE_200_PCR.CAPPI
Rzeszów / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
93
181. RZE_BUF
Rzeszów BUF.
182. RZE_VVP_BUF
Rzeszów / Pionowy profil prędkości wiatru w lin2 radaru / buf.
183. SWI.VAD
Świdwin / prędkość wiatru radialnego w funkcji azymutu.
184. SWI.VVP
Świdwin / profil pionowy wiatru.
185. SWI_100.HWIND
Świdwin / pole wiatru na tle odbiciowości.
186. SWI_100.LMR
Świdwin / odbiciowość średnia w danej warstwie.
187. SWI_100.SWI
Świdwin / wskaźnik groźnych zjawisk.
188. SWI_100_LEADS.LTB
Świdwin / turbulencje.
189. SWI_100_LEADS.MESO
Świdwin / mezocyklony.
190. SWI_100_LEADS.VSHEAR
Świdwin / pionowy gradient wiatru.
191. SWI_100_LEADS_HORIZ.HSHEAR
Świdwin / poziomy gradient wiatru.
192. SWI_200.MAX
Świdwin / odbiciowość maksymalna w rzucie z góry i z boków.
193. SWI_200.PAC
Świdwin / suma opadu.
194. SWI_200.RHI
Świdwin / przekrój pionowy.
195. SWI_200.VIL
Świdwin / wodność scałkowana w pionie.
196. SWI_200_2.4.PPI
Świdwin / przekrój stożkowy dla danego kąta elewacji.
197. SWI_200_BALTEX_PCR.CAPPI
Świdwin / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
198. SWI_200_EBZ.EHT
Świdwin / podstawa echa radarowego.
199. SWI_200_ETZ.EHT
Świdwin / wysokość wierzchołka echa.
200. SWI_200_HMZ.EHT
Świdwin / wysokość odbiciowości maksymalnej.
201. SWI_200_LEADS.SRI
Świdwin / natężenie opadu.
202. SWI_200_PCR.CAPPI
Świdwin / przekrój na stałej wysokości (rozszerzony).
203. SWI_BUF
Świdwin BUF.
204. SWI_VVP_BUF
Świdwin / Pionowy profil prędkości wiatru w lin2 radaru / buf.
Tabela 13 Produkty radarowe dostępne w Systemie Obsługi Klienta (SOK)
Należy podkreślić, że obecnie istnieje możliwość pozyskiwania dowolnego z wymienionych
produktów przez użytkowników zewnętrznych. Warunkiem jest pozyskanie od SOK
odpowiedniego hasła dostępu. Po wejściu do SOK i wybraniu określonego produktu
wyświetlany jest jego obraz z określonego terminu.
Rys.73 Przykładowa mapa produktu pobranego z poziomu SOK
94
W ramach działającej w IMGW sieci INTRANET udostępniane są w niej dla także produkt
systemu NIMROD. Jak widać lista udostępnianych produktów (tab. 14) to podstawowe i
najistotniejsze produkty tego systemu.
Lp.
Produkt
Opis
1.
PRECIPTYPE_8KM
Rozpoznanie zjawisk - analiza bieżąca oraz prognoza do 6 godzin.
2.
RADAR_RAINRATE_4KM
Radarowa mapa zbiorcza natężenia opadu.
3.
RAINACCUM_4K
Godzinna suma opadów - analiza bieżąca oraz prognoza do 6 godzin.
4.
RAINRATE_4K
Natężenie opadu - analiza bieżąca oraz prognoza do 6 godzin.
5.
SNOWPROB_8KM
Prawdopodobieństwo wystąpienia śniegu - analiza bieżąca oraz
prognoza do 6 godzin.
Tabela 14 Lista produktów oferowanych w sieci INTRANET - IMGW
Rys.74 Okno do komunikacji z produktami NIMROD w sieci INTRANET - IMGW
Należy zaznaczyć, że lista produktów systemu RAINBOW i NIMROD będzie
uwzględniała zawsze zmiany, zgodne ze zgłaszanymi potrzebami użytkowników
wewnętrznych jak i zewnętrznych.
Produkty radarowe rozpowszechniane są także przy pomocy systemu TELESEND
(firmy RAFOT) do około 50 użytkowników zewnętrznych (zazwyczaj drogowcy).
