MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA GEOGRAFICKÝ ÚSTAV
Identifikace konvektivních a stratiformních srážek na základě údajů dálkové detekce Diplomová práce Martin Caletka
Vedoucí práce: RNDr. Milan Šálek, Ph.D.
Brno 2013
Bibliografický záznam Autor:
Bc. Martin Caletka
Název práce:
Identifikace konvektivních a stratiformních srážek na základě údajů dálkové detekce
Studijní program:
Geografie a kartografie
Studijní obor:
Fyzická geografie
Vedoucí práce:
RNDr. Milan Šálek, Ph.D.
Akademický rok:
2012/2013
Počet stran:
97
Klíčová slova:
meteorologický radar, konvektivní srážky, stratiformní srážky, bright band
Bibliographic Entry Author
Bc. Martin Caletka
Title of Thesis:
Identification of convective and stratiform precipitation based on remote sensing methods
Degree programme:
Geography and cartography
Field of Study:
Physical geography
Supervisor:
RNDr. Milan Šálek, Ph.D.
Academic Year:
2012/2013
Number of Pages:
97
Keywords:
weather radar, convective precipitation, stratiform precipitation, bright band
Abstrakt V této diplomové práci se věnuji klasifikaci konvektivních a stratiformních částí radarového echa s využitím objemových dat z meteorologického radiolokátoru Skalky v období necelého jednoho měsíce v červenci až srpnu 2010. Automatizovaná klasifikace je prováděna dle referenční hladiny ve výšce 2 km nad hladinou moře. Je zkoumáno, jak se mezi sebou liší jednotlivé hladiny z hlediska distribuce průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí, resp. jejich průměrné vertikální profily odrazivostí, pro případy konvektivní a nekonvektivní. Dále je pro každé objemové měření zjišťována hladina maxima průměrné radiolokační odrazivostí a počítán rozdíl oproti sousedním hladinám nad i pod její úrovní. Poté u každého objemového měření následuje srovnání výšek maxim průměrných radiolokačních odrazivostí a výšky nulové izotermy, coby horní hranice vrstvy tání (bright band), která je dosti relativně spolehlivým projevem stratiformních srážek. Výška nulové izotermy je odhadnuta na základě údajů z aerologických sondážních měření. Mezi jevy doprovázející obvykle konvektivní srážky patří elektrické výboje. Zde je pouze na několika případech otestováno, do jaké míry jsou provázány oblasti klasifikované jako konvektivní a výskyt blesků. U jednotlivých charakteristik jsou porovnávány výsledky a je diskutováno, zda se může jednat o vhodné ukazatele pro komplexní klasifikaci částí radiolokačního echa.
Abstract This thesis concerns the identification of convective and stratiform radar-echo parts using volume data measured by weather radar Skalky within nearly one-moth period from July to August 2010. The automated classification is carried out at at the altitude 2 km above sea level. The differences in distribution of average radar reflectivity values at every level as well as the average vertical profiles of reflectivity are found out for convective and stratiform cases. Further, the height of maximal average radar reflectivity is found and the diference in the average radar reflectivity at level with the maximum and the adjacent layers above/beneath are calculated. In the next step, the height of the maximal average reflectivity is compared with the estimated height 0°C isotherm as an indicator of bright band which is a relatively reliable sign of stratiform precipitation. The 0°C isotherm height estimation is based on aerological measurement data. Lightnings are usually among the phenomena accompanying convective precipitation. It is only examined the relation between the echo parts classified as convective and the incidence of lightnings. The results of every characteristics are compared and i tis discussed here whether they can be taken as good indicators for complex classification of radar echo.
Poděkování Na tomto místě bych velmi rád poděkoval mému vedoucímu RNDr. Milanu Šálkovi, Ph.D. za cenné rady, čas a trpělivost, které mi věnoval při zpracování práce. Děkuji Českému hydrometeorologickému ústavu za poskytnutí dat objemových radarových měření. Velký dík patří také Mgr. Petru Gregorovi za pomoc s programováním v jazyce C, dále i Mgr. Tomáši Púčikovi. Děkuji celé rodině za podporu nejen v průběhu celého studia. Za morální podporu bych chtěl zvlášť poděkovat milé Michaele Marečkové.
Prohlášení Prohlašuji, že jsem svoji diplomovou práci vypracoval samostatně s využitím informačních zdrojů, které jsou v práci citovány.
