METEOROLOGIA RADAROWA

Transkrypt

1 Państwowa Służba Hydrologiczno-Meteorologiczna Stanisław Moszkowicz, Irena Tuszyńska METEOROLOGIA RADAROWA Podręcznik użytkownika informacji radarowej IMGW Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej Warszawa grudzień 2006

2 Dane o autorach: dr Stanisław MOSZKOWICZ Stanisław.Moszkowicz@imgw.pl Centralny Radarowy Ośrodek Operacyjny Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej ul. Zegrzyńska Legionowo ul. Zegrzyńska 38 Mgr inż. Irena TUSZYŃSKA Irena.Tuszynska@imgw.pl Centralny Radarowy Ośrodek Operacyjny Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej Warszawa ul. Podleśna 61 2

3 Spis treści. Wstęp 1. Podstawy teoretyczne meteorologii radarowej 1.1 Budowa radaru klasycznego i dopplerowskiego. Schemat blokowy i funkcje poszczególnych bloków Klasyczny radar impulsowy Radar dopplerowski 1.2 Podstawowe parametry techniczne radaru, związki między nimi, możliwości zmian, wpływ na pracę i osiągi Niejednoznaczności 1.3 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 1.4 Warunki propagacji fal radiowych w atmosferze. Echa anomalnej propagacji i ich eliminacja 1.5 Geometria obserwacji radarowych. Horyzont radarowy i echa stałe Zasięg" radaru meteorologicznego 1.6 Rozpraszanie i pochłanianie fal radiowych przez hydrometeory. Odbiciowość i natężenie opadu "Jasne pasmo" Odbiciowość i natężenie opadu 1.7 Własności sygnału radarowego i obliczanie wartości średniej. 2 Obserwacje radarowe 2.1 Zalety i wady obserwacji radarowych. Konieczność automatyzacji. 2.2 Strategia skanowania i niezbędny kompromis między szybkością a dokładnością 2.3 Radarowy pomiar natężenia i sumy opadu. Zalety i wady Obliczanie sumy opadu dla różnych okresów czasu. Interpolacja czasowoprzestrzenna 2.4 Rozpoznawanie zjawisk meteorologicznych obserwowanych radarem 2.5 Określanie pola ruchu i prognoza ekstrapolacyjna 2.6 Prędkość dopplerowska i widmo prędkości 2.7 Automatyczne obserwacje radarowe. Tworzenie "produktów" 2.8 POLRAD - sieć radarowa IMGW 2.9 System RAINBOW i tworzenie produktów radarowych 2.10 Produkty radarowe Produkty podstawowe Dodatkowe produkty meteorologiczne Produkty hydrologiczne Produkty uskoków wiatru Produkty groźnych zjawisk Zbiorcza mapa radarowa 3

4 3 System oprogramowania NIMROD i jego produkty 3.1 Łączenie danych opadowych z różnych źródeł 3.2 Eliminacja zakłóceń w danych radarowych 3.3 Rozpoznawanie typów opadów 3.4 Korekta opadu radarowego uwzględniająca pionowy profil odbiciowości 3.5 Tworzenie zbiorczej mapy radarowej 3.6 Kompleksowa analiza pola opadowego 3.7 Suma opadu 3.8 Natychmiastowa prognoza opadu 3.9 Produkty systemu NIMROD 3.10 Rozpowszechnianie informacji radarowej 4 Współpraca międzynarodowa i perspektywy na przyszłość 4.1 Program europejski OPERA 4.2 Programy badawczo-rozwojowe serii COST 4.3 Międzynarodowa współpraca operacyjna Spis Literatury 4

5 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

6 1 Podstawy teoretyczne meteorologii radarowej 1.1. Budowa radaru klasycznego i dopplerowskiego. Schemat blokowy i funkcje poszczególnych bloków 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. N - O Nadajnik Synchronizator (zegar) Antena kierunkowa Odbiornik Rys.1 Schemat blokowy radaru impulsowego System sterowania i prezentacji. 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 τ Rys.2 Rytm pracy nadajnika radaru τ t 6

7 Ponieważ okres między impulsami T wynosi typowo 4000 µs, zaś czas trwania (szerokość) impulsu 2 µs, to okres T jest około 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 kw w impulsie) i wysokiej częstotliwości w postaci bardzo krótkich impulsów (niemniej jednak w takim impulsie o szerokości np. 2 µs mieści się 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 W, czyli są np razy słabsze od sygnałów wysyłanych przez nadajnik. Dla scharakteryzowania wielkości tej liczby (10 19 ) 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 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 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

