Radar pogodowy - Weather radar

Pogodowa (WF44) antena radarowa
University of Oklahoma OU-PRIME C-band, polarymetryczny, radar pogodowy podczas budowy

Radar pogodowy, zwany również radarem obserwacji pogody ( WSR ) i radarem pogodowym Dopplera , jest rodzajem radaru używanego do lokalizowania opadów , obliczania ich ruchu i szacowania jego rodzaju (deszcz, śnieg, grad itp.). Współczesne radary pogodowe to w większości radary impulsowo-dopplerowskie , które oprócz intensywności opadów są w stanie wykryć ruch kropel deszczu. Oba rodzaje danych można analizować w celu określenia struktury burz i ich potencjalnego wywoływania trudnych warunków pogodowych .

Podczas II wojny światowej operatorzy radarów odkryli, że pogoda powoduje echa na ich ekranie, maskując potencjalne cele wroga. Opracowano techniki ich filtrowania, ale naukowcy zaczęli badać to zjawisko. Wkrótce po wojnie do wykrywania opadów wykorzystano nadmiarowe radary. Od tego czasu radar pogodowy rozwinął się sam i jest obecnie używany przez krajowe służby meteorologiczne, wydziały badawcze na uniwersytetach oraz w departamentach pogodowych stacji telewizyjnych . Surowe obrazy są rutynowo używane, a specjalistyczne oprogramowanie może pobierać dane radarowe do krótkoterminowych prognoz przyszłych pozycji i intensywności opadów deszczu, śniegu, gradu i innych zjawisk pogodowych. Dane wyjściowe radaru są nawet uwzględniane w numerycznych modelach prognozowania pogody w celu ulepszenia analiz i prognoz.

Historia

Typhoon Cobra widziany na ekranie radaru statku w grudniu 1944 roku.

Podczas II wojny światowej operatorzy radarów wojskowych zauważyli hałas w powracających echach spowodowany deszczem, śniegiem i deszczem ze śniegiem . Po wojnie naukowcy wojskowi wrócili do życia cywilnego lub kontynuowali pracę w siłach zbrojnych i kontynuowali pracę nad opracowaniem zastosowania tych ech. W Stanach Zjednoczonych David Atlas, początkowo pracujący dla Sił Powietrznych, a później dla MIT , opracował pierwsze operacyjne radary pogodowe. W Kanadzie JS Marshall i RH Douglas utworzyli w Montrealu „Stormy Weather Group”. Marshall i jego doktorant Walter Palmer są dobrze znani z pracy nad rozkładem wielkości kropli w deszczu na średnich szerokościach geograficznych, która doprowadziła do zrozumienia zależności ZR, która koreluje dany współczynnik odbicia radaru z szybkością opadania wody deszczowej. W Wielkiej Brytanii kontynuowano badania nad wzorami echa radaru i elementami pogody, takimi jak deszcz warstwowy i chmury konwekcyjne , a także przeprowadzono eksperymenty w celu oceny potencjału różnych długości fal od 1 do 10 centymetrów. Do 1950 r. brytyjska firma EKCO demonstrowała swój powietrzny „radar przeszukujący ostrzegający o zachmurzeniu i kolizji”.

Technologia radarowa lat 60. wykryła superkomórki wytwarzające tornado nad obszarem metropolitalnym Minneapolis-Saint Paul .

W latach 1950-1980 radary odbiciowe, które mierzą położenie i intensywność opadów, zostały włączone przez służby pogodowe na całym świecie. Pierwsi meteorolodzy musieli oglądać kineskopy . W 1953 r. Donald Staggs, inżynier elektryk pracujący dla Illinois State Water Survey, dokonał pierwszej zarejestrowanej obserwacji radarowej „ echa hakowego ” związanego z burzą tornadową.

Pierwsze użycie radaru pogodowego w telewizji w Stanach Zjednoczonych miało miejsce we wrześniu 1961 r. Huragan Carla zbliżał się do stanu Teksas, a lokalny reporter Dan Rather podejrzewając, że huragan jest bardzo duży, wybrał się na wycieczkę do stacji radarowej US Weather Bureau WSR-57 w Galveston , aby zorientować się w rozmiarach burzy. Przekonał pracowników biura, aby pozwolili mu nadawać na żywo ze swojego biura i poprosił meteorologa, aby narysował mu przybliżony zarys Zatoki Meksykańskiej na przezroczystym arkuszu plastiku. Podczas transmisji trzymał tę przezroczystą nakładkę na czarno-białym ekranie radaru komputera, aby dać widzom poczucie zarówno wielkości Carli, jak i lokalizacji oka burzy. To sprawiło, że Rather stało się narodową nazwą, a jego raport pomógł zaalarmowanej populacji zaakceptować ewakuację około 350 000 osób przez władze, co było największą ewakuacją w historii USA w tym czasie. Tylko 46 osób zginęło dzięki ostrzeżeniu i szacuje się, że ewakuacja uratowała kilka tysięcy istnień ludzkich , ponieważ mniejszy huragan Galveston z 1900 r. zabił około 6000-12000 osób.

W latach siedemdziesiątych zaczęto standaryzować radary i organizować w sieci. Opracowano pierwsze urządzenia do przechwytywania obrazów radarowych. Zwiększono liczbę skanowanych kątów, aby uzyskać trójwymiarowy widok opadu, tak aby można było wykonać przekroje poziome ( CAPPI ) i przekroje pionowe. Badania nad organizacją burz były wtedy możliwe w szczególności dla Alberta Hail Project w Kanadzie i National Severe Storms Laboratory (NSSL) w USA.

NSSL, stworzony w 1964 roku, rozpoczął eksperymenty z sygnałami o podwójnej polaryzacji i wykorzystaniem efektu Dopplera . W maju 1973 roku tornado zdewastowało Union City w stanie Oklahoma , na zachód od Oklahoma City . Po raz pierwszy radar dopplerowski o długości fali 10 cm firmy NSSL udokumentował cały cykl życia tornada. Naukowcy odkryli rotację mezoskalową w chmurach w górze, zanim tornado dotknęło ziemi – sygnatura wiru tornadowego . Badania NSSL pomogły przekonać National Weather Service, że radar dopplerowski jest kluczowym narzędziem prognozowania. Super Outbreak tornad w dniach 3-4 kwietnia 1974 roku, a ich efekty zniszczeń może pomogły zdobyć fundusze na dalszy rozwój.

NEXRAD w Południowej Dakocie z superkomórką w tle.

W latach 1980-2000 sieci radarów pogodowych stały się normą w Ameryce Północnej, Europie, Japonii i innych krajach rozwiniętych. Konwencjonalne radary zostały zastąpione radarami dopplerowskimi, które oprócz położenia i intensywności mogły śledzić względną prędkość cząstek w powietrzu. W Stanach Zjednoczonych w 1988 r. po badaniach NSSL rozpoczęto budowę sieci składającej się z radarów 10 cm, zwanych NEXRAD lub WSR-88D (Weather Surveillance Radar 1988 Doppler). W Kanadzie, Environment Canada zbudowało do 1985 roku stację King City z 5 cm radarem badawczym Dopplera; McGill University wykonał dopplerację swojego radaru ( JS Marshall Radar Observatory ) w 1993 roku. Doprowadziło to do powstania kompletnej kanadyjskiej sieci Dopplera w latach 1998-2004. Francja i inne kraje europejskie przeszły na sieci Dopplera na początku XXI wieku. Tymczasem szybki postęp w technologii komputerowej doprowadził do powstania algorytmów wykrywających oznaki złej pogody oraz wielu zastosowań dla mediów i naukowców.

Po 2000 roku badania nad technologią podwójnej polaryzacji weszły do ​​użytku operacyjnego, zwiększając ilość dostępnych informacji o rodzaju opadów (np. deszcz vs śnieg). „Podwójna polaryzacja” oznacza, że ​​emitowane jest promieniowanie mikrofalowe spolaryzowane zarówno poziomo, jak i pionowo (w stosunku do ziemi). Wdrożenie na szeroką skalę miało miejsce pod koniec dekady lub na początku następnej w niektórych krajach, takich jak Stany Zjednoczone, Francja i Kanada. W kwietniu 2013 r. wszystkie NEXRADy National Weather Service w Stanach Zjednoczonych były całkowicie podwójnie spolaryzowane.

Od 2003 roku amerykańska Narodowa Administracja Oceaniczna i Atmosferyczna eksperymentuje z radarem z układem fazowym jako zamiennikiem konwencjonalnej anteny parabolicznej, aby zapewnić większą rozdzielczość czasową w sondowaniach atmosferycznych . Może to mieć znaczenie w przypadku silnych burz z piorunami, ponieważ ich ewolucję można lepiej ocenić dzięki bardziej aktualnym danym.

Również w 2003 r. Narodowa Fundacja Nauki utworzyła Engineering Research Center for Collaborative Adaptive Sensing of the Atmosphere (CASA), multidyscyplinarną, wielouniwersytecką współpracę inżynierów, informatyków, meteorologów i socjologów w celu prowadzenia badań podstawowych, opracowywania technologii wspomagających, i wdrożyć prototypowe systemy inżynieryjne zaprojektowane w celu rozszerzenia istniejących systemów radarowych poprzez próbkowanie ogólnie niedostatecznie próbkowanej dolnej troposfery za pomocą niedrogiego, szybkiego skanowania, podwójnej polaryzacji, mechanicznie skanowanego i fazowanego układu radarowego.