Brno 7. května 2013
……………………………… Jméno Příjmení
OBSAH 1. ÚVOD........................................................................................................................... 10 2. TEORETICKÁ ČÁST................................................................................................ 12 2.1 Meteorologické radary ........................................................................................... 12 2.1.1
Historie a současnost ............................................................................. 12
2.1.2
Princip funkce radaru ............................................................................. 15
2.1.2.1 Šíření radarového paprsku ............................................................... 16 2.1.2.2 Radarová rovnice a radiolokační odrazivost .................................... 18 2.1.3
Dopplerovské radiolokátory .................................................................. 24
2.1.3.1 Dopplerovské dilema ....................................................................... 25 2.1.3.2 Vertikální profily větru .................................................................... 27 2.1.4
Cíle na radarových snímcích.................................................................. 28
2.1.4.1 Nemeteorologické cíle ..................................................................... 28 2.1.4.2 Meteorologické cíle ......................................................................... 29 2.1.5
Kvantitativní odhady srážek .................................................................. 32
2.1.6
Polarimetrická radarová měření ............................................................. 36
2.2 Různé přístupy ke klasifikaci radarových odrazů .............................................. 39 2.2.1
Horizontální struktura echa .................................................................... 39
2.2.2
Analýza objemových dat ....................................................................... 42
3. PRAKTICKÁ ČÁST .................................................................................................. 52 3.1 Data ........................................................................................................................ 52 3.2 Podmínky klasifikace ............................................................................................ 53 3.3 Klasifikace ............................................................................................................. 55 3.3.1
Konvektivní a nekonvektivní části echa ................................................ 55
3.3.1.1 Průměrné vertikální profily odrazivosti ........................................... 70 3.3.1.2 Rozdíl vůči úrovni maxima ve vertikálním profilu.......................... 72 3.3.1.3 Rozdíl výšek nulové izotermy a maxima odrazivosti ...................... 77 3.3.1.4 Kratší časová okna ........................................................................... 81 3.3.2
Klasifikace echa a detekce blesků ......................................................... 83
4. SHRNUTÍ VÝSLEDKŮ A ZÁVĚR .......................................................................... 87 5. SEZNAM POUŽITÉ LITERATURY....................................................................... 91 6. SEZNAM PŘÍLOH .................................................................................................... 96
1. ÚVOD Předložená diplomová práce navazuje na výsledky zjištěné v bakalářské práci, v níž byla především ověřována platnost limitní hodnoty radiolokační odrazivosti pro klasifikaci dané části radiolokačního echa jako konvektivní, a to pro dvourozměrné pole maximálních odrazivostí. Teoretická část práce je věnována historii radarových měření v meteorologii, zejména v Československu a České republice, dále je popsána současná podoba radarové sítě využívané Českým hydrometeorologickým ústavem a tzv. skenovací strategie radarového měření. Značná část textu seznamuje čtenáře se základy fyzikální podstaty radarových měření a odvození radarové rovnice. Dále následuje část věnovaná Dopplerovským radiolokátorům a jejich využití, charakteristika různých typů cílů zaznamenávaných na snímcích meteorologických radiolokátorů a část zabývající se kvantitativními odhady srážek pomocí dat radarových a pozemních srážkoměrných měření. Současný vývoj radarové techniky směřuje k častějšímu operativnímu využívání polarimetrických radiolokátorů. Je zde popsán princip jejich měření a měřené veličiny, pomocí kterých lze usuzovat na skupenství a charakter srážkových částic. Součástí je také rešeršní část, v níž jsou shrnuty postupy využívané různými autory při klasifikaci částí echa s využitím dat jak dvourozměrných, tak i dat objemových. Hlavním úkolem této diplomové práce je klasifikace objemových radarových dat na části konvektivní a stratiformní (či možná lépe řečeno nekonvektivní) a následné vzájemné porovnání určitých charakteristik radiolokačního echa. K provedení klasifikace byla využita objemová data (data radiolokačních odrazivostí jsou uložena na celkem 27 výškových tzv. CAPPI hladinách) pořízená meteorologickým radiolokátorem Skalky v období od 23. 7. 2010 do 18. 8. 2010. Vzhledem k vazbě na srážky je klasifikace prováděna na nízké referenční hladině CAPPI020, tedy ve výšce 2 km nad hladinou moře. V bakalářské práci (CALETKA, 2011) bylo ověřeno, že jako vhodná prahová hodnota pro vymezování konvektivních částí radioecha se jeví 40 dBZ (viz STEINER et al., 1995). Proto také zde byla tato hodnota stanovena jako limitní. Pro zpracování velkého množství 10
dat bylo využito programovacího jazyka C, v němž byl vytvořen skript umožňující efektivní (byť s jistým omezením) hromadné zpracování dat a změnu daných parametrů, sloužící pro klasifikaci obou kategorií radiolokačního echa (viz úvod praktické části). Kromě samotné klasifikace bylo rovněž zjišťováno, jaký je rozdíl výšek mezi CAPPI
hladinou
s maximální
průměrnou
hodnotou
radiolokační
odrazivosti
a
odhadovanou výškou nulové izotermy, kterou je možné považovat za určující pro výskyt vrstvy zesílené odrazivosti v zóně tání (dále bude používán termín bright band). Odhad výšky nulové izotermy byl proveden pomocí interpolace dat aerologických měření. Rovněž je testováno (pouze manuálně) na několika případech, jaký je vztah mezi konvektivními částmi radiolokačního echa na hladině CAPPI020 a polohou zaznamenaných blesků. V samotném závěru práce následuje diskuse výsledků získaných při výpočtech, jejich vzájemné srovnání s odkazy na příslušné kapitoly, resp. na dané grafické a tabelární výstupy. Programovací kódy a dílčí výpočty ve formě textových či excelovských souborů jsou k dispozici v elektronické příloze (CD). Stejně tak i některé grafy, zejména ty, které jsou v práci pouze ve zmenšené podobě z důvodů přehlednosti a snadnější porovnatelnosti.