8 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: 2 V f d =, (1) λ gdzie f d - 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 f d to kilkaset Hz (np. 500), czyli f d /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

9 1.2. Podstawowe parametry techniczne radaru, związki między nimi, możliwości zmian, wpływ na pracę i osiągi Moc nadajnika P t w ciągu trwania impulsu (kw). W radarach meteorologicznych wynosi typowo 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 λ =, (2) 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 Długość fali pasmo przeznaczenie [MHz] [cm] K Obserwacje chmur bezopadowych - do celów badawczych X Obserwacje krótkiego zasięgu oraz rejony polarne C Obserwacje długiego zasięgu - strefa klimatu umiarkowanego S Obserwacje dalekiego zasięgu - strefa zwrotnikowa oraz obserwacje groźnych zjawisk pogody L 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 = c τ, (3) 9

10 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 F p. 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 F p 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 10 5 Linia ograniczająca połowę mocy maksymalnej Szerokość wiązki Listek boczny 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 = 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

11 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/m 2 ) 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. 2 2 π k G = (4) 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 log 10 G = wartość w db. Powierzchnia skuteczna anteny A e. Jest to taka powierzchnia, która przy gęstości mocy fali padającej d [W/m 2 ] dostarcza do odbiornika moc A e d [W]. W przybliżeniu mamy: A e = 2 A 3 p (5) gdzie A p - powierzchnia przekroju paraboloidy (rzut). Powierzchnia skuteczna anteny jest związana z zyskiem anteny, a tym samym z szerokością wiązki anteny: 2 G λ A e = (6) 4π Zysk anteny G, powierzchnia skuteczna anteny A e 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) S min (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). Smin [ W ] log10 ( ) = S [ dbw ], (7a) 1W 10 min S min [ W ] log10 ( ) = S [ dbm], (7b) 3 10 W 10 min 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 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

12 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 S min = 5.01 x W, zaś dla METEOR S min = 4.17 x 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 k maks, zaś poza pasmem k jest równy zeru. k k maks k maks /2 pasmo przenoszenia B f [Hz] Rys.5 Definicja pasma przenoszenia odbiornika radaru Straty w trakcie mikrofalowym radaru L y 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 S min ). 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 1 B (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

13 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. Radar klistronowy Radar magnetronowy lp. Nazwa parametru radarowego tryb Z tryb V tryb Z tryb V 1 Częstotliwość [MHz] Czas trwania impulsu wys.częst. [µs] Częstotliwość powtarzania (PRF) / /900 Okres przemiatania w płaszczyźnie 4 azymutalnej 20 s 20 s 5 Moc w. cz. w impulsie [kw] Polaryzacja liniowa pozioma liniowa pozioma 7 Rodzaj charakterystyki anteny wiązka szpilkowa o średnicy < = 1 º wiązka szpilkowa o średnicy <= 1 º 8 Czułość odbiornika [dbm] 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 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 F p - częstotliwość powtarzania impulsów. Można też określić T p - okres powtarzania równy odwrotności częstotliwości. W ciągu tego okresu odbiornik radaru powinien odebrać wszystkie sygnały z przestrzeni, aż do maksymalnego jednoznacznego zasięgu. c Tp R maks. jednozn. = (9) 2 13

14 Gdyby odbiornik odbierał sygnały z odległości R 1 większej niż R maks. jednozn., to przybywałyby one do radaru już po wysłaniu następnego impulsu przez nadajnik i zostałyby zobrazowane jako znajdujące się w bardzo bliskiej odległości R 1 - R maks. jednozn.. Byłyby to echa tzw. drugiego omiatania (second sweep echo, second trip echo). Dlatego w radarach klasycznych dobiera się tak długi okres T p, (tak niską częstotliwość F p ), aby z odległości większej niż R maks. 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 f d przy próbkowaniu impulsami, częstotliwość powtarzania impulsów F p powinna być przynajmniej 2 razy większa niż f d potrzeba, co najmniej dwa impulsy na okres T d = 1/f d. 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 f d max =, (11) 2 co oznacza, że maksymalna jednoznacznie określana prędkość wynosi: λ V maks = F p. (12) 4 Na przykład, przy długości fali λ = 5.3 cm i częstotliwości powtarzania F p = 500 imp/s mamy V maks = 6.6 m/s, to bardzo mało, przecież w atmosferze, szczególnie wyższej, 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