Jak działa radar pogodowy

Wysyłanie impulsów radarowych

Wiązka radaru rozprzestrzenia się w miarę oddalania się od stacji radarowej, obejmując coraz większą objętość.

Radary pogodowe wysyłają kierunkowe impulsy promieniowania mikrofalowego , o długości rzędu mikrosekund , za pomocą wnękowej rury magnetronowej lub klistronowej połączonej falowodem z anteną paraboliczną . Długości fal od 1 do 10 cm są w przybliżeniu dziesięciokrotnie większe od średnicy kropelek lub cząstek lodu, ponieważ rozpraszanie Rayleigha występuje przy tych częstotliwościach. Oznacza to, że część energii każdego impulsu będzie odbijać się od tych małych cząstek z powrotem w kierunku stacji radarowej.

Krótsze fale są przydatne dla mniejszych cząstek, ale sygnał jest szybciej tłumiony. Tak więc radar 10 cm ( pasmo S ) jest preferowany, ale jest droższy niż system z pasmem C o długości 5 cm . Radar na pasmo X o średnicy 3 cm jest używany tylko dla jednostek bliskiego zasięgu, a radar pogodowy na pasmo Ka o średnicy 1 cm jest używany tylko do badań zjawisk drobnocząsteczkowych, takich jak mżawka i mgła. Systemy radarów pogodowych w paśmie W były wykorzystywane w ograniczonym zakresie na uniwersytetach, ale ze względu na szybsze tłumienie większość danych nie działa.

Impulsy radarowe rozprzestrzeniają się, gdy oddalają się od stacji radarowej. W ten sposób objętość powietrza, którą przemierza impuls radarowy, jest większa dla obszarów oddalonych od stacji i mniejsza dla obszarów pobliskich, zmniejszając rozdzielczość na dużych odległościach. Na końcu zasięgu sondowania 150 – 200 km objętość powietrza skanowanego przez pojedynczy impuls może być rzędu kilometra sześciennego. Nazywa się to objętością impulsu .

Objętość powietrza jaką dany impuls przyjmuje w dowolnym momencie można przybliżyć wzorem , gdzie v to objętość zamknięta w impulsie, h to szerokość impulsu (np. w metrach, liczona z czasu trwania impulsu w sekundach razy prędkość światła), r jest odległością od radaru, którą impuls już przebył (np. w metrach) i jest szerokością wiązki (w radianach). Wzór ten zakłada, że belka jest symetrycznie kolisty, „R” jest znacznie wyższa niż „h” tak „R” wzięte na początku lub na końcu impulsu jest prawie taka sama, a kształt przestrzenny jest stożek ścięty z głębokość „h”.

Nasłuchiwanie sygnałów zwrotnych

Pomiędzy każdym impulsem stacja radarowa służy jako odbiornik, ponieważ nasłuchuje sygnałów zwrotnych od cząstek znajdujących się w powietrzu. Czas trwania cyklu „nasłuchiwania” jest rzędu milisekundy , czyli tysiąc razy dłuższy niż czas trwania impulsu. Długość tej fazy jest zdeterminowana potrzebą rozchodzenia się promieniowania mikrofalowego (które przemieszcza się z prędkością światła ) z detektora do celu pogodowego iz powrotem, na odległość, która może wynosić kilkaset kilometrów. Odległość pozioma od stacji do celu jest obliczana po prostu na podstawie czasu, który upływa od zainicjowania impulsu do wykrycia sygnału zwrotnego. Czas jest przeliczany na odległość przez pomnożenie przez prędkość światła w powietrzu:

gdzie c = 299 792,458 km/s to prędkość światła , a n ≈ 1,0003 to współczynnik załamania powietrza.

Jeśli impulsy są emitowane zbyt często, powroty z jednego impulsu będą mylone z powrotami z poprzednich impulsów, co spowoduje błędne obliczenia odległości.

Określanie wysokości

Ścieżka wiązki radarowej z wysokością

Ponieważ Ziemia jest okrągła, wiązka radaru w próżni unosiłaby się zgodnie z odwrotną krzywizną Ziemi. Atmosfera ma jednak współczynnik załamania światła, który maleje wraz z wysokością, ze względu na zmniejszającą się gęstość. Powoduje to lekkie zagięcie wiązki radarowej w kierunku ziemi, a przy standardowej atmosferze jest to równoznaczne z uznaniem, że krzywizna wiązki wynosi 4/3 rzeczywistej krzywizny Ziemi. W zależności od kąta podniesienia anteny i innych okoliczności, do obliczenia wysokości celu nad ziemią można użyć następującego wzoru:

gdzie:

r = odległość radar-cel,
k e = 4/3,
a e = promień Ziemi ,
θ e = kąt elewacji nad horyzontem radarowym ,
h a = wysokość rogu paszowego nad ziemią.
Zeskanowana objętość przy użyciu wielu kątów elewacji

Sieć radarów pogodowych wykorzystuje szereg typowych kątów, które zostaną ustawione w zależności od potrzeb. Po każdym obrocie skanowania, wysokość anteny zmienia się dla następnego sondowania. Ten scenariusz będzie powtarzany pod wieloma kątami, aby przeskanować całą objętość powietrza wokół radaru w maksymalnym zasięgu. Zwykle ta strategia skanowania jest wykonywana w ciągu 5 do 10 minut, aby uzyskać dane w odległości 15 km nad ziemią i 250 km od radaru. Na przykład w Kanadzie radary pogodowe 5 cm wykorzystują kąty od 0,3 do 25 stopni. Obraz po prawej pokazuje skanowaną objętość, gdy używa się wielu kątów.

Ze względu na krzywiznę Ziemi i zmianę współczynnika załamania wraz z wysokością, radar nie może „widzieć” poniżej wysokości nad gruntem o minimalnym kącie (zaznaczonym na zielono) lub bliżej radaru niż maksymalny (zaznaczony czerwonym stożkiem na Centrum).

Kalibracja intensywności powrotu

Ponieważ cele nie są unikalne w każdym tomie, równanie radarowe musi być rozwinięte poza podstawowe. Zakładając radar monostatyczny, gdzie :

gdzie jest odbierana moc, jest mocą nadawaną, jest wzmocnieniem anteny nadawczej/odbiorczej, jest długością fali radaru, jest przekrojem radaru celu i jest odległością od nadajnika do celu.

W tym przypadku musimy dodać przekroje wszystkich celów:

gdzie jest prędkością światła, jest czasowym czasem trwania impulsu i jest szerokością wiązki w radianach.

Łącząc dwa równania:

Który prowadzi do:

Zauważ, że zwrot zmienia się teraz odwrotnie do zamiast . Aby porównać dane pochodzące z różnych odległości od radaru, należy je znormalizować za pomocą tego współczynnika.

Typy danych

Odbicie

Echa powrotne od celów („ odbicie ”) są analizowane pod kątem ich intensywności w celu ustalenia szybkości opadów w skanowanej objętości. Zastosowane długości fal (1–10 cm) zapewniają, że ten zwrot jest proporcjonalny do szybkości, ponieważ mieszczą się one w zakresie ważności rozpraszania Rayleigha, który stwierdza, że ​​cele muszą być znacznie mniejsze niż długość fali skanującej (współczynnik 10) .

Odbicie odbierane przez radar (Z e ) zmienia się o szóstą potęgę średnicy kropel deszczu (D), kwadrat stałej dielektrycznej (K) celów oraz rozkład wielkości kropel (np. N[D] Marshalla- Palmer ) kropli. Daje to obciętą funkcję Gamma w postaci:

Z kolei szybkość opadu (R) jest równa liczbie cząstek, ich objętości i prędkości opadania (v[D]) jako:

Więc Z e i R mają podobne funkcje, które można rozwiązać, dając relację między nimi w postaci zwanej relacją ZR :

Z = aR b

Gdzie a i b zależą od rodzaju opadów (śnieg, deszcz, konwekcyjny lub warstwowy ), który ma różne , K, N 0 i v.

  • Gdy antena skanuje atmosferę, pod każdym kątem azymutu uzyskuje określoną siłę powrotu z każdego napotkanego celu. Współczynnik odbicia jest następnie uśredniany dla tego celu, aby uzyskać lepszy zestaw danych.
  • Ponieważ zmiana średnicy i stałej dielektrycznej celów może prowadzić do dużej zmienności powrotu mocy do radaru, współczynnik odbicia wyrażany jest w dBZ (10-krotność logarytmu stosunku echa do standardowej kropli o średnicy 1 mm wypełniającej tę samą skanowaną objętość ).

Jak odczytać współczynnik odbicia na wyświetlaczu radaru?

Skala kolorów NWS współczynników odbicia.