95
Rys.75 „Zbiorcza” mapa radarowa w systemie TELESEND
Metoda tą dystrybuowane są zarówno dane radarowe jak dane systemu NIMROD (typy
rozpoznanych opadów).
96
4
Współpraca międzynarodowa i perspektywy na przyszłość
4.1 Program europejski OPERA
Koordynacja wymiany danych radarowych na skalę międzynarodową nie jest sprawą łatwą.
Nie tylko w różnych służbach stosowane są różne typy radarów, ale tworzone są różne
produkty, różne są rozdzielczości przestrzenne i częstość obserwacji.
W ramach współpracy służb meteorologicznych krajów europejskich (UE i inni) istnieje
program OPERA (Operational Programme for the Exchange of Weather RAdar Information)
czyli program ustanowiony do operacyjnej wymiany danych radarowych, zajmujący się
przede wszystkim uzgadnianiem standardów wymiany danych radarowych w Europie przy
wykorzystaniu meteorologicznej sieci telekomunikacyjnej GTS. W programie tym do
wymiany zewnętrznej międzynarodowej w chwili obecnej stosowany jest, a zalecany przez
WMO kod depesz BUFR. Dotychczas nadaje się on do map natężeń opadów i odbiciowości.
Brak na razie możliwości kodowania np. wysokości wierzchołków czy zjawisk. Trwają prace
nad jego uniwersalizacją. Został on przyjęty jako standard dla Europy. Przy pomocy danych
kodowanych programem opracowanym przez Konrada Koecka z Austr2 przesyłane są dane
do mapy zbiorczej Europy Środkowej (CERAD- Central European Weather Radar Network)
– patrz rys. 57. Swoim zasięgiem obejmuje ona znaczną część Europy dostarczając ilość
danych nieosiągalną przez nawet najbardziej rozwiniętą sieć narodową
Rys.76 Zbiorcza
mapa
radarowa
CERAD
dla
Europy środkowej
97
4.2. Programy badawczo-rozwojowe serii COST
COST (Cooperation in Science and Technology) to organizacja europejska (związana z UE,
ale nie podlegająca jej) zajmująca się współpracą naukowo-techniczną w wielu dziedzinach.
W jej ramach było już kilka programów odnoszących się do meteorolog2 radarowej: COST
75 (Tworzenie sieci radarowych), COST 78 (Prognozy natychmiastowe), obecnie trwa akcja
COST 717 „Zastosowanie danych radarowych w modelach hydrologicznych i numerycznych
modelach prognoz pogody”.
Ogólnie biorąc widać, że przyszłość meteorologii to optymalne łączenie danych z różnych
źródeł (radary, lidary, sodary, satelity stacjonarne i orbitujące, pomiary ręczne i automatyczne
in situ). Łączenie danych musi zachodzić automatycznie w systemach komputerowych, ale
ostateczna decyzja (diagnoza, prognoza) może być wydana tylko przez wysoko
wykwalifikowanego specjalistę (meteorologa, hydrologa).
4.3. Międzynarodowa współpraca operacyjna
Jak dotychczas nie ma wymiany danych radarowych w skali międzynarodowej. Oprócz
problemów technicznych, poprzednio wymienionych (Rozdz. 4.1), ważne są kwestie prawne.
Dane radarowe są drogie i cenne, w znacznym stopniu są sprzedawane użytkownikom
zewnętrznym, i istnieje niebezpieczeństwo reeksportu danych otrzymanych od służby
zagranicznej. Ustalenie międzynarodowej ceny za dane też nie jest łatwe. Jako że WMO nie
zaleciła międzynarodowej wymiany danych radarowych, to konieczne jest zawieranie umów
dwustronnych między państwami na szczeblu rządów. Nietrudno wyobrazić sobie jak to jest
kłopotliwe.
Brytyjska Służba Meteorologiczna wdrożyła system NIMROD dla domeny
europejskiej (rys. 45 ), ale ma problemy z uzyskaniem danych spoza swojego kraju. Dlatego
działający system bazuje w dużym stopniu w oparciu o dane poza radarowe.