11
2. TEORETICKÁ ČÁST
2.1 Meteorologické radary Radarová technika hraje nezastupitelnou roli mezi zdroji meteorologických dat. Výstupy radarových měření jsou již vnímány jako naprostá samozřejmost. Jejich výhodou je bezesporu možnost sledovat vývoj srážkového pole a srážkově významné oblačnosti na velké ploše a v takřka reálném čase. Díky radarovým datům je možné odhadovat srážkové úhrny, a to při prostorovém rozlišení až 1 km x 1 km. Výstupy z měření radarů slouží rovněž pro analýzu konkrétní situace a vytváření velmi krátkodobých předpovědí v horizontu několika následujících hodin, které se označují jako tzv. nowcasting. Tyto předpovědi jsou významné zejména v souvislosti s vydáváním výstrah před nebezpečnými jevy, jako jsou silné bouřky spojené s nebezpečnými doprovodnými jevy.
Historie a současnost
2.1.1
Historie využívání radarů v meteorologii sahá do konce druhé poloviny 20. století. Od té doby radarová technika prodělala velký vývoj a také dnes jsme svědky dalšího vývoje, díky kterému bude možné dále rozvíjet možnosti zpracování radarových dat a dále je využívat pro určování různých charakteristik. Následující řádky jsou stručným přehledem historického vývoje radarové techniky v meteorologii. Pozornost je věnována zejména
uvedení
radiolokátorů v bývalém
Československu a
současné
podobě
meteorologické radarové sítě v České republice. K sestrojení prvního pulzního radiolokátoru po řadě experimentů a studiu elektromagnetického vlnění došlo v r. 1935. Jeho autorem byl Brit Robert Watson-Watt. Jeho využitím měla být detekce letadel. Ke značnému rozvoji pochopitelně došlo v průběhu druhé světové války, kdy se radary staly nedílnou součástí vojenské techniky, a po ní. Zvláštností byl místy se vyskytující šum na snímcích leteckých radarů. Později se ukázalo, že se jedná o konvektivní oblačnost, resp. frontální systémy. Zajímavou skutečností byla předchozí snaha o odstranění tohoto „šumu“. Teprve, když byl vysvětlen, objevila se myšlenka využití radarů také pro meteorologické účely. Poprvé byla meteorologická radarová detekce uskutečněna v r. 1941. ve Velké Británii. Ale první
12
dochovaný snímek byl pořízen ve Spojených státech v r. 1943, kde byl také o šest let později konečně sestrojen první čistě meteorologický radar. V Československu se o využití radarů pro meteorologické účely začalo uvažovat až koncem 50. let. A teprve o desetiletí později byl u nás vyvinut první meteorologický radar TESLA RM-1, který byl umístěn na Milešovce v letech 1967-1978. Využití tohoto radaru bylo značně omezené z důvodu nízké citlivosti. Zaznamenávána byla pouze výraznější bouřková oblačnost a studené fronty. Dalším radarem byl TESLA RM-2. Ten byl nainstalován v Praze Libuši v r. 1969 a uveden do provozu o dva roky později. V letech 1976-1978 byla na témže místě vybudována šedesátimetrová věž, protože v důsledku budování panelového sídliště docházelo k zastínění radarového paprsku. Věž byla osazena radarem MRL-2 vyrobeným v Sovětském svazu, který umožňoval detekci cílů až do vzdálenosti 300 km. Tento radar byl pak v r. 1989 nahrazen radiolokátorem MRL-5 (KRŠKA a ŠAMAJ, 2004).
Obr. 1 Přehledné znázornění maximálního dosahu radarů sítě CZRAD pro detekci meteorologických cílů (vyjádřeno kružnicemi) a pro určení intenzity srážek do 1500 m nad povrchem (vyjádřeno polygony), (převzato z internetových stránek ČHMÚ: http://www.chmi.cz/files/portal/docs/meteo/rad/info_czrad/index.html).