15 V maks R maksjednozn. λ c =, (13) 8 Chcąc uzyskać możliwie duże wartości V maks i R maks 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) Podstawowe równanie radiolokacji dla obiektów punktowych i przestrzennych Obiekt punktowy na osi wiązki Antena radaru promieniuje podczas trwania impulsu moc P t. Gdyby była ona promieniowana izotropowo, to w odległości R [m] (patrz rys. 6) gęstość mocy d na 1 m 2 byłaby równa całej mocy promieniowanej podzielonej przez powierzchnię sfery 4 π R 2 : Pt d =, (14) 2 4 π R Antena ma zysk G - tyle razy silniej promieniuje na osi wiązki, niż antena izotropowa. Więc gęstość mocy na osi wiązki jest: Pt G d =, (15) 2 4 π R R Obiekt odbijający Radar Rys. 6 Wyprowadzenie podstawowego równania radarowego 15

16 Przyjmijmy, że w tym miejscu (w odległości R) będzie obiekt punktowy (znacznie mniejszy od szerokości wiązki) o powierzchni skutecznej rozpraszania σ [m 2 ]. 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 d 1 wyniesie: d 1 Pt G σ =, 2 2 (16) (4 π R ) ponieważ trzeba całą moc podzielić ponownie przez powierzchnię sfery 4 π R 2. Jest to gęstość mocy [W/m 2 ] w miejscu, gdzie znajduje się antena. Zgodnie z definicją powierzchni skutecznej anteny A e, moc całkowita odebrana przez antenę, to gęstość mocy rozproszonej, w miejscu ustawienia anteny, pomnożona przez powierzchnię skuteczną anteny. A więc moc odebrana P r : P r Pt G Ae Lr σ =, 2 2 (17) (4 π R ) tu P r [W], P t [W], A e [m 2 ], R [m], σ [m 2 ], G - liczba niemianowana, L r 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 P r jest równa minimalnemu wykrywalnemu sygnałowi, to przy pozostałych parametrach stałych (P t, G, σ), odległość R będzie odległością maksymalną czyli zasięgiem R maks. Rozwiązując powyższe równanie względem R maks otrzymamy podstawowe równanie radiolokacji w postaci tzw. równania zasięgu. R maks 4 π P G A t e r = 4, (18) S min L σ 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 P t spowoduje tylko 2 1/4 = krotne zwiększenie zasięgu, czyli o około 19 %. A dwukrotne zwiększenie mocy nie jest technicznie łatwe. Ponieważ G oraz A e są bezpośrednio powiązane (dla danej długość fali są wprost proporcjonalne), to zamiast iloczynu (P t G) możemy podstawić pod pierwiastkiem np. G 2, a wtedy dwukrotne powiększenie G powoduje 2 1/2 = krotne powiększenie zasięgu tj. o około 41 %. Jako że powierzchnia skuteczna anteny A e (a więc i zysk G) jest proporcjonalna do powierzchni rzutu paraboloidy reflektora anteny, to A e jest proporcjonalna do kwadratu średnicy paraboloidy, czyli wystarczy powiększyć średnicę anteny 2 1/2 = 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

17 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 P maks 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 P maks 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 tył impulsu czoło impulsu przemieszczanie się impulsu Rys.8 Formowanie się sygnału rozproszonego wewnątrz chmury 17

18 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: V ( ) h π R θ h F π R θ h = π R θ F = =, (19) ln 2 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 m 3 ) opadu ma skuteczną powierzchnię rozpraszania σ jedn. obj.. Wtedy całkowita powierzchnia skuteczna rozpraszania całego obszaru odbijającego wynosi: 2 2 π R θ h σ = σ jedn. obj. V = σ jedn. obj., (20) 16 ln 2 Podstawimy tę wielkość do podstawowego równania radiolokacji dla obiektów punktowych (17) zamieniając jednocześnie moc odbieraną na średnią moc odbieraną oraz wyrażając powierzchnię skuteczną anteny A e przy pomocy wzoru (6 ), a po uproszczeniu przez R 2 i π oraz uporządkowaniu mamy: P r = P G t 2 L r 2 λ 2 θ π h σ ln 2 R jedn. obj., (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 D i wynosi: 5 π 2 6 σ i = K D 4 i, (22) λ 18