Coraz powszechniejsze jest jednak zrozumienie, że wymiana danych radarowych, jeśli nawet
nie dla całego kontynentu, to przynajmniej w skali subkontynentalnej staje się konieczna,
można więc spodziewać się, że najbliższych latach będą podejmowane inicjatywy w tym
kierunku.
W Europie środkowej mapę zbiorczą tworzą Austriacy. Dane do niej są przekazywane kodem
BUFR przez linie łączności GTS z Austr2, Niemiec, Szwajcar2, Węgier, Czech, Słowacji,
Polski, Chorwacji i Słowenii. Mapa jest rozsyłana odwrotnie do służb dostarczających dane
też przy pomocy kodu BUFR. Na rysunku 57 pokazano przykład takiej mapy zbiorczej. W
chwili obecnej dane z naszych radarów sieci POLRAD są przekazywane do Austrii i są
zobrazowane na mapie CERAD. Nie podjęto jeszcze decyzji, czy mapa ta ma być
prezentowana w SOK.
98
Spis literatury
Advanced weather radar systems 1993-97. Ed. by C.G. Collier. COST Action 75. Final
Report. EUR 19546
Archibald E. – Enhanced clutter processing for the UK weather radar network. Phys. and
Chem. of the Earth. Part B- Hydrology, Ocenas and Atmosphere, 25, 2000
Baltas E., Mimikou M. – Short-Term Rainfall Forecasting by using Radar Data. International
Journal of Water Recourses Development. Vol. 10. No. 1, 1994
Battan L.J. – Radar Observation of the Atmosphere. University of Chicago Press, 1973
Ciach G., Krajewski W. F. – Radar-rain gauge comparison under observation uncertainties. J.
Appl. Meteor., 38, 1999
Dixon M., Wiener G. – TITAN: Thunderstorm Identification, Tracking, Analysis and
Nowcasting a radar-based methodology. J. Atmos. Oceanic Technol., 10, 1993
Doviak R.J., Zrnic D.S. – Doppler radar and weather observations. Academic Press. 1992
Franco M., Sempere-Torres D., Sanchez-Diezma R., Andrieu H. – A methodology to identify
the vertical profile of reflectivity from radar scans and to estimate the rainrate at ground
at different distances. European Conference on Radar Meteorology, Delft, 18-22
November, 2002, ERAD Publication Series Vol. 1
Gabella M., Amitai E. – Radar rainfall estimates in an alpine environment using different
gauge adjustment techniques. Phys. Chem. Earth (B), 25, 2000
Germann U., Joss J. – Variograms of radar reflectivity to describe the spatial continuity of
alpine precipitation. J. Appl. Meteor., 40, 2001
Gibson M. – Comparative study of several gauge adjustment schemes. Phys. Chem. Earth (B),
25, 2000
Harrison D. L., Driscoll S.J., Kitchen M. - Improving precipitation estimates from weather
radar using quality control and correction techniques. Meteorol. Appl., 6, 2000
Holleman I., Beekhuis H. – High quality velocity data using Dual-PRF. European Conference
on Radar Meteorology, Delft, 18-22 November, 2002, ERAD Publication Series Vol. 1
Joe P. - Summary of the Radar Calibration Workoshop. Proceedings. Fifth Int. Symp. on
Hydrol. Application of Weather Radar, Kyoto 19-22 November, 2001.
Joss J., Lee R. – The application of radar-gauge comparison to operational precipitation
profile correction. J. Appl. Meteor., 34, 1995
Kitchen M., Brown R., Davies A.G. – Real-time correection of weather radar data for the
effects of bright band, range and orographic growth in widespread precipitation. Quart. J.
Roy. Met. Soc. 120, 1994
Kitchen M., Harrison D. - Long-term trends in the accuracy of radar estimates of
precipitation. Proceedings. Fifth Int. Symp. on Hydrol. Application of Weather Radar,
Kyoto 19-22 November, 2001.
Kitchen M., Jackson P.M. – Weather radar performance at long range – Simulated and
observed. J. Appl. Meteor., 32, 1993
Krajewski W. F. Radar - Rainfall Estimation: Monitoring the Progress. Proceedings. Fifth Int.
Symp. on Hydrol. Application of Weather Radar, Kyoto 19-22 November, 2001.