13
Dnešní Česká meteorologická radarová síť CZRAD je tvořena dvěma dopplerovskými radary, a to v Brdech (vrchol Praha) a na Drahanské vrchovině (Skalky). Jejich podrobnější technické parametry jsou k nalezení otevřením odkazu uvedeného pod Obr. 1, na němž je znázorněn dosah obou radarů a tím i plocha celé radarové sítě.
Obr. 2 Graf znázorňující závislost výšky radarových paprsků na jednotlivých elevacích v závislosti na vzdálenosti od radaru spolu s vyjádřením jejich šířky (šedou barvou). Převzato z disertační práce (ŠÁLEK, 2011) dle Mgr. Petra Nováka, Ph. D.
Operativní měření radarů sítě CZRAD zahrnuje 15-20 otáček antény v azimutu s proměnlivou elevací, kterých je celkem 12, a to shora. Nejnižší elevace jsou měřeny nejpozději s ohledem na skutečnost, že právě v nejnižších hladinách jsou zaznamenávány srážky padající na zemský povrch, a tudíž je aktuálnost těchto dat prioritní. Navíc spodní hladiny vykazují značnou proměnlivost. Jedno objemové měření trvá 5 minut včetně časové rezervy. Z objemových radarových měření jsou generovány různé produkty. Mezi nimi je důležitý zmínit především PPI (z angl. Plane Position Indicator), což je radarové zobrazení radiolokační odrazivosti při konstantním elevačním úhlu, a dále pak CAPPI (z angl. Constant Altitude Plane Position Indicator), tedy radarové zobrazení odrazivostí
14
v konstantní nadmořské výšce. V síti ČHMÚ se jedná o výšky 1 až 14 km s vertikálním krokem 0,5 km. Radarová síť ČHMÚ je zapojena do mezinárodního projektu OPERA (Operational Programme for the Exchange of weather Radar information). Cílem projektu je vytvoření evropské platformy, v níž budou sjednoceny jednotlivé národní instituce a bude tak zde možné vytvářet celoevropský radarový kompozit vysoké kvality, dále například vyměňovat, shromažďovat a dále poskytovat kompatibilní data atd. Více informací je možné naleznout na stránkách EUMETNET a OPERA.
2.1.2
Princip funkce radaru Radar je zařízení, jehož název je akronymem z angl. RAdio Detection And Ranging
a které slouží k dálkové detekci a identifikaci objektů pomocí velmi krátkých elektromagnetických pulzů, jejichž vlnová délka se pohybuje obvykle v řádech centimetrů, nicméně uvádí se také rozsah od 5 mm až do 1 m (BEDNÁŘ et al., 1993). Elektromagnetické vlny jsou vlastně elektromagnetická pole šířící se prostorem a interagující během svého šíření s hmotou, což způsobuje rozptyl, difrakci a refrakci (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993). Meteorologický umožňuje zjišťování okamžitého rozložení intenzit atmosférických srážek a výskyt jevů spjatých s oblačností na velké ploše v řádech desítek tisíc km2 (ČHMÚ, 2002). Meteorologický radar tvoří tři klíčové části: vysílač, anténa a přijímač. Vysílač slouží ke generování vysokoenergetických pulzů v mikrovlnné části elektromagnetického zařízení, které jsou anténou formovány do úzkého kužele. Ihned po vyslání pulzu dochází k přepnutí radaru do přijímacího módu. Pokud vyslaný pulz narazí na nějakou překážku, zejména oblačnou či srážkovou částici, dojde k odrazu části elektromagnetické energie zpět k anténě. Zároveň dochází k pohlcení i rozptýlení části této energie odrážejícími částicemi. Signál zaznamenaný anténou, v době, kdy je radar již přepnut do přijímacího módu, je převeden k přijímači, který detekuje a zesiluje zaznamenaný signál. Přijímač určuje velikost zaznamenaného signálu. Ta je úměrná velikosti odrazivosti Z (ŠÁLEK et al., 2004). Analogový signál zaznamenaný přijímačem je digitalizován a je zpracován
15
softwarem. Teprve pak se výsledná radarová informace dostává ke koncovému uživateli (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007).
2.1.2.1
Šíření radarového pulzu Radarový pulz se šíří atmosférou rychlostí, již můžeme považovat za rychlost světla
c. Mezi vysláním pulzu a přijetím odrazu měříme čas t, kterým je určena vzdálenost r cíle od antény radaru. Je však nutné zohlednit skutečnost, že pulz překonává stejnou vzdálenost od antény k cíli a zpět.
.