Powroty radarowe są zwykle opisywane kolorem lub poziomem. Kolory na obrazie radarowym zwykle wahają się od niebieskiego lub zielonego dla słabych powrotów, do czerwonego lub magenta dla bardzo silnych powrotów. Liczby w ustnym raporcie rosną wraz z dotkliwością zwrotów. Na przykład stacje radarowe US ​​National NEXRAD używają następującej skali dla różnych poziomów odbicia:

  • magenta: 65 dBZ (bardzo obfite opady, > 16 cali (410 mm) na godzinę, ale prawdopodobnie grad)
  • czerwony: 50 dBZ (silne opady wynoszące 2 cale (51 mm) na godzinę)
  • żółty: 35 dBZ (umiarkowane opady 0,25 cala (6,4 mm) na godzinę)
  • zielony: 20 dBZ (lekki opad)

Silne powroty (czerwony lub magenta) mogą wskazywać nie tylko na ulewne deszcze, ale także burze, grad, silne wiatry lub tornada, ale należy je uważnie interpretować z powodów opisanych poniżej.

Konwencje lotnicze

Opisując zwroty z radaru pogodowego, piloci, dyspozytorzy i kontrolerzy ruchu lotniczego zazwyczaj odwołują się do trzech poziomów zwrotów:

  • poziom 1 odpowiada zielonemu sygnałowi radarowemu, wskazującemu zwykle niewielkie opady i niewielkie turbulencje lub brak turbulencji, co prowadzi do możliwości ograniczonej widoczności.
  • poziom 2 odpowiada żółtemu powrotowi radaru, wskazującemu na umiarkowane opady, prowadzące do możliwości bardzo słabej widoczności, umiarkowanych turbulencji i niewygodnej jazdy dla pasażerów samolotów.
  • poziom 3 odpowiada czerwonemu sygnałowi radarowemu, wskazującemu na obfite opady, prowadzące do możliwości burzy i silnych turbulencji oraz uszkodzeń konstrukcyjnych samolotu.

Samoloty będą starały się unikać powrotów poziomu 2, jeśli to możliwe, i zawsze będą unikać poziomu 3, chyba że są specjalnie zaprojektowanymi samolotami badawczymi.

Rodzaje opadów

Niektóre wyświetlacze dostarczane przez komercyjne stacje telewizyjne (zarówno lokalne, jak i krajowe) oraz serwisy pogodowe, takie jak The Weather Channel i AccuWeather , pokazują rodzaje opadów w miesiącach zimowych: deszcz, śnieg, opady mieszane ( deszcz ze śniegiem i marznący deszcz ). Nie jest to analiza samych danych radarowych, ale obróbka końcowa wykonana z innymi źródłami danych, z których głównym są raporty powierzchniowe ( METAR ).

Na obszarze objętym echami radarowymi program przypisuje typ opadów w zależności od temperatury powierzchni i punktu rosy zgłoszonych przez znajdujące się poniżej stacje pogodowe . Rodzaje opadów zgłaszane przez stacje obsługiwane przez człowieka i niektóre automatyczne ( AWOS ) będą miały większą wagę. Następnie program wykonuje interpolacje, aby stworzyć obraz ze zdefiniowanymi strefami. Obejmą one błędy interpolacji wynikające z obliczeń. Utracone zostaną również zmiany mezoskalowe stref opadów. Bardziej wyrafinowane programy wykorzystują dane wyjściowe prognozowania pogody z modeli, takich jak NAM i WRF , dla typów opadów i stosują je jako pierwsze przypuszczenie do ech radarowych, a następnie wykorzystują dane powierzchniowe do końcowego wyniku.

Dopóki dane o podwójnej polaryzacji (sekcja Polaryzacja poniżej) nie będą powszechnie dostępne, wszelkie rodzaje opadów na obrazach radarowych są jedynie informacją pośrednią i muszą być traktowane z ostrożnością.

Prędkość

Wyidealizowany przykład wyjścia Dopplera. Prędkości zbliżania są zaznaczone na niebiesko, a prędkości oddalania na czerwono. Zwróć uwagę na sinusoidalne zmiany prędkości podczas poruszania się po wyświetlaczu w określonym zakresie.

Opady występują w chmurach i pod nimi. Lekkie opady, takie jak krople i płatki, podlegają prądom powietrza, a radar skanujący może wychwycić składową poziomą tego ruchu, dając w ten sposób możliwość oszacowania prędkości i kierunku wiatru, w którym występują opady.

Ruch celu względem stacji radarowej powoduje zmianę odbitej częstotliwości impulsu radarowego, ze względu na efekt Dopplera . Przy prędkościach poniżej 70 metrów/sekundę dla echa pogodowego i długości fali radaru 10 cm, oznacza to zmianę zaledwie o 0,1 ppm . Ta różnica jest zbyt mała, aby można ją było zauważyć przez instrumenty elektroniczne. Jednakże, cele niewielkie przesunięcie między każdym impulsem, zwrócony fali ma zauważalnej fazy różnica albo przesunięcie fazowe między impulsami.

Para impulsów

Radary pogodowe Dopplera wykorzystują tę różnicę faz (różnicę par impulsów) do obliczania ruchu opadu. Intensywność kolejno powracającego impulsu z tej samej zeskanowanej objętości, w której cele nieznacznie się poruszyły, wynosi:

Tak , v = prędkość target = . Prędkość ta nazywana jest promieniową prędkością Dopplera, ponieważ daje jedynie promieniową zmianę odległości w funkcji czasu pomiędzy radarem a celem. Rzeczywistą prędkość i kierunek ruchu należy wydobyć za pomocą opisanego poniżej procesu.

dylemat Dopplera

Maksymalny zakres od współczynnika odbicia (czerwony) i jednoznaczny zakres prędkości Dopplera (niebieski) z częstotliwością powtarzania impulsów

Faza między parami impulsów może zmieniać się od - i + , więc jednoznaczny zakres prędkości Dopplera wynosi

V max =

Nazywa się to prędkością Nyquista . Jest to odwrotnie zależne od czasu pomiędzy kolejnymi impulsami: im mniejszy odstęp, tym większy jest jednoznaczny zakres prędkości. Wiemy jednak, że maksymalny zasięg od współczynnika odbicia jest wprost proporcjonalny do :

x =

Wyborem staje się zwiększenie zasięgu od współczynnika odbicia kosztem zakresu prędkości lub zwiększenie tego ostatniego kosztem zasięgu od współczynnika odbicia. Ogólnie rzecz biorąc, użyteczny kompromis w zakresie zasięgu wynosi 100-150 km dla współczynnika odbicia. Oznacza to, że dla długości fali 5 cm (jak pokazano na schemacie) powstaje jednoznaczny zakres prędkości od 12,5 do 18,75 m/s (odpowiednio dla 150 km i 100 km). W przypadku radaru o średnicy 10 cm, takiego jak NEXRAD, jednoznaczny zakres prędkości zostałby podwojony.

Niektóre techniki wykorzystujące dwie naprzemienne częstotliwości powtarzania impulsów (PRF) pozwalają na większy zakres Dopplera. Prędkości zanotowane przy pierwszej częstości tętna mogą być równe lub różne od drugiej. Na przykład, jeśli maksymalna prędkość z określoną prędkością wynosi 10 metrów/sekundę, a prędkość z inną prędkością wynosi 15 m/s. Dane pochodzące z obu będą takie same do 10 m/s, a następnie będą się różnić. Następnie można znaleźć matematyczną zależność między dwoma zwrotami i obliczyć rzeczywistą prędkość poza ograniczeniami dwóch PRF.

Interpretacja dopplerowska

Promieniowy składnik rzeczywistych wiatrów podczas skanowania w zakresie 360 ​​stopni

Podczas jednostajnej ulewy poruszającej się na wschód, wiązka radarowa skierowana na zachód „zobaczy” kropelki deszczu poruszające się w jej kierunku, podczas gdy wiązka skierowana na wschód „zobaczy” oddalające się krople. Kiedy wiązka skanuje w kierunku północnym lub południowym, nie obserwuje się żadnego ruchu względnego.

Synoptyczny

W interpretacji skali synoptycznej użytkownik może wyodrębnić wiatr na różnych poziomach w obszarze zasięgu radaru. Ponieważ wiązka skanuje 360 ​​stopni wokół radaru, dane będą pochodzić ze wszystkich tych kątów i będą promieniową projekcją rzeczywistego wiatru na indywidualnym kącie. Wzór intensywności utworzony przez ten skan może być reprezentowany przez krzywą cosinus (maksimum w ruchu opadów i zero w kierunku prostopadłym). Można wtedy obliczyć kierunek i siłę ruchu cząstek, o ile na ekranie radaru jest wystarczające pokrycie.

Padają jednak krople deszczu. Ponieważ radar widzi tylko składową promieniową i ma pewną wysokość nad ziemią, prędkości radialne są zanieczyszczone przez pewien ułamek prędkości opadania. Ten składnik jest pomijalny przy małych kątach elewacji, ale należy go wziąć pod uwagę przy wyższych kątach skanowania.

Skala mezo

W danych dotyczących prędkości mogą występować mniejsze strefy w zasięgu radaru, w których wiatr różni się od wspomnianego powyżej. Na przykład burza z piorunami jest zjawiskiem mezoskalowym , które często obejmuje obroty i turbulencje . Mogą one obejmować tylko kilka kilometrów kwadratowych, ale są widoczne przez zmiany prędkości radialnej. Użytkownicy mogą rozpoznać wzorce prędkości wiatru związane z rotacjami, takie jak mezocyklon , zbieżność ( granica odpływu ) i dywergencja ( odrzut ).