19 gdzie λ [m], D i [m], σ i [m 2 ], 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 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: 5 π 2 6 σ jedn. obj. = K 4 Di, (23) λ i, jedn. obj 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 mm 6 /m 3. Z = 6, (24) D i i, jedn. obj. Jest to jedyny parametr opadu mierzony za pomocą radaru niedopplerowskiego. Ponieważ wyprowadzaliśmy równanie w układzie SI, to σ jedn. obj. w równaniu (20) powinna być wyrażona w [m 2 /m 3 ] = [1/m]. Jeśli chcemy zgodnie ze zwyczajami wyrażać Z w [mm 6 /m 3 ], 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: [ 0.926π 10 Pt [ W ] G θ [ stopnie] τ[ µ s] Lr K Z e[ mm m Pr W ] = ( )( )( ln 2 λ [ cm] R 2 [ km] 2 3 ] ) (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 Z e - tj. odbiciowość takiej zastępczej chmury, złożonej z kropelek wody, która daje taką samą moc sygnału P r, jaką otrzymujemy od chmury rzeczywistej. Wtedy przy ustalonych parametrach radaru, pierwszy i drugi mnożnik to stała radarowa C r (zwana inaczej potencjałem meteorologicznym radaru). Wówczas równanie radarowe dla obiektów meteorologicznych przyjmuje bardzo prostą i zwykle stosowaną postać: P C Z = e r r 2 (26) R 19

20 Biorąc pod uwagę fakt, że odbiciowość radarowa Z e 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: Z e [dbz] = 10 logz e (27) Wtedy równanie (26) możemy przepisać w postaci wygodnej do obliczania Z e w dbz, po wprowadzeniu potencjału radaru w postaci logarytmicznej Π R = 10 logc r : Z [ dbz ] P [ dbw ] Π 20 log R[ km] = (28) e r R + gdzie moc odbierana P r jest wyrażona w decybelach względem 1 W. Aby móc korzystać z równania (28), musimy obliczyć potencjał radaru C r (lub odpowiednio Π R ), i zmierzyć moc średnią odebranego sygnału P r, 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 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 V r, (29) Rys.9 Załamanie promienia na granicy ośrodków o różnej gęstości optyczne 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

21 Zależność współczynnika załamania od parametrów atmosfery wyraża się wzorem: 6 p e 5 e N = ( n 1)10 = x10, (30) 2 T T T gdzie N = (n - 1) 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: 77.6 e N = ( p ), (31) T T Przy poziomie morza zwykle n , czyli N 300. Droga fali radiowej wysyłanej przez radar ma w przybliżeniu przebieg jak na rys. 10: Promień wysłany pod kątem φ 0 do poziomu biegnie po pewnym czasie pod kątem φ h (mniejszym od poprzedniego. Można sobie wyobrazić sytuację, gdy kąt φ h 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" R e : R e R 4 = R 8493[ km], (32) 5 1 R 4 x10 3 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

22 0 H h powierzchnia Ziemi 2 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

23 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

24 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 1 0 najmniejszy kąt obserwacji to 0,5 0 ). 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

25 Rys.14 Geometria obserwacji radarowych 25

26 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

27 umieszczać na płaskowyżu (rys. 17 i 18). Niestety taka lokalizacja (mało ech stałych i brak maskowania) jest rzadka. listek boczny wiązka główna 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 "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

28 już na odległości 41 km, gdy radar patrzy pod kątem 0 0 (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 Zakres odległości < 100 km km km 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 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

29 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 0 0 C znajduje się zwykle na wysokości 2-4 km, wiązka wysłana pod kątem 0,5 0 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 Rozpraszanie i pochłanianie fal radiowych przez hydrometeory. Odbiciowość i natężenie opadu 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

30 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 [m 2 ] na kulistej cząstce wynosi: 2 2 π a ( 1) (2 1) ( ) 2 n σ = n + an bn (33) α n= 1 gdzie a jest promieniem cząstki, α = 2 π a / λ, zaś a n, b n - 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 Q s : Q s 2 π 3 λ = K D 4 (35) powierzchnię skuteczną rozpraszania wstecznego (do radaru) σ: π λ σ = K D 4 (36) oraz powierzchnię skutecznego pochłaniania: Q a 2 π = D λ 3 Im ( K) (37) 30