Přesnou polohu cíle je možno určit na základě určené vzdálenosti a daného azimutu a elevaci radarové antény, které již byly zmíněny výše. Doba, která uplyne mezi vysláním dvou pulzů po sobě následujících, se značí Ts. Převrácená hodnota Ts je opakovací frekvence fr. Hodnota opakovací frekvence je většinou nastavitelná a určuje maximální dosah radaru rmax. To je velmi důležité, neboť jednoznačné určení vzdálenosti mezi cílem a radarem vyžaduje, aby se rozptýlené záření vrátilo k radaru před vysláním následujícího pulzu. Dosazením do rovnice (1) získáváme hodnotu
,
která se pohybuje mezi 100 a 300 km (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007), případně 100 a 200 km (ČHMÚ, 2002). Dráha, po níž se šíří elektromagnetické vlny je dána vertikálním profilem indexu lomu. Tato veličina, která je úměrná hustotě molekul a jejich polarizaci, závisí na tlaku, teplotě a zejména pak na vlhkosti vzduchu (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993). Podmínky v atmosféře jsou samozřejmě velmi proměnlivé. Přesto je možné je zobecnit a zavést tzv. standardní atmosféru, v níž se radarový paprsek postupně zakřivuje k zemskému povrchu, přičemž křivost trajektorie paprsku je menší ve srovnání se zemským povrchem. Aby bylo možné zakřivení lépe kvantifikovat, zavádí se tzv. efektivní poloměr Země Re, pro který platí 16
,
kde Rz je poloměr Země. Efektivní poloměr Země je vlastně myšlený poloměr Země, při němž by se vlivem zakřivení v atmosféře radarové parsky jevily jako rovnoběžné s povrchem myšlené Země o poloměru 8500 km (ŠÁLEK et al., 2004). Nárůst výšky h paprsku nad zemským povrchem s rostoucí vzdáleností od radaru není rovnoměrný, nicméně je možné jej vyjádřit jako
,
kde úhel α je elevační úhel antény radaru a h0 je nadmořská výška antény radaru. Vztah (4) je možné pro vysvětlení toho, jak se jednotlivé faktory podílejí na nárůstu výšky paprsku, rozdělit na tři části. První člen zleva vyjadřuje nárůst výšky s rostoucí vzdáleností při dané elevaci antény. Druhý člen charakterizuje nárůst výšky paprsku v souvislosti se zakřivením zemského povrchu a největší význam má tento člen při měřeních na nízkých elevacích. Třetí člen jistě není potřeba dále komentovat. V případě podmínek jiných, než jaké jsou typické pro standardní atmosféru, dochází ke změnám v šíření radarového paprsku. Hovoří se o tzv. anomálním šíření ANAPROP (z angl. anomalous propagation). Je-li gradient refraktivity oproti standardní atmosféře menší, šíří se paprsek ve větší výšce, či je zakřiven nahoru. Nastává tzv. subrefrakce. Naopak, vyskytne-li se přízemní inverze doprovázená prudkým poklesem vlhkosti s výškou, nastává tzv. superrefrakce. V této situaci je křivost radarového paprsku výrazně větší a v určité vzdálenosti od radaru se puls dostane až k zemskému povrchu, od něhož se odrazí a anténa radaru pak zaznamenává falešné echo (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Zároveň tím dochází ke ztrátě části nebo veškeré energie radarového paprsku a tím se výrazně podceňují hodnoty srážkových úhrnů při výpočtech kvantitativních odhadů srážek. Superrefrakce má tedy významnější vliv při kvantitativních odhadech srážek s radarových měření (ŠÁLEK et al., 2004). Superfrakce se však málokdy vyskytuje během srážek, takže superfrakce má dopad na kvantitativní odhady srážek spíše teoreticky, v praxi méně (ústně ŠÁLEK). V atmosféře se samozřejmě vyskytují i menší fluktuace teploty vzduchu, vlhkosti i tlaku, které zapříčiňují v malých dimenzích proměnlivost indexu lomu (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993). 17
Stejně jako výška radarového paprsku je jeho charakteristikou i šířka parsku. Její velikost je obvykle vyjádřena jako úhlová vzdálenost bodů, v nichž vyzářený výkon klesne na polovinu oproti maximu. Podle parametrů použité antény může být šířka paprsku ve vertikálním a horizontálním směru různá. Avšak nejčastěji používaná parabolická anténa vytváří paprsek se shodnými šířkami v obou směrech (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Při šíření paprsku dochází s rostoucí vzdáleností k rozšiřování paprsku, což současně se zvětšování jeho výšky představuje jednu z nejvýznamnějších systematických chyb při radarových odhadech srážek. Ve větších vzdálenostech (většinou nad 100 km) dochází ke značnému podhodnocení srážek (ŠÁLEK et al., 2004).