Polaryzacja

Celowanie z podwójną polaryzacją ujawni kształt kropli

Kropelki spadającej ciekłej wody mają zwykle większą oś poziomą ze względu na współczynnik oporu powietrza podczas spadania (kropelki wody). To powoduje, że dipol cząsteczki wody jest zorientowany w tym kierunku; tak więc wiązki radarowe są generalnie spolaryzowane poziomo, aby otrzymać maksymalne odbicie sygnału.

Jeżeli dwa impulsy zostaną wysłane jednocześnie z polaryzacją ortogonalną (odpowiednio pionową i poziomą, Z V i Z H ), odebrane zostaną dwa niezależne zestawy danych. Sygnały te można porównać na kilka przydatnych sposobów:

  • Różnica odbicia ( Z dr ) - różnica współczynnika odbicia jest proporcjonalna do stosunku odbitych powraca poziomych i pionowych mocy co Z H / Z V . Między innymi jest dobrym wskaźnikiem kształtu kropli. Różnicowy współczynnik odbicia może również zapewnić oszacowanie średniego rozmiaru kropli, ponieważ większe krople są bardziej podatne na odkształcenia przez siły aerodynamiczne niż mniejsze (to znaczy, że większe krople mają większe szanse stać się „bułką hamburgerową”), gdy spadają przez powietrze.
  • Współczynnik korelacji ( ρ hv ) – Statystyczna korelacja między odbitymi zwrotami mocy w poziomie i w pionie. Wysokie wartości, bliskie jedności, wskazują na jednorodne typy opadów, podczas gdy niższe wartości wskazują obszary o mieszanych typach opadów, takie jak deszcz i śnieg lub grad, lub w skrajnych przypadkach szczątki unoszące się w powietrzu, zwykle pokrywające się z sygnaturą wiru tornada .
  • Liniowy współczynnik depolaryzacji ( LDR ) - Jest to stosunek pionowego powrotu mocy z impulsu poziomego lub poziomego powrotu mocy z impulsu pionowego. Może również wskazywać regiony, w których występuje mieszanka typów opadów.
  • Faza różnicowa ( ) – Faza różnicowa to porównanie zwróconej różnicy faz między impulsami poziomymi i pionowymi. Ta zmiana fazy jest spowodowana różnicą liczby cykli fal (lub długości fal) wzdłuż ścieżki propagacji fal spolaryzowanych poziomo i pionowo. Nie należy go mylić z przesunięciem częstotliwości Dopplera, które jest spowodowane ruchem cząstek chmury i opadów. W przeciwieństwie do różnicowego współczynnika odbicia, współczynnika korelacji i liniowego współczynnika depolaryzacji, które są zależne od mocy odbitej, faza różnicowa jest „efektem propagacji”. Jest to bardzo dobry estymator natężenia opadów i nie ma na niego wpływu tłumienie . Pochodna zasięgu fazy różnicowej (specyficzna faza różniczkowa, K dp ) może być wykorzystana do lokalizacji obszarów silnego opadu/osłabienia.

Dzięki większej ilości informacji o kształcie cząstek radary z podwójną polaryzacją mogą łatwiej odróżnić szczątki w powietrzu od opadów atmosferycznych, co ułatwia lokalizowanie tornad .

Dzięki tej nowej wiedzy dodanej do współczynnika odbicia, prędkości i szerokości widma uzyskiwanych przez radary pogodowe Dopplera, naukowcy pracowali nad opracowaniem algorytmów do rozróżniania typów opadów, celów niemeteorologicznych oraz tworzenia lepszych szacunków akumulacji opadów. W USA światowymi liderami w tej dziedzinie są NCAR i NSSL .

NOAA ustanowiła rozmieszczenie testowe radaru dual-polarmetrycznego w NSSL i wyposażyła wszystkie swoje radary NEXRAD 10 cm w podwójną polaryzację, co zostało ukończone w kwietniu 2013 roku. W 2004 roku Radar Pogodowy ARMOR Doppler w Huntsville w stanie Alabama został wyposażony w zamontowaną antenę SIGMET Odbiornik, dający operatorowi możliwość podwójnej polaryzacji. McGill University J. S. Marshall Radar Observatory w Montrealu , Kanada przekształcił swój instrument (1999), a dane są wykorzystywane operacyjnie przez Environment Canada w Montrealu. Kolejny radar Environment Canada, w King City (na północ od Toronto ), był podwójnie spolaryzowany w 2005 roku; wykorzystuje falę o długości 5 cm, która jest silniej tłumiona . Środowisko Kanada pracuje nad konwersją wszystkich swoich radarów na podwójną polaryzację. Météo-France planuje włączenie do swojej sieci dwupolaryzacyjnego radaru dopplerowskiego.

Główne typy wyjść radarowych

Wszystkie dane ze skanów radarowych są wyświetlane zgodnie z potrzebami użytkowników. Aby to osiągnąć, z biegiem czasu opracowano różne wyniki. Oto lista dostępnych wyjść wspólnych i specjalistycznych.

Wskaźnik pozycji planu

Linia burzy widziana we współczynniku odbicia (dBZ) na PPI

Ponieważ dane są pozyskiwane pod jednym kątem na raz, pierwszym sposobem ich wyświetlania był wskaźnik położenia planu (PPI), który jest jedynie układem powrotu radaru na dwuwymiarowym obrazie. Co ważne, dane napływające z różnych odległości do radaru znajdują się na różnych wysokościach nad ziemią.

Jest to bardzo ważne, ponieważ duże natężenie opadów widziane w pobliżu radaru jest stosunkowo bliskie tym, co dociera do ziemi, ale to, co widać z odległości 160 km, znajduje się około 1,5 km nad ziemią i może znacznie różnić się od ilości docierającej do powierzchni. Dlatego trudno jest porównywać echa pogodowe w różnych odległościach od radaru.

PPI są dotknięte echami naziemnymi w pobliżu radaru jako dodatkowy problem. Można je błędnie zinterpretować jako prawdziwe echa. Opracowano więc inne produkty i dalsze sposoby przetwarzania danych w celu uzupełnienia takich niedociągnięć.

Zastosowanie: Odbicia, Doppler i dane polarymetryczne mogą wykorzystywać PPI.

W przypadku danych Dopplera możliwe są dwa punkty widzenia: względem powierzchni lub burzy. Patrząc na ogólny ruch deszczu w celu wydobycia wiatru na różnych wysokościach, lepiej jest używać danych odnoszących się do radaru. Ale szukając rotacji lub uskoku wiatru podczas burzy, lepiej jest użyć obrazów burzowych, które odejmuje ogólny ruch opadów, pozostawiając użytkownikowi widok ruchu powietrza tak, jakby siedział na chmurze.

Wskaźnik pozycji planu stałej wysokości

Typowe kąty skanowane w Kanadzie. Zygzaki reprezentują kąty danych używane do tworzenia wskaźników CAPPI na wysokości 1,5 km i 4 km.

Aby uniknąć niektórych problemów związanych z PPI, kanadyjscy naukowcy opracowali wskaźnik położenia planu stałej wysokości (CAPPI). Jest to w zasadzie poziomy przekrój przez dane radarowe. W ten sposób można porównywać opady na równej stopie w różnej odległości od radaru i unikać echa naziemnego. Chociaż dane są pobierane na pewnej wysokości nad ziemią, można wywnioskować związek między raportami stacji naziemnych a danymi radarowymi.

CAPPI wymagają dużej liczby kątów od blisko poziomu do blisko pionu radaru, aby uzyskać cięcie jak najbliżej wymaganej wysokości. Nawet wtedy, po pewnej odległości, nie ma żadnego dostępnego kąta i CAPPI staje się PPI najniższego kąta. Linia zygzakowata na powyższym wykresie kątów pokazuje dane użyte do uzyskania wskaźników CAPPI wysokości 1,5 km i 4 km. Zauważ, że odcinek po 120 km używa tych samych danych.

Stosowanie

Ponieważ CAPPI używa kąta najbliższego żądanej wysokości w każdym punkcie radaru, dane mogą pochodzić z nieco różnych wysokości, jak widać na obrazie, w różnych punktach pokrycia radaru. Dlatego ważne jest, aby mieć wystarczająco dużą liczbę kątów sondowania, aby zminimalizować tę zmianę wysokości. Ponadto rodzaj danych musi zmieniać się stosunkowo stopniowo wraz z wysokością, aby obraz nie był zaszumiony.

Dane dotyczące współczynnika odbicia są stosunkowo gładkie wraz z wysokością, dlatego do ich wyświetlania używa się najczęściej wskaźników CAPPI. Z drugiej strony dane dotyczące prędkości mogą zmieniać się gwałtownie wraz z wysokością, a ich wskaźniki CAPPI nie są powszechne. Wydaje się, że tylko McGill University regularnie produkuje dopplerowskie CAPPI z 24 kątami dostępnymi na ich radarze. Jednak niektórzy badacze opublikowali artykuły wykorzystujące wskaźniki prędkości CAPPI do badania cyklonów tropikalnych i opracowywania produktów NEXRAD . Wreszcie dane polarymetryczne są aktualne i często są zaszumione. Wydaje się, że nie ma dla nich regularnego używania CAPPI, chociaż firma SIGMET oferuje oprogramowanie zdolne do tworzenia tego typu obrazów.