31 gdzie D - średnica cząstki rozpraszającej, λ - długość fali, Im - część urojona wyrażenia w nawiasie, zaś K 2 m 1 K = (38) m 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. WODA Parametr temperatura ( 0 C) 20 K Im (-K) 10 0 długość fali (cm) LÓD (wszystkie długości fal) K 2 wszystkie temperatury Im (-K) x x 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 Q s +Q a, ale Q s (zależne od szóstej potęgi średnicy) jest dla małych cząstek znacznie mniejsze niż Q a (zależne od trzeciej potęgi) i Q s 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 k p (db/km) (R natężenie opadu w mm/godz) R R R 1.0 Tabela 5. Współczynniki tłumienia fali radiowej w opadach 31

32 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 m 3 ). Przy tym przyjmujemy standardowo, że K 2 = 0.93 (jak dla wody), a zamiast rzeczywistej odbiciowości Z bierzemy odbiciowość skuteczną Z e - tj. odbiciowość takiej zastępczej chmury, złożonej z kropelek wody, która daje taką samą moc sygnału P r, jaką otrzymujemy od chmury rzeczywistej "Jasne pasmo" śnieg deszcz t = 0 0 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 0 0 C 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 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

33 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: R = i 3 i 2 ( ) v = π a D 1 i = i, jedn. obj. 3 4 D 4 D π 7 2 π a Di (39) i, jedn. obj. 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: π R = a N Z 7 12 gdzie N - ilość kropel w metrze sześciennym opadu, a - współczynnik liczbowy. (40) Mielibyśmy więc funkcjonalny wzór łączący natężenie opadu z odbiciowością radarową, który można też przedstawić w odwrotnym porządku - wyrazić Z przez R: 12 A R 7 Z = (41) gdzie A - pewien współczynnik liczbowy. 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 ΛD ( D) = N 0 e (42) gdzie N 0 oraz Λ - pewne parametry liczbowe. Przy takim widmie znów otrzymujemy zależność Z - R w postaci: α Z = A R (43) gdzie parametry liczbowe A i α zależą od N 0 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

34 Równanie Wsp. A Wsp.b Żródło Miejsce Uwagi Wexler R (1947) Wasington, D.C. 8 natężeń opadów, każde jest średnią z około 10-ciu systemów opadowych o tej samej intensywności Wasington, D.C. 98 systemów opadowych Ynyslas, Great Britain 5 systemów opadowych - dane własne Wexler (1948) Shoeburyness, England 4 systemy opadowe Hawaii 50 systemów opadowych, orograficzny deszcz Marshall, Langille i Palmer (1947) Różne lokalizacje Różne typy deszczu Marshall i Palmer (1948) Różne lokalizacje Różne typy deszczu Hood (1950) Kanada 270 próbek, 7 systemów opadowych; slaby deszcz 1-3 mm/h, silne burze 50 mm/h Bucher (1951) Cambrige, Mass 63 próbki deszczu, rozległy deszcz zarówno jednostajny jak i zmienny; przelotne deszcze i burze Higgs (1952) Australia Przelotny deszcz, 8 miesięcy obserwacji Orograficzny deszcz wewnątrz chmury Blanchard (1953) Hawaje Orograficzny deszcz u podstawy chmury Nieorograficzny deszcz - burze obserwacji jednominutowych - wszystkie deszcze obserwacji jednominutowych burze Jones (1955) Central Illionis obserwacji jednominutowych przelotne deszcze obserwacji jednominutowych - jednostajny deszcz Deszcz, 344 widma, 6 deszczy Litvinow (1956) Mount Elbrus, ZRSS Deszcz, 367 widm, 7 deszczy Atlas i Chmela (1957) Lexington, Mass. Deszcz, 140 widma, 4 deszcze Deszcz z chmur warstwowych Deszcz z chmur warstwowych Deszcz z chmur warstwowych Deszcz z chmur warstwowych Sal'man (1957) Leningrad, ZSRR Przelotny i jednostajny deszcz Różne typy deszczu R<7 mm/h Shupiatskii (1957) Moskwa, ZSRR Różne typy deszczu 7<R<60 mm/h Różne typy deszczu R>60mm/h Kanada, Indie Orograficzny, monsunowy deszcz Delhi, Indie Nieorograficzny, monsunowy deszcz Imai (1960) Tokio, Japonia Jednodniowy, prawdopodobnie ciepły deszcz 34