2.1.2.2
Radarová rovnice a radiolokační odrazivost Závislost mezi výkonem signálu přijatého anténou a radiolokační odrazivostí cíle
(bodového či objemového) vyjadřuje tzv. radarová rovnice. Radarová rovnice vychází z fyzikálních charakteristik cíle, podmínek šíření signálu atmosférou i technických parametrů radaru. V případě izotropního vyzařování radaru, tedy záření s intenzitou stejnou bez ohledu na směr, by množství energie zachycené bodovým cílem v jisté vzdálenosti r od radaru bylo přímo úměrné ploše bodového cíle a nepřímo úměrné (kulové) ploše, do níž by se tato energie „rozložila.“ Radar však usměrňuje, resp. soustřeďuje energii do určitého směru, což vyjadřuje bezrozměrné číslo G, tzv. zisk antény. Předpokládá se, že cíl, jenž zachytí výkon Pt vyslaný radarem, leží v ose paprsku. Pro směrovou anténu je efektivní plocha zpětného rozptylu definována vztahem
. Je
zřejmé, že efektivní plocha zpětného rozptylu není rovna skutečné ploše vyzařujícího cíle.
V uvedeném vztahu Pr představuje výkon zachycený anténou a λ je vlnová délka záření. Meteorologické radary detekují tzv. objemové cíle, v nichž se vyskytuje velké množství rozptylujících částic. Objem, který zahrnuje radarem současně ozářené částice, od kterých radar přijme signál rozptýlený zpět, je vymezen šířkou radarového paprsku a poloviční délkou pulzu. Symboly θ a Φ jsou horizontální a vertikální šířka pulzu
18
vymezené, jak již bylo řečeno, poklesem výkonu signálu na polovinu. τ je délka pulzu. Velikost objemu je dána vztahem
Následně zavedeme pojem efektivního rozptylu σ, Je to myšlená plocha izotropně vyzařujícího cíle, jež by musel mít, aby přijímač radaru přijal stejně velký výkon, jako od skutečného cíle. Efektivní plocha objemového cíle je součtem efektivních ploch zpětného rozptylu jednotlivých částic. Za předpokladu homogenního rozložení částic a úplného zaplnění vymezeného objemu těmito částicemi je efektivní plocha zpětného rozptylu vyjádřena vztahem
V němž 1V představuje jednotkový objem. Dosazením vztahu (6) do (7) a poté do (5) vzniká následující podoba radarové rovnice
jež však uvažuje zisk antény stejný v celém objemu. Za předpokladu gaussovského tvaru rozložení energie v paprsku a následným provedením prostorové integrace získává vztah (8) tvar
což je obecný tvar radarové rovnice pro objemové cíle. U meteorologických cílů jsou splněny podmínky Rayleighova rozptylu, kdy částice mají sférický tvar a pro jejich průměr platí
. Nyní je efektivní plocha zpětného
rozptylu meteorologického cíle vyjádřena výrazem 19
.
V uvedeném vztahu vystupuje K jako dielektrická konstanta, pro kterou platí
kde m = n - ik je komplexní index lomu, n je index lomu a k absorpční index. Po vyčíslení má vztah (11) hodnotu 0,93 pro vodu a 0,197 pro led. Dosazením vztahu (11) do (9) je získán tvar radarové rovnice
Nyní je na místě zavedení radiolokační odrazivosti Z. Tato významná veličina je dána vztahem
v němž N(D) je spektrum velikosti části. Ke vztahu (13) je možné ještě dodat, že neurčitý integrál může být nahrazen integrálem určitým s ohledem na skutečnost, že schopnost částic udržet se v atmosféře klesá s jejich rostoucí velikostí. Základní jednotkou radiolokační odrazivosti je [mm6 . m-3] (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Definici
radiolokační
odrazivosti
nabízí
například
citace
z publikace
Meteorologický slovník výkladový & terminologický: „odrazivost meteorologického cíle radiolokační – veličina, která charakterizuje odrazové vlastnosti jednotkového objemu meteorologického cíle a závisí zejm. na spektr. rozložení velikostí částic, na jejich počtu, na tvaru částic v objemu met. cíle, na fyz. stavu hydrometeorů apod.“ (cit. BEDNÁŘ et al., 1993, s. 204)
20
Finální podoba radarové rovnice pro meteorologické cíle je po provedených úpravách
Vztah (14) je možné rozdělit na tři dílčí výrazy. První zlomek na pravé straně výrazu je konstanta. Prostřední člen je vyjádřením technických parametrů radaru. A konečně poslední člen v závorce charakterizuje cíl. Protože během radarových měření není možné automaticky rozeznat, jestli k rozptylu došlo na kapkách vody či krystalcích ledu, případně zda se vyskytují obě fáze, je dielektrické konstantě vždy přidělena hodnota pro vodu. Nyní je již možné vztah (14) výrazně zjednodušit do podoby