Przykłady w czasie rzeczywistym

Kompozyt pionowy

Bazowy PPI a kompozyt.

Innym rozwiązaniem problemów PPI jest tworzenie obrazów o maksymalnym współczynniku odbicia w warstwie nad ziemią. To rozwiązanie jest zwykle stosowane, gdy liczba dostępnych kątów jest mała lub zmienna. American National Weather Service używa takiego kompozytu, ponieważ ich schemat skanowania może różnić się od 4 do 14 kątów, w zależności od potrzeb, co dałoby bardzo zgrubne CAPPI. Composite zapewnia, że ​​żadne silne echo nie zostanie pominięte w warstwie, a obróbka z użyciem prędkości Dopplera eliminuje echa naziemne. Porównując produkty bazowe i kompozytowe, można zlokalizować strefy virga i updrafts .

Przykład w czasie rzeczywistym: radar NWS Burlington, można porównać produkty BASE i COMPOSITE

Akumulacje

24-godzinna akumulacja deszczu na radarze Val d'Irène we wschodniej Kanadzie. Zwróć uwagę na strefy bez danych na wschodzie i południowym zachodzie spowodowane blokowaniem wiązki radarowej przez góry.

Innym ważnym zastosowaniem danych radarowych jest możliwość oceny ilości opadów, które spadły na duże baseny, do wykorzystania w obliczeniach hydrologicznych ; takie dane są przydatne w ochronie przeciwpowodziowej, zarządzaniu kanalizacją i budowie zapór. Obliczone dane z radarów meteorologicznych mogą być wykorzystywane w połączeniu z danymi ze stacji naziemnych.

Aby wytworzyć akumulację radarową, musimy oszacować natężenie opadów w danym punkcie przez średnią wartość w tym punkcie między jednym PPI lub CAPPI a następnym; następnie pomnóż przez czas między tymi obrazami. Jeśli chce się na dłużej, trzeba zsumować wszystkie nagromadzone w tym czasie nagromadzenie obrazów.

Echotopy

Lotnictwo intensywnie korzysta z danych radarowych. Jedną z map szczególnie ważnych w tej dziedzinie są Echotopy do planowania lotu i unikania niebezpiecznej pogody. Większość krajowych radarów pogodowych skanuje pod wystarczającym kątem, aby uzyskać zestaw danych 3D na obszarze pokrycia. Stosunkowo łatwo jest oszacować maksymalną wysokość, na której występują opady w obrębie objętości. Nie są to jednak wierzchołki chmur, ponieważ zawsze wystają ponad opady.

Przekroje pionowe

Przekrój pionowy.

Aby poznać pionową strukturę chmur, w szczególności burze lub poziom warstwy topnienia, dostępny jest iloczyn pionowego przekroju poprzecznego danych radarowych. Odbywa się to poprzez wyświetlanie tylko danych wzdłuż linii, od współrzędnych A do B, pobranych pod różnymi skanowanymi kątami.

Wskaźnik wysokości zasięgu

Obraz RHI.

Gdy radar pogodowy skanuje pionowo tylko w jednym kierunku, uzyskuje dane o wysokiej rozdzielczości wzdłuż pionowego przekroju atmosfery. Sygnał wyjściowy tego sondowania nosi nazwę wskaźnika wysokości zasięgu (RHI), który doskonale nadaje się do oglądania szczegółowej pionowej struktury burzy. Różni się to od wspomnianego powyżej przekroju pionowego tym, że radar wykonuje pionowe cięcie w określonych kierunkach i nie skanuje całego obszaru 360 stopni. Ten rodzaj sondowania i produktu jest dostępny tylko na radarach badawczych.

Sieci radarowe

Radar Berrimah w Darwin, Terytorium Północne Australii

W ciągu ostatnich kilku dekad sieci radarowe zostały rozbudowane, aby umożliwić tworzenie złożonych widoków obejmujących duże obszary. Na przykład wiele krajów, w tym Stany Zjednoczone, Kanada i duża część Europy, produkuje obrazy zawierające wszystkie ich radary. To nie jest trywialne zadanie.

W rzeczywistości taka sieć może składać się z różnych typów radarów o różnych charakterystykach, takich jak szerokość wiązki, długość fali i kalibracja. Różnice te muszą być brane pod uwagę podczas dopasowywania danych w sieci, w szczególności przy podejmowaniu decyzji, jakich danych użyć, gdy dwa radary pokrywają ten sam punkt. Jeśli używa się silniejszego echa, ale pochodzi ono z bardziej oddalonego radaru, używa się powrotów, które pochodzą z większej wysokości i pochodzą z deszczu lub śniegu, które mogą wyparować przed dotarciem do ziemi ( virga ). Jeśli ktoś używa danych z bliższego radaru, może zostać osłabiony podczas burzy. Z uwzględnieniem wszystkich tych ograniczeń wykonywane są obrazy złożone opadów atmosferycznych za pomocą sieci radarów.

Algorytmy automatyczne

Kwadrat na tym obrazie dopplerowskim został automatycznie umieszczony przez program radarowy w celu określenia pozycji mezocyklonu . Zwróć uwagę na dublet przychodzący/wychodzący (niebieski/żółty) z linią prędkości zerowej (szara) równoległą do promienia do radaru (na górze po prawej). Warto wspomnieć, że zmiana kierunku wiatru występuje tutaj na niespełna 10 km.

Aby pomóc meteorologom wykryć niebezpieczną pogodę, do programów leczenia radarów pogodowych wprowadzono algorytmy matematyczne. Są one szczególnie ważne w analizie danych dotyczących prędkości Dopplera, ponieważ są bardziej złożone. Dane polaryzacyjne będą wymagały nawet większej liczby algorytmów.

Główne algorytmy dla odbicia:

  • Vertically Integrated Liquid (VIL) to oszacowanie całkowitej masy opadów w chmurach.
  • Gęstość VIL to VIL podzielona przez wysokość wierzchołka chmury. Wskazuje to na możliwość dużego gradu podczas burzy.
  • Potencjalny podmuch wiatru , który może oszacować wiatry pod chmurą (ciąg zstępujący) za pomocą VIL i wysokości echotopów (oszacowany przez radar szczyt chmury) dla danej komórki burzowej.
  • Algorytmy gradu szacujące obecność gradu i jego prawdopodobną wielkość.

Główne algorytmy dla prędkości Dopplera:

  • Detekcja mezocyklonu : jest wyzwalana przez zmianę prędkości na małym okrągłym obszarze. Algorytm szuka „ dubletu ” prędkości przychodzących/wychodzących z zerową linią prędkości pomiędzy nimi, wzdłuż promieniowej linii od radaru. Zwykle detekcja mezocyklonu musi być znaleziona na dwóch lub więcej ułożonych na sobie progresywnych nachyleniach wiązki, aby oznaczać obrót w chmurę burzową.
  • Algorytm TVS lub Tornado Vortex Signature jest zasadniczo mezocyklonem z dużym progiem prędkości znalezionym pod wieloma kątami skanowania. Algorytm ten jest używany w NEXRAD do wskazania możliwości powstania tornada.
  • Uskok wiatru na niskim poziomie. Algorytm ten wykrywa zmiany prędkości wiatru z punktu do punktu w danych i szuka dubletu prędkości wlotu/wylotu z linią zerową prostopadłą do wiązki radaru. Uskok wiatru jest związany z prądem zstępującym ( downburst i microburst ), frontami podmuchów i turbulencjami podczas burz.
  • VAD Wind Profile (VWP) to wyświetlacz, który szacuje kierunek i prędkość wiatru poziomego na różnych wyższych poziomach atmosfery, przy użyciu techniki wyjaśnionej w sekcji Dopplera.

Animacje

Pętla odbicia PPI (w dBZ) pokazująca ewolucję huraganu

Animacja produktów radarowych może pokazać ewolucję wzorców odbicia i prędkości. Użytkownik może wydobyć informacje o dynamice zjawisk meteorologicznych, w tym możliwość ekstrapolacji ruchu i obserwowania rozwoju lub rozproszenia. Może to również ujawnić artefakty niemeteorologiczne (fałszywe echa), które zostaną omówione później.

Zintegrowany wyświetlacz radarowy z elementami geoprzestrzennymi

Mapa prezentacji RIDGE 2011 Joplin tornado .

Nowa popularna prezentacja danych radaru pogodowego w Stanach Zjednoczonych to zintegrowany wyświetlacz radarowy z elementami geoprzestrzennymi (RIDGE), w którym dane radarowe są wyświetlane na mapie z elementami geoprzestrzennymi, takimi jak mapy topograficzne, autostrady, granice stanów/hrabstw i ostrzeżenia pogodowe. Projekcja często jest elastyczna, dając użytkownikowi możliwość wyboru różnych elementów geograficznych. Jest często używany w połączeniu z animacjami danych radarowych na przestrzeni czasu.