35 Jednodniowy deszcz ciągły Opady przelotne, wewnątrzmasowe Deszcz przed ciepłym frontem Burze Sivaramakrishnan Poona, Indie (1961) Jednostajne deszcze Ciepłe deszcze Muchnik (1961) Kijów, ZSRR Przelotny i jednostajny deszcz Deszcz ciagły Fujiwara (1965) Mostly Miami, Floryda Przelotne opady Burze Różne lokalizacje Entebe (Uganda) Lwire (Kongo) Palma Barza, Włochy Karlsruhe, Niemcy Wiosna Diem (1966) Karlsruhe, Niemcy Karlsruhe, Niemcy Karlsruhe, Niemcy Axel Heeiberg Land Lato Karlsruhe, Niemcy Jesień Karlsruhe, Niemcy Zima Axel Heeiberg Land Gorelik i inni Chernozem (Moskwa), Około 10 dni, próbek na bibule (1967) Vashnevo (5km dalej) dla wszystkich rodzajów deszczu Foote (1966) Tuscon, Arizona USA 32 przelotne opady i burze na szczytach gór 2500 m Francja Zmierzone 12 marca 1964 Doumoulin Francja i Cogombles (1966) Zmierzone 4 września Francja 107- rozkładów rozmiarów kropel Miami, Florida Majuro, Marshall Islands Mueller i Sims Corvallis, Oregon (1966) Bogar, Indonezja Woody Island, Alaska Stut i Mueller Franklin, North Carolina (1968) Champaign, Illinois Flagseaff, Arizona Island, Beach, N.J Mżawka Locarno-Monti, Joss i inni (1970) Switzerland Ciągły deszcz Burza Tabela 6 Różnorodność zależności (Z R) między odbiciowością radarową a natężeniem opadu 35

36 Dla deszczu najczęściej korzysta się z zależności wyprowadzonej jeszcze pod koniec lat czterdziestych ubiegłego wieku. przez Marshala i Palmera: 1.6 Z = 200 R (44) która najlepiej sprawdza się dla opadów jednostajnych. Dla śniegu dość powszechnie stosowana jest zależność Gunna i Marshala: 2 Z = 2000 R (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 R w mm/h 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

37 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

38 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 = punków pomiarowych. Informację zbieramy zwykle z około 10 kątów elewacji, mamy więc dla jednego cyklu pomiarowego (tylko odbiciowość, bez danych dopplerowskich o wietrze) ok 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

39 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 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

40 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 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 km 2 na zakresie 100 km, a km 2 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 Z e 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

41 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 2 pluw Rradar R pluw (47) Nie wygląda to zbyt zachęcająco, ale trzeba wziąć pod uwagę, że natężenie na pluwiometrze dotyczy powierzchni np. 200 cm 2, zaś według radaru powierzchni np. 1 km 2, czyli 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

42 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 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

43 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 0 0 C). 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 Zjawisko 10 grad 9 burza 8 przelotny śnieg (śnieżyca) 7 przelotny śnieg z deszczem 6 przelotny deszcz (ulewa) 5 chmura konwekcyjna Cu cong - Cb bez opadu 4 śnieg jednostajny 3 jednostajny deszcz ze śniegiem 2 jednostajny deszcz 1 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

44 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

45 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

46 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 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

47 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

48 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" 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 Przegląd dopplerowski magnetron klistron magnetron klistron Częstotliwość powtarzania /900 Szerokość impulsu Zakres odległości Liczba próbek w odległości 2 Liczba próbek w azymucie (ilość podstaw czasu) Sekwencje kątów elewacji Tabela 9 Strategia skanowania na sieci POLRAD 48

49 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 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

50 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 Geograficzna szerokość długość Wysokość anteny (n.p.t.) Typ radaru Typ nadajnika 1 RAMŻA 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 8 BRZUCHINIA 50 23'39" 20 04'47" 35 m METEOR 500C magnetronowy Tabela 10 Podstawowe dane sieci radarowej POLRAD 50

51 Rys.28 Sieć radarowa POLRAD (zasięg do 200 km) 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

52 - 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

53 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) 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 etr, rozszerzenie etr oznacza "echo tops according to rain" czyli wysokość wierzchołka zobrazowana według skali natężenia opadu. 53