jež je platná za předpokladu, že jsou splněny následující podmínky: a) podmínky Rayleighova rozptylu (viz výše), b) absorpce energie na trase mezi anténou a cílem může být zanedbána, c) lze zanedbat vliv zemského povrchu na tvar vyzářeného radarového paprsku, d) průřez tohoto paprsku je zcela vyplněn částicemi cíle. (BEDNÁŘ et al., 1993) Člen ΠM je radarová konstanta, rovněž někdy nazývaná meteorologický potenciál radaru. Ta je charakteristikou technických parametrů radaru, jež jsou pochopitelně konstantní pro konkrétní měření radaru. To je ostatně zřejmé z výše uvedených vztahů, neboť pro ΠM platí
Kromě již zmíněné jednotky radiolokační odrazivosti se nejčastěji využívá logaritmické vyjádření radiolokační odrazivosti 10log Z, jehož jednotkou je [dBZ]. Radarová rovnice pak může být vyjádřena jako
21
Toto vyjádření radarové rovnice je praktické, protože umožňuje využít k výpočtu radiolokační odrazivosti Z cíle, jenž byl detekován v jisté vzdálenosti r od radaru a jenž rozptýlil zpět výkon
, a s ohledem na to, že logaritmické vyjádření odrazivosti má
výrazně užší obor hodnot. Předchozí způsob vyjádření totiž nabývá hodnot v sedmi řádech (ŠÁLEK et al., 2004). Již několikrát bylo řečeno, že uvedená radarová rovnice je použitelná při dodržení podmínek platnosti Rayleighova rozptylu. Je však nasnadě, že v atmosféře se vyskytují i částice s rozměry většími než je vlnová délka záření vyslaného radarem. Jedná se o velké vodní kapky, nesférické a velké ledové krystaly. Radiolokační odrazivost Z je proto nahrazována tzv. efektivní radiolokační odrazivostí Ze. Jedná se o sumu šestých mocnin průměrů sférických vodních kapek, jež by rozptýlily zpět stejné množství energie, jako je hodnota výkonu měřeného radarem (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007, ŠÁLEK et al., 2004). Paprsek šířící se atmosférou pochopitelně podléhá útlumu, jehož míra je charakterizována Beerovým (resp. Lambertovým) zákonem (BEDNÁŘ et al., 1993). Tento zákon má tvar
V uvedené rovnici člen
představuje zeslabení paprsku, který měl původní výkon
a
pohyboval se na dráze o délce dr. Člen k představuje koeficient útlumu a konstanta 2 značí, že paprsek se vždy šíří po dané dráze v obou směrech. Koeficient útlumu závisí na vlnové délce. Celkový útlum na dráze r je dán vztahem, jenž vznikne integrací vztahu (18), tedy
V rovnici (19) vystupuje člen
, což je teoretický přijatý výkon, kdyby v atmosféře
vůbec nedocházelo k útlumu.
22
Obr. 3 Závislost hodnoty specifického útlumu na intenzitě srážek za předpokladu rozdělení velikostí srážek podle autorů (LAW and PARSON, 1943). Zohledněna oprava podle teploty C(T). Odrazivost Z=10 log (400R1,4). Převzato z publikace (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993). Koeficient útlumu k zahrnuje dílčí útlum v plynech kg, oblačnosti kc a srážkách kp. Hodnota kg v atmosféře činí pro λ > 3 cm asi 0,008 dB.km-1. Nesrážkové oblačné částice se podílí na útlumu mnohem více než atmosférické plyny, a to v rozsahu od 0,008 do 0,1 dB.km-1. Pokud je ale vlnová délka větší nebo rovna 5 cm, je útlum nepatrný. Nejvýrazněji se na útlumu podílejí srážkové částice. Velikost útlumu závisí na intenzitě srážek IR. Je-li intenzita srážek vysoká, může dojít k výraznému utlumení, případně úplnému zastínění, srážek ve větší vzdálenosti od radaru (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Koeficient útlumu narůstá téměř lineárně s intenzitou srážek v případě λ = 10 cm. Při λ = 3 cm roste s intenzitou srážek I1,31 (ŠÁLEK et al., 2004). Podrobnější informace o útlumu radarového signálu v atmosféře nebí například práce (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993).
23
2.1.3
Dopplerovské radiolokátory Dopplerovské radiolokátory se vyznačují tím, že jsou schopné měřit změnu fáze
navracejícího se signálu, resp. změnu jeho frekvence. Díky znalosti změny hodnot uvedených veličin je možné určit rovněž (nenulovou) hodnotu radiální rychlosti cílů radiolokátory zaznamenaných. Je-li vlnová délka záření radaru λ a cíl se nachází ve vzdálenosti r od radaru, pak je možné vyjádřit vyslanou elektromagnetickou vlnu tvarem
,
(20)
v němž At je amplituda elektromagnetické vlny, t je čas a ω0 je úhlová frekvence, pro niž platí
.