Ograniczenia i artefakty

Radar-artefakty.PNG

Interpretacja danych radarowych zależy od wielu hipotez dotyczących atmosfery i celów pogodowych, w tym:

  • Międzynarodowa Standardowa Atmosfera .
  • Cele wystarczająco małe, aby przestrzegać rozpraszania Rayleigha, co powoduje, że zwrot jest proporcjonalny do natężenia opadów.
  • Objętość skanowana przez wiązkę jest pełna celów meteorologicznych (deszcz, śnieg itp.), wszystkie w tej samej różnorodności iw jednakowej koncentracji.
  • Brak tłumienia
  • Brak wzmocnienia
  • Powrót z bocznych listków belki jest znikomy.
  • Wiązka jest zbliżona do krzywej funkcji Gaussa z mocą zmniejszającą się do połowy przy połowie szerokości.
  • Fale wychodzące i powracające są podobnie spolaryzowane.
  • Nie ma powrotu z wielu refleksji.

Te założenia nie zawsze są spełnione; trzeba umieć odróżnić echa wiarygodne i wątpliwe.

Propagacja anomalna (niestandardowa atmosfera)

Pierwszym założeniem jest to, że wiązka radaru porusza się w powietrzu, które schładza się w określonym tempie wraz z wysokością. Pozycja ech w dużym stopniu zależy od tej hipotezy. Jednak prawdziwa atmosfera może znacznie odbiegać od normy.

Super załamanie

Inwersje temperatur często tworzą się blisko ziemi, na przykład przez chłodzenie powietrzem w nocy, pozostając ciepłym w powietrzu. Ponieważ współczynnik załamania powietrza zmniejsza się szybciej niż normalnie, wiązka radaru ugina się w kierunku ziemi zamiast kontynuować w górę. W końcu uderzy w ziemię i zostanie odbity z powrotem w kierunku radaru. Program przetwarzający błędnie umieści wtedy echa powrotne na wysokości i odległości, jakie byłyby w normalnych warunkach.

Ten rodzaj fałszywego powrotu jest stosunkowo łatwy do zauważenia na pętli czasowej, jeśli jest spowodowany nocnym ochłodzeniem lub inwersją morską, ponieważ widać bardzo silne echa rozwijające się na danym obszarze, rozprzestrzeniające się w bok, ale nie poruszające się i różniące się znacznie intensywnością. Jednak inwersja temperatury występuje przed frontami ciepłymi, a nienormalne echa propagacji mieszają się następnie z prawdziwym deszczem.

Skrajnym problemem jest to, że gdy inwersja jest bardzo silna i płytka, wiązka radaru odbija się wielokrotnie w kierunku ziemi, ponieważ musi podążać ścieżką falowodu . Spowoduje to powstanie wielu pasm silnych ech na obrazach radarowych.

Taka sytuacja może mieć miejsce w przypadku inwersji temperatury w górę lub gwałtownego spadku wilgotności wraz z wysokością. W pierwszym przypadku może to być trudne do zauważenia.

W załamaniu

Z drugiej strony, jeśli powietrze jest niestabilne i ochładza się szybciej niż standardowa atmosfera z wysokością, wiązka kończy się wyżej niż oczekiwano. Wskazuje to, że opady występują powyżej rzeczywistej wysokości. Taki błąd jest trudny do wykrycia bez dodatkowych danych dotyczących upływu temperatury dla tego obszaru.

Cele inne niż Rayleigh

Jeśli chcemy wiarygodnie oszacować natężenie opadów, cele muszą być 10 razy mniejsze niż fala radarowa zgodnie z rozpraszaniem Rayleigha. Dzieje się tak, ponieważ cząsteczka wody musi zostać wzbudzona przez falę radarową, aby uzyskać zwrot. Jest to stosunkowo prawdziwe w przypadku deszczu lub śniegu, ponieważ zwykle stosuje się radary o długości fali 5 lub 10 cm.

Jednak w przypadku bardzo dużych hydrometeorów, ponieważ długość fali jest rzędu kamienia, zwrot jest zgodny z teorią Mie . Zwrot powyżej 55 dBZ prawdopodobnie będzie pochodził z gradu, ale nie będzie się różnić proporcjonalnie do wielkości. Z drugiej strony, bardzo małe cele, takie jak krople chmur, są zbyt małe, aby można je było wzbudzić i nie dają rejestrowanego wyniku na popularnych radarach pogodowych.

Rozdzielczość i częściowo wypełniona skanowana objętość

Profiler w wysokiej rozdzielczości widok burzy (na górze) i przez radar pogodowy (na dole).
Burza z piorunami z superkomórkami widziana z dwóch radarów niemal w tym samym miejscu. Górny obraz pochodzi z TDWR, a dolny z NEXRAD .

Jak wykazano na początku artykułu, wiązki radarowe mają wymiar fizyczny, a dane są próbkowane pod dyskretnymi kątami, a nie w sposób ciągły, wzdłuż każdego kąta elewacji. Powoduje to uśrednienie wartości zwrotów dla danych dotyczących odbicia, prędkości i polaryzacji na skanowanej objętości rozdzielczości.

Na rysunku po lewej stronie u góry widać burzę z piorunami wykonaną przez profiler wiatru, gdy przelatywała nad głową. To jest jak pionowy przekrój przez chmurę z rozdzielczością 150 metrów w pionie i 30 metrów w poziomie. Współczynnik odbicia ma duże różnice w niewielkiej odległości. Porównaj to z symulowanym widokiem tego, co zwykły radar pogodowy zobaczyłby na 60 km, na dole rysunku. Wszystko zostało wygładzone. Nie tylko grubsza rozdzielczość radaru powoduje rozmycie obrazu, ale także sondowanie obejmuje obszar pozbawiony echa, w ten sposób rozszerzając burzę poza jej rzeczywiste granice.

To pokazuje, że dane wyjściowe radaru pogodowego są tylko przybliżeniem rzeczywistości. Obraz po prawej stronie porównuje rzeczywiste dane z dwóch radarów, które znajdują się w niemalże kolokacji. TDWR ma o połowę szerokości wiązki drugiej i można zobaczyć dwa razy więcej szczegółów niż z NEXRAD.

Rozdzielczość można poprawić przez nowszy sprzęt, ale niektóre rzeczy nie. Jak wspomniano wcześniej, skanowana objętość wzrasta wraz z odległością, więc zwiększa się również prawdopodobieństwo, że wiązka jest tylko częściowo wypełniona. Prowadzi to do niedoszacowania natężenia opadów na większych odległościach i skłania użytkownika do myślenia, że ​​deszcz jest lżejszy, gdy się oddala.

Geometria belki

Wiązka radarowa ma rozkład energii podobny do wzoru dyfrakcji światła przechodzącego przez szczelinę. Dzieje się tak, ponieważ fala jest przesyłana do anteny parabolicznej przez szczelinę w falowodzie w punkcie ogniskowym. Większość energii znajduje się w środku wiązki i zmniejsza się wzdłuż krzywej zbliżonej do funkcji Gaussa z każdej strony. Istnieją jednak wtórne piki emisji, które będą próbkować cele pod kątem od środka. Projektanci starają się minimalizować moc przenoszoną przez takie płaty, ale nie można ich całkowicie wyeliminować.

Kiedy wtórny płat uderza w odblaskowy cel, taki jak góra lub silna burza, część energii jest odbijana do radaru. Ta energia jest stosunkowo słaba, ale pojawia się w tym samym czasie, gdy centralny szczyt oświetla inny azymut. Echo jest zatem błędnie umieszczane przez program przetwarzający. Powoduje to faktyczne poszerzenie rzeczywistego echa pogodowego, powodując rozmazywanie słabszych wartości z każdej strony. Powoduje to, że użytkownik przecenia zasięg rzeczywistych ech.

Idealny rozkład energii wiązki radarowej (listek centralny w punkcie 0 i listki wtórne z każdej strony)
Dyfrakcja przez okrągłą szczelinę symulującą energię oglądaną przez cele pogodowe
Silne echa to powroty centralnego piku radaru z serii niewielkich wzniesień ( piksele żółte i czerwone ). Słabsze echa po obu stronach pochodzą z płatów wtórnych (niebieskiego i zielonego)

Cele inne niż pogoda

Na niebie jest więcej niż deszcz i śnieg. Inne obiekty mogą być błędnie interpretowane jako deszcz lub śnieg przez radary pogodowe. Owady i stawonogi są niesione przez przeważające wiatry, podczas gdy ptaki podążają własnym torem. W związku z tym cienkie linie na obrazach radaru pogodowego, związane ze zbieżnymi wiatrami, są zdominowane przez powracające owady. Migracja ptaków, która ma tendencję do zachodzenia nocą na najniższych 2000 metrach ziemskiej atmosfery , powoduje skażenie profili wiatrowych zebranych przez radar pogodowy, zwłaszcza WSR-88D , zwiększając zwrot wiatru środowiskowego o 30–60 km/h. Inne obiekty w obrazach radarowych obejmują:

  • Cienkie metalowe paski ( sieczka ) upuszczane przez samoloty wojskowe w celu oszukania wrogów.
  • Solidne przeszkody, takie jak góry, budynki i samoloty.
  • Bałagan na lądzie i morzu.
  • Odbicia od pobliskich budynków ("miejskie kolce").