54 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

55 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

56 Produkt Nazwa angielska Opis Typ Typ danych produktu Podstawowe produkty meteorologiczne (Standard Meteorological Products) Z ppi PPI Plan Position Generowany z jednego obrotu anteny R ppi Indicator (stożek) dla zadanego kąta elewacji V ppi W ppi RHI Z rhi Przekrój pionowy wykonany na zadanym Range Height R rhr azymucie z miejsca lokalizacji radaru Indicator (antena chodzi w pionie) V rhv W rhw CAPPI Z cappi Constant Altitude R cappi Plan Position Przekrój poziomy na dowolnej wysokości Indicator V cappi W cappi PCAPPI Pseudo CAPPI Z pcz.pcappi Przekrój poziomy na ustalonej wysokości R pcr.pcappi - po przekroczeniu horyzontu radarowego dane z najniższego kąta elewacji V pcv.pcappi W pcw.pcappi VCUT Vertical Cut Z vcz Przekrój pionowy przez dwa dowolne R vcr punkty (definiujemy początek i koniec przekroju) V vcv W vcw Z max MAX Maximum Display Trójwymiarowy rzut maksymalnej R max wartości odbiciowości. V max W max EHT Mapa wysokości: Z etz Echo Top - wierzchołków echa radarowego R etr Echo Height - maksymalnej wartości odbiciowości Echo Base V etv - podstawy echa W etw Dodatkowe produkty meteorologiczne (Extended Meteorological Produkts) VAD VVP HWIND UWT VIL Velocity Azimut Display Volum Velocity Procesing Horizontal Wind Technique Horizontal Wind Technique Verdically Integrated Liguid Water Produkty hydrologiczne (Hydrological Produkts) SRI PAC RSA Surface Rainfall Intensity Precipitation Accumulation River Subcatchment Accumulation Wykres prędkości wiatru w funkcji azymutu Profil pionowy wiatru wyszczególniony dla określonego przedziału czasowego Pole wiatru obrazujące średnia prędkość radialna w funkcji azymutu Wektory prędkości horyzontalnej nakładane na produkty. Technika wiatru jednorodnego. Zsumowany opad w słupie atmosfery nad danym punktem Natężenie opadów przy ziemi wyliczone z uwzględnieniem orografii terenu Suma opadów liczona na podstawie SRI. Suma opadów na zdefiniowanej przez uzytkownika podzlewni (prezentowany w postaci tabelki) V V V V Z Z vad vp hwind uwt vil sri SRI produkt pac SRI produkt rsa 56

57 Produkty uskoków wiatru (Wind Shear Detection Products) HSHEAR Horizontal Shear Poziomy gradient wiatru V hshear VSHEAR Verdical Shear Pionowy gradient wiatru V vshear LTB Layer Turbulence Analiza turbulencji W ltb Ostrzeżenia i prognozy (Warning& Forecasting Products) WRN Warning Ostrzeżenia meteorologiczne. Mogą być generowane w postaci: graficznej, dzwiękowej lub tekstowej. Inne niż wymienione wrn RTR Rain Tracking Prognozowanie opadu R rtr Cell Centroid Inne niż CTR Śledzenie komórek burzowych Tracking wymienione ctr Produkty groźych zjawisk (Phenomena Detection Produkts) SWI MESO ZHAL Severe Weather Indicator Mesocyclone Detection Hail Detection Wskaźnik groźnych zjawisk pogody Z V W swi Wykryte cyrkulacje mezocyklonalne V meso Obraz obszarów, dla których określono z pewnym prawdopodobieństwem rozpoznanie gradu Tabela 11 Produkty radarowe systemu RAINBOW 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. Z hail Rys.31 a) Mapa pseudo-cappi (PCAPPI) na poziomie 2 km 57

58 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 P 1 i P 2 - 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

59 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

60 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 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

61 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

62 Nazwa wiatru Prędkość Opis objawów węzły m/s km/h Ląd Wybrzeże Cisza, dym unosi się Spokój, cisza Cisza < < 1 pionowo. Znoszony dym wskazuje Cisza rybaka. Bardzo kierunek wiatru, dobra sterowność Powiew sty niewidoczny na chorągiewkach wiatrowych Słaby Łagodny Umiarkowany Dość silny Silny Bardzo silny Gwałtowny (wicher) Wichura (sztormowy) Silna wichura (sztorm) Gwałtowna wichura Huragan i więcej 32.7 i więcej Tabela 12 Skale prędkości wiatru 118 i więcej Wiatr odczuwa się na twarzy, liście szeleszczą, chorągiewki kierunkowe i na słupach poruszają się. Liście i lekkie gałązki są w stałym ruchu. Wiatr rozwija lekkie flagi. Wiatr podnosi pył i lekkie kartki papieru, małe gałązki poruszają się. 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. Wiatr łamie gałęzie drzew, chodzenie pod wiatr bardzo utrudnione. Pojawiają się niewielkie uszkodzenia infrastruktury (uszkodzone kominy, zerwane dachówki) Bardzo rzadko występuje na lądzie. Wyrywa drzewa z korzeniami, znaczne uszkodzenia infastruktury. Zjawisko ogromnie rzadkie. Powoduje rozległe zniszczenia Objawy j.w. Wiatr wypełnia żagle łódek, które poruszają się z prędkością 1-2 węzłów Kutry poruszają się z prędkością 3-4 węzłów Dobra bryza. Kutry poruszają się dynamicznie 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. Skala Beauforta Wszystkie kutry udają się do portów