Kunitsugu M., Makihara Y., Shinpo A. - Nowcasting System in JMA. Proceedings. Fifth Int.
Symp. on Hydrol. Application of Weather Radar, Kyoto 19-22 November, 2001.
Leskinen M., Puhalla P., Puhakka T. – A method for estimating antenna beam parameters
using the Sun. European Conference on Radar Meteorology, Delft, 18-22 November,
2002, ERAD Publication Series Vol. 1
99
Manz A., Smith A.H., Hardaker P.J. - Comparison of different methods of end to end
calibration of the UK weather radar network. Proceedings. 30th International Conference
on Radar Meteorology, 19-24 July, Munich, 2001
Meischner P., Collier C., Illingworth A., Joss J., Randeu W. – Advanced weather radar
systems in Europe. The COST 75 Action. Bulletin of the American Meteorological
Society, 78, 1997
Michelson D., Koistinen J. – Gauge-Radar Network Adjustment for the Balic Sea
Experiment. Phys. Chem. Earth (B), vol. 25, no. 10, 2000
Moszkowicz S. Bayesian approach for merging radar and gauge rainfall data and its
application for model rainfall verification. 2001, http://www.smhi.se/cost717/
Moszkowicz S. Evolution of rain field predicted by model and observed by radar and
possibility to improve nowcasting of rain. 2002, http://www.smhi.se/cost717/
Moszkowicz S., Ciach G., Krajewski W.F. – Statistical detection of anomalous propagation in
radar reflectivity pattern. J. Atmos. Oceanic Technol., 11,1994
Moszkowicz S., Dziewit Z., Ciach G., Lityńska Z., Dewiszek P., Tuszyńska I. –
Automatyczny meteorologiczny System Radarowy. Materiały Badawcze, Seria:
Meteorologia – 20, IMGW, Warszawa 1994
Rossa A. M. – Use of radar observations in hydrological and NWP models. Phys. Chem.
Earth (B),25, 2000
Sauvageot H. – Radar Meteorology, Artech House, Norwood (MA), 1992
Seed A. W., Pegram G. S. - Using Kriging to Infill Gaps in Radar Data due to Ground Clutter
in Real Time. Proceedings. Fifth Int. Symp. on Hydrol. Application of Weather Radar,
Kyoto 19-22 November, 2001.
Stainer M., Smith J.A. – Use of three-dimensional reflectivity structure for automated
detection and removal of non-precipitating echoes in radar data. J. Atmos. Oceanic
Technol., 19,2002
Stepanenko V. D. – Radiolokacija v meteorologi. Gidrometizdat, Leningrad 1966
Sugimoto S., Hirakuchi H., Toyoda Y., Shimogaki H. - Consideration in Dealiasing of
Doppler Velocities and Single-Doppler Retrival of Horisontal Wind Field. Proceedings.
Fifth Int. Symp. on Hydrol. Application of Weather Radar, Kyoto 19-22 November,
2001.
Tuszyńska I. – Wykorzystanie technologi VSAT w sieci radarów meteorologicznych, IMGW,
Warszawa, 2005
Tuszyńska I. – Polska siec radarów meteorologicznych, [w]: „Systemy Logistyczne Wojsk,
Warszwa, 2005
Vignal B., Galli G., Joss J., Germann U. – Three methods to determine profiles of reflectivity
from volumetric data to correct precipitation estimates. J. Appl. Meteor., 39, 2000
Vignal B., Herve A., Creutin J.D. – Identification of vertical profiles of reflectivity from
volume scan radar data. J. Appl. Meteor., 38, 1999
Waldteufel P., Corbin H. – On the analysis of single-Doppler radar data. J. Appl. Meteor.,
18,1979
Zawadzki I. On radar-raingage comparison. J. Appl. Meteor., 14, 1975
Zrnic D.S., Burgess D.W., Hennington L.D. – Automatic detection of mesocyclonic shear
with Doppler radar. J. Atmos. Oceanic Technol., 2, 1985
100

Meteorologia radarowa - podręcznik

Transcription

Documents pareils

Efektywność energetyczna tekturnicy – możliwości optymalizacji Cz. 1.

559011-54 PL