Takie obce przedmioty mają cechy, które pozwalają wprawnemu oku je rozróżnić. Możliwe jest również wyeliminowanie niektórych z nich poprzez dalszą obróbkę danych za pomocą danych dotyczących odbicia, Dopplera i polaryzacji.

Farmy wiatrowe

Odbicie (po lewej) i prędkości radialne (po prawej) na południowy wschód od radaru pogodowego NEXRAD. Echa w kręgach pochodzą z farmy wiatrowej.

Obracające się łopaty wiatraków na nowoczesnych farmach wiatrowych mogą zwracać wiązkę radaru do radaru, jeśli znajdą się na jego drodze. Ponieważ ostrza się poruszają, echa będą miały prędkość i mogą zostać pomylone z rzeczywistymi opadami. Im bliżej farmy wiatrowej, tym silniejszy zwrot, a połączony sygnał z wielu wież jest silniejszy. W niektórych warunkach radar może nawet widzieć prędkości do i od tyłu, które generują fałszywe alarmy dla algorytmu sygnatury wirów tornada na radarze pogodowym; takie zdarzenie miało miejsce w 2009 roku w Dodge City w stanie Kansas .

Podobnie jak w przypadku innych konstrukcji, które stoją w belce, tłumienie sygnałów zwrotnych radaru spoza wiatraków może również prowadzić do niedoszacowania.

Osłabienie

Przykład silnego tłumienia, gdy linia burz przesuwa się nad (od lewej do prawej strony) radarem pogodowym o długości fali 5 cm (czerwona strzałka). Źródło: Środowisko Kanada

Mikrofale stosowane w radarach pogodowych mogą być pochłaniane przez deszcz, w zależności od użytej długości fali. Dla radarów 10 cm to tłumienie jest pomijalne. To jest powód, dla którego kraje z burzami o dużej zawartości wody stosują fale o długości 10 cm, na przykład US NEXRAD. Ta korzyść zrekompensuje koszt większej anteny, klistronu i innych powiązanych urządzeń.

W przypadku radaru o średnicy 5 cm absorpcja staje się ważna podczas ulewnego deszczu, a to tłumienie prowadzi do niedoszacowania echa podczas silnej burzy i poza nią. Kanada i inne kraje północne używają tego mniej kosztownego rodzaju radaru, ponieważ opady na takich obszarach są zwykle mniej intensywne. Jednak użytkownicy muszą wziąć pod uwagę tę cechę podczas interpretacji danych. Powyższe obrazy pokazują, jak silna linia ech wydaje się zanikać, gdy porusza się nad radarem. Aby zrekompensować to zachowanie, lokalizacje radarowe są często wybierane tak, aby pokrywały się w pewnym stopniu, aby dać różne punkty widzenia tych samych burz.

Krótsze fale są jeszcze bardziej tłumione i są przydatne tylko na radarze krótkiego zasięgu. Wiele stacji telewizyjnych w Stanach Zjednoczonych ma radary o średnicy 5 cm, które pokrywają obszar ich odbiorców. Znajomość ich ograniczeń i wykorzystanie ich z lokalnym NEXRADem może uzupełnić dane dostępne dla meteorologa.

Ze względu na rozpowszechnienie dwupolaryzacyjnych systemów radarowych, operacyjne służby meteorologiczne wdrażają obecnie solidne i wydajne podejścia do kompensacji tłumienia opadów deszczu.

Jasne pasmo

Wysokość 1,5 km CAPPI na szczycie z silnym zanieczyszczeniem jasnym pasmem (żółte). Pionowe cięcie na dole pokazuje, że ten silny powrót jest tylko nad ziemią.

Współczynnik odbicia wiązki radarowej zależy od średnicy celu i jego zdolności do odbijania. Płatki śniegu są duże, ale słabo odbijają światło, podczas gdy krople deszczu są małe, ale bardzo odbijają światło.

Kiedy śnieg spada przez warstwę powyżej zera, topi się w deszcz. Korzystając z równania odbicia, można wykazać, że zwroty ze śniegu przed stopieniem i deszczu po nim nie różnią się zbytnio, ponieważ zmiana stałej dielektrycznej kompensuje zmianę rozmiaru. Jednak podczas procesu topienia fala radarowa „widzi” coś podobnego do bardzo dużych kropel, gdy płatki śniegu pokrywają się wodą.

Daje to zwiększone zwroty, które można pomylić z silniejszymi opadami. Na PPI pojawi się to jako intensywny pierścień opadów na wysokości, na której wiązka przecina poziom topnienia, podczas gdy na serii CAPPI, tylko te w pobliżu tego poziomu będą miały silniejsze echa. Dobrym sposobem na potwierdzenie jasnego pasma jest wykonanie pionowego przekroju przez dane, jak pokazano na powyższym obrazku.

Odwrotnym problemem jest to, że mżawka (opady o małej średnicy kropli wody) zwykle nie pojawia się na radarze, ponieważ zwroty radaru są proporcjonalne do szóstej potęgi średnicy kropli.

Wiele odbić

Rozpraszanie na trzy ciała.PNG

Zakłada się, że promień trafia w cele pogodowe i wraca bezpośrednio do radaru. W rzeczywistości energia odbija się we wszystkich kierunkach. Większość z nich jest słaba, a wielokrotne odbicia jeszcze bardziej ją zmniejszają, więc to, co może w końcu powrócić na radar z takiego zdarzenia, jest znikome. Jednak w niektórych sytuacjach przez antenę radaru może być odbierana wielokrotna wiązka radaru. Na przykład, gdy promień trafi w grad, energia rozprzestrzeniona w kierunku mokrego gruntu zostanie odbita z powrotem do gradu, a następnie do radaru. Powstałe echo jest słabe, ale zauważalne. Ze względu na dodatkową długość ścieżki, przez którą musi przejść, dociera ona później do anteny i jest umieszczona dalej niż jej źródło. Daje to rodzaj trójkąta fałszywych słabszych odbić umieszczonych promieniście za gradem.

Rozwiązania na teraz i na przyszłość

Filtracja

Radarowy obraz odbicia z wieloma echami niepogodowymi.
Ten sam obraz, ale oczyszczony przy użyciu prędkości Dopplera.

Te dwa obrazy pokazują, co można obecnie osiągnąć, aby oczyścić dane radarowe. Dane wyjściowe po lewej są wykonane z surowymi zwrotami i trudno jest dostrzec rzeczywistą pogodę. Ponieważ chmury deszczowe i śnieżne zwykle się przemieszczają, można wykorzystać prędkości Dopplera, aby wyeliminować znaczną część bałaganu (echa naziemne, odbicia od budynków postrzegane jako miejskie kolce, anomalna propagacja). Obraz po prawej stronie został przefiltrowany przy użyciu tej właściwości.

Jednak nie wszystkie cele niemeteorologiczne pozostają w bezruchu (ptaki, owady, kurz). Inne, jak jasne pasmo, zależą od struktury opadów. Polaryzacja umożliwia bezpośrednie wpisywanie ech, które można wykorzystać do filtrowania większej liczby fałszywych danych lub tworzenia oddzielnych obrazów do celów specjalistycznych, takich jak bałagan, podzbiory ptaków itp.

Mezonet

Radar pogodowy Phased Array w Norman, Oklahoma

Kolejne pytanie to rozwiązanie. Jak wspomniano wcześniej, dane radarowe są średnią zeskanowanej objętości wiązki. Rozdzielczość można poprawić przez większą antenę lub gęstsze sieci. Program realizowany przez Center for Collaborative Adaptive Sensing of the Atmosphere (CASA) ma na celu uzupełnienie regularnej sieci NEXRAD (sieci w Stanach Zjednoczonych) za pomocą wielu tanich radarów pogodowych w paśmie X (3 cm) montowanych na wieżach telefonii komórkowej. Radary te podzielą duży obszar NEXRAD na mniejsze domeny, aby przyjrzeć się wysokościom poniżej najniższego kąta. Podadzą one szczegóły, które nie są obecnie dostępne.

Używając radarów 3 cm, antena każdego radaru jest mała (około 1 metra średnicy), ale rozdzielczość jest podobna w niewielkiej odległości do NEXRAD. Tłumienie jest znaczące ze względu na używaną długość fali, ale każdy punkt w obszarze pokrycia jest widziany przez wiele radarów, każdy widziany z innego kierunku i kompensujący utratę danych z innych.

Strategie skanowania

Liczba zeskanowanych wzniesień i czas potrzebny na pełny cykl zależą od sytuacji pogodowej. Na przykład, przy niewielkich opadach lub bez opadów, schemat można ograniczyć do najniższych kątów i użyć dłuższych impulsów w celu wykrycia przesunięcia wiatru w pobliżu powierzchni. Z drugiej strony, w sytuacjach gwałtownej burzy, lepiej jest skanować pod wieloma kątami, aby jak najczęściej mieć trójwymiarowy widok opadów. Aby złagodzić te różne wymagania, opracowano strategie skanowania w zależności od typu radaru, używanej długości fali i najczęstszych sytuacji pogodowych na rozpatrywanym obszarze.