63 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

64 Rys. 37 Pole wiatru naniesionego na mapę opadów (SRI) Produkty hydrologiczne Mapa natężenia opadów (SRI) Rys. 38 Mapa natężenia opadu (SRI) 64

65 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

66 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 Produkty groźnych zjawisk pogody Wskaźnik groźnych zjawisk (SWI) Rys.41 Mapa groźnych zjawisk wygenerowana dla określonego obszaru i terminu 66

67 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

68 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 pseudo- CAPPI 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

69 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

70 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 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 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

71 - 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 x 1.600km. Rozdzielczość wszystkich produktów NIMROD-a, z wyjątkiem niektórych produktów radarowych wynosi 4km. 71

72 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

73 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 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

74 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

75 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 m nad powierzchnią gruntu, a w odległości 150 km na wysokości 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 1 0, co już na odległości 30 km daje wysokość ok. 500 m, zaś na odległości 100 km - wysokość ok 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 0 0 C (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 Rys.49 Schemat mechanizmu zasiewacz - zasilacz (seeder - feeder) do oziębiania adiabatycznego powietrza i do kondensacji, czyli na 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

76 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 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 a) b) c) 76

77 Z przedstawionej na rys. 50 miesięcznej sumy opadu widać, że metoda maksymalnej odbiciowości znacznie zawyża obszary z silnymi opadami Kompleksowa analiza pola opadowego Rys. 51 Mapa skorygowanego natężenia opadu dla pojedynczego radaru (radar Rzeszów) 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 ma rozkładu normalnego, a raczej 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

78 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

79 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

80 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 ekstrapolacyjnej i prognozy według modelu numerycznego. 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 wyprzedzenie do 3 godzin (180 minut) dla domeny polskiego NIMROD-a Rys.55 Podstawa teoretyczna tworzenia prognozy natychmiastowej opadu przez system NIMROD natężenie staje się słabsze, a pokrycie obszaru przez opad - większe. 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

81 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). Nazwa produktu polska Skorygowane natężenie opadu z pojedynczego radaru mapa zbiorcza natężenia opadu Końcowa diagnoza opadu Kombinowana prognoza natężenia opadu Kombinowana prognoza sumy opadu Zbiorcza mapa godzinnych sum angielska Cleaned rain rate Rain rate composit Final rain rate analysis Merget rain rate forecast (T ) Merget accumulation forecast (T ) Hourly radar accumulation Opis Natężenie opadu na powierzchni w zasięgu pojedynczego radaru 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 Rozdzielczość obszar [km] czas [min] Zakres prognozy 4 15 T T

82 opadu composite POLRAD Zbiorcza mapa Total dayly Zbiorcza mapa dobowej sumy opadu z dobowej sumy radar wszystkich radarów pracujących w sieci opadu accumulation POLRAD Miesięczna suma opadu Miesięczna suma opadu z prognozy kombinowanej Prawdopodobieństwo wystąpienia śniegu Prognoza prawdopodobieństwa wystąpienia śniegu Rozpoznanie typu opadu Prognoza typu opadu (T ) Ostrzeżenia o silnych opadach composite Monthly correct radar accumulation composit Monthly merget accumulation forecast Snow probability analysis/forecast (T ) Snow probability analysis/forecast (T ) Precipitation type analysis Precipitation type forecast (T ) 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- siąc 4 1 miesiąc 8 60 T+180 T T T 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 odległością (1/r 2 ) i na skutek przesłaniania wiązki radarowej, Rys.57 Skorygowane natężenie opadu radar Brzuchania 82

83 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

84 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

85 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

86 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

87 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

88 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: :00:01 GMT. Ostrzeżenie o intensywnych opadach dla zlewni 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

89 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