Jednym z przykładów strategii skanowania jest sieć radarów NEXRAD w USA, która z czasem ewoluowała. Na przykład w 2008 r. dodano dodatkową rozdzielczość danych, a w 2014 r. dodatkowe skanowanie wewnątrzcyklowe najniższego poziomu wzniesienia ( MESO-SAILS ).

Brzmienie elektroniczne

Terminowość to również punkt wymagający poprawy. Z 5 do 10 minutami czasu pomiędzy pełnymi skanami radaru pogodowego, wiele danych jest traconych wraz z rozwojem burzy. Radar-etapowa macierz jest testowany na Narodowym nawałnice Lab w Norman, Oklahoma, w celu przyspieszenia procesu gromadzenia danych. Zespół z Japonii wdrożył także radar z układem fazowym do 3D NowCasting w RIKEN Advanced Institute for Computational Science (AICS).

Aplikacje specjalistyczne

Radar Global Express Weather z podniesioną osłoną

Radar pogodowy awioniki

Zastosowanie systemów radarowych w samolotach obejmuje radar pogodowy, unikanie kolizji, śledzenie celów, bliskość ziemi i inne systemy. W przypadku komercyjnych radarów pogodowych ARINC 708 jest podstawową specyfikacją systemów radarów pogodowych wykorzystujących pokładowy radar dopplerowski .

Anteny

W przeciwieństwie do naziemnego radaru pogodowego, który jest ustawiony pod stałym kątem, pokładowy radar pogodowy jest używany z dziobu lub skrzydła samolotu. Samolot nie tylko będzie poruszał się w górę, w dół, w lewo i w prawo, ale również będzie się toczył. Aby to zrekompensować, antena jest podłączona i skalibrowana do pionowego żyroskopu znajdującego się na samolocie. W ten sposób pilot może ustawić nachylenie lub kąt w stosunku do anteny, który umożliwi stabilizatorowi utrzymanie anteny we właściwym kierunku podczas umiarkowanych manewrów. Małe serwomotory nie będą w stanie nadążyć za gwałtownymi manewrami, ale spróbują. W ten sposób pilot może dostosować radar tak, aby wskazywał na interesujący system pogodowy. Jeśli samolot znajduje się na małej wysokości, pilot chciałby ustawić radar nad linią horyzontu, aby zminimalizować zakłócenia na ekranie. Jeśli samolot znajduje się na bardzo dużej wysokości, pilot ustawi radar pod niskim lub ujemnym kątem, aby skierować radar w stronę chmur, gdziekolwiek mogą one znajdować się w stosunku do samolotu. Jeśli samolot zmieni położenie, stabilizator dostosuje się do tego, aby pilot nie musiał latać jedną ręką, a drugą regulować radar.

Odbiorniki/nadajniki

Istnieją dwa główne systemy, jeśli chodzi o odbiornik/nadajnik: pierwszy to systemy o dużej mocy, a drugi to systemy o niskiej mocy; oba działają w paśmie X (8000 – 12500 MHz). Systemy o dużej mocy działają przy 10 000 – 60 000 watów. Systemy te składają się z magnetronów, które są dość drogie (około 1700 USD) i pozwalają na znaczny hałas z powodu nieprawidłowości w systemie. W związku z tym systemy te są bardzo niebezpieczne dla wyładowań łukowych i nie można ich bezpiecznie używać w pobliżu personelu naziemnego. Alternatywą byłyby jednak systemy o małej mocy. Systemy te działają od 100 do 200 watów i wymagają połączenia odbiorników o wysokim wzmocnieniu, mikroprocesorów sygnałowych i tranzystorów, aby działały równie skutecznie, jak systemy o dużej mocy. Złożone mikroprocesory pomagają eliminować szumy, zapewniając dokładniejszy i bardziej szczegółowy obraz nieba. Ponadto, ponieważ w całym systemie występuje mniej nieprawidłowości, radary o małej mocy mogą być używane do wykrywania turbulencji za pomocą efektu Dopplera. Ponieważ systemy o niskim poborze mocy działają przy znacznie mniejszej mocy, są zabezpieczone przed łukiem elektrycznym i mogą być używane praktycznie przez cały czas.

Śledzenie burz

Teraz rzucam linię burz z systemu AutoNowcaster

Cyfrowe systemy radarowe mają teraz możliwości znacznie przewyższające ich poprzedników. Systemy cyfrowe oferują teraz nadzór nad śledzeniem burzy . Zapewnia to użytkownikom możliwość uzyskania szczegółowych informacji o każdej śledzonej chmurze burzowej. Burze z piorunami są najpierw identyfikowane przez dopasowanie surowych danych o opadach otrzymanych z impulsu radarowego do pewnego rodzaju szablonu wstępnie zaprogramowanego w systemie. Aby burza mogła zostać zidentyfikowana, musi spełniać ścisłe definicje intensywności i kształtu, które odróżniają ją od wszelkich chmur niekonwekcyjnych. Zwykle musi wykazywać oznaki organizacji w poziomie i ciągłości w pionie: rdzeń lub bardziej intensywne centrum, które ma być identyfikowane i śledzone przez cyfrowe radary śledzące . Po zidentyfikowaniu komórki burzy, prędkość, przebyta odległość, kierunek i szacowany czas przybycia (ETA) są śledzone i rejestrowane do późniejszego wykorzystania.

Radar dopplerowski i migracja ptaków

Korzystanie z radaru pogodowego Dopplera nie ogranicza się do określenia lokalizacji i prędkości opadów , ale może śledzić migracje ptaków, a także obserwację w sekcji celów niezgodnych z pogodą . Te fale radiowe wysyłane przez radary odbijają się deszcz i ptaki podobne (lub nawet owadów jak motyle ). Na przykład amerykańska National Weather Service poinformowała, że ​​loty ptaków pojawiają się na ich radarach jako chmury, a następnie zanikają, gdy ptaki lądują. Amerykański National Weather Service St. Louis doniósł nawet, że na jej radarach pojawiają się motyle monarchy .

Różne programy w Ameryce Północnej wykorzystują regularne radary pogodowe i specjalistyczne dane radarowe do określania tras, wysokości lotu i czasu migracji. Są to przydatne informacje w planowaniu rozmieszczenia i eksploatacji farm wiatrowych, aby zmniejszyć liczbę śmiertelnych ofiar ptaków, bezpieczeństwo lotnictwa i inne zarządzanie dzikimi zwierzętami. W Europie miały miejsce podobne wydarzenia, a nawet kompleksowy program prognozowania bezpieczeństwa lotniczego, oparty na wykrywaniu radarów.

Wykrywanie upadku meteorytu

Zdjęcie radarowe NOAA NEXRAD Park Forest, IL, spadek meteorytu 26 marca 2003 r.

Po prawej zdjęcie przedstawiające upadek meteorytu w Park Forest w stanie Illinois, który miał miejsce 26 marca 2003 r. Czerwono-zielony element w lewym górnym rogu to ruch chmur w pobliżu samego radaru, a wewnątrz widoczny jest ślad spadających meteorytów. żółta elipsa w środku obrazu. Przemieszane czerwone i zielone piksele wskazują na turbulencje, w tym przypadku powstałe w wyniku śladów spadających meteorytów o dużej prędkości.

Według American Meteor Society , spadające meteoryty zdarzają się codziennie gdzieś na Ziemi. Jednak baza danych o światowych spadkach meteorytów prowadzona przez Towarzystwo Meteorytyczne zazwyczaj rejestruje tylko około 10-15 nowych spadających meteorytów rocznie

Meteoryty pojawiają się, gdy meteoroid wpada w ziemską atmosferę, generując optycznie jasny meteor w wyniku jonizacji i ogrzewania tarcia. Jeśli meteoroid jest wystarczająco duży, a prędkość opadania wystarczająco niska, meteoryty, które przetrwają, dotrą do ziemi. Kiedy spadające meteoryty zwalniają poniżej około 2–4 km/s, zwykle na wysokości od 15 do 25 km, nie generują już optycznie jasnego meteoru i wchodzą w „ciemny lot”. Z tego powodu większość meteorytów spada do oceanów w ciągu dnia lub w inny sposób pozostaje niezauważona.

To właśnie w ciemnym locie spadające meteoryty zazwyczaj przebijają się przez objętości interakcji większości typów radarów. Wykazano, że możliwe jest zidentyfikowanie spadających meteorytów na obrazach radaru pogodowego za pomocą różnych badań. Jest to szczególnie przydatne przy odzyskiwaniu meteorytów, ponieważ radary pogodowe są częścią rozległych sieci i stale skanują atmosferę. Co więcej, meteoryty powodują zaburzenia lokalnych wiatrów przez turbulencje, które są zauważalne na sygnałach Dopplera, i spadają niemal pionowo, więc ich miejsce spoczynku na ziemi jest bliskie ich sygnaturze radarowej.

Zobacz też

Uwagi

Bibliografia

Zewnętrzne linki

Ogólny

Sieci i badania radarowe

Dane w czasie rzeczywistym

Afryka
Azja
Australia i Oceania
Ameryka Środkowa i Karaiby
Europa
Ameryka północna
Ameryka Południowa