(21)
Signál rozptýlený zpět, přijatý anténou radaru, má po převedení na napětí tvar
,
(22)
přičemž a je amplituda, φ(t) představuje fázi přijímaného signálu. Tuto fázi vyjadřuje vztah
,
(23)
kde r(t) znamená okamžitou vzdálenost detekovaného cíle v daném čase t. Jestliže se cíl pohybuje vzhledem k radaru radiální rychlostí vr, a to ve směru paprsku radaru, pak je možné změnu fáze zapsat jako
,
(24)
Časová změna fáze signálu rozptýleného od cíle je rovna úhlové frekvenci ωd, tedy
24
.
(25)
Následně je možné vyjádřit velikost posunu frekvence fd
,
(26)
jehož hodnota je záporná v situaci, kdy se cíl pohybuje směrem od radaru (vr > 0), či naopak kladná při pohybu cíle směrem k radaru (vr < 0). Zatímco hodnota posunu frekvence fd při měřeních meteorologických radarů se pohybuje v řádech stovek Hz, vysílací frekvence je v řádech GHz. Vzhledem k tomuto velkému rozdílu není možno přímo měřit posun frekvence. Fáze přijatého signálu je porovnávána s fází původně vyslaného (referenčního) signálu. Ta je totiž ukládána do tzv. koherentního oscilátoru. Za normálních podmínek je změna fáze za dobu jednoho pulsu velmi malá. Z toho důvodu se ω0 určuje ze dvou po sobě následujících měření pulsů n - 1 a n.
2.1.3.1
Dopplerovské dilema Změna fáze signálu radaru se počítá z diskrétních hodnot dle opakovací frekvence
fr, což může působit určité problémy. Dojde-li k situaci, kdy pohybující se radarový cíl urazí mezi dvěma po sobě následujícími pulsy vzdálenost odpovídající jedné polovině vlnové délky λ, na níž radar operuje, bude hodnota fázového posunu činit π rad. Stejná hodnota změny fáze by byla zaznamenána rovněž v případě, že by se cíl pohyboval toutéž rychlostí směrem k radaru. Jestliže cíl urazí za dobu dvou po sobě jdoucích pulsů dráhu odpovídající velikosti vlnové délky λ, pak je fázová změna vyhodnocena jako nulová, a tedy cíl bude považován za stacionární. Vzniklá situace se označuje termínem „aliasing“, případně „několikanásobný aliasing“, který nastává při vysokých rychlostech. Meteorologický radar je schopen jednoznačně určit maximální rychlost odpovídající hodnotě fázového posunu π rad. Hovoří se o tzv. Nyquistově rychlosti vdmax, resp. v případě nejvyšší jednoznačně měřitelné frekvence o Nyquistově frekvenci fdmax. Pro uvedené veličiny platí 25
,
(27)
,
(28)
z čehož plyne, že Nyquistova rychlost může být psána ve tvaru
.
(29)
Zaznamenávání rychlostí vyšších je možné při zvětšení vlnové délky či zvýšení opakovací frekvence. To však s sebou přináší nepříjemnost v podobě snížení maximální jednoznačně změřitelné vzdálenosti rmax. Jestliže platí (1), pro navrácení paprsku k radaru ještě před vysláním nového signálu musí být v platnosti vztah (2). Je zřejmé, že v případě odrazu ze vzdálenosti r > rmax určí radar tento jako odraz nově vyslaného paprsku ve zdánlivé vzdálenosti r - rmax. Tento projev se označuje jako „second trip echo“. Aby mohl být maximální dosah radaru zvýšen, je nutné snížit opakovací frekvenci. Tímto se na druhé straně snižuje již zmiňovaná maximální jednoznačně určitelná rychlost. Nastává tedy dopplerovské dilema, jehož matematické vyjádření je dáno sloučením vztahů (29) a (2)
.
(30)
Odstranění aliasingu z radarových měření se provádí díky využití různých algoritmů, které uvádí např. práce (DOVIAK, ZRNIČ, 1993, JING, WIENER, 1993). Ke zvýšení maximální jednoznačně určitelné rychlosti je pak možné využít střídání opakovacích frekvencí.
26
Obr..4 Znázornění dopplerovského dilematu – vztahu mezi rmax, vdmax pro vlnové délky obvykle užívané u meteorologických radiolokátorů. (převzato z internetové stránky: http://old.chmi.cz/meteo/rad/pub/sem_dop/uvo/uvo_21.html, 24.2.2013)
2.1.3.2
Vertikální profily větru Dopplerovské radiolokátory umožňují měřit pole větru. Ideálně s využitím
simultánních měření tří různých radarů v určité vzdálenosti (uvádí se v praxi 60-80 km), avšak většinou jsou dostupná data pouze z jednoho radaru. Proto je nutné uvažovat jistá zjednodušení týkající se pole větru (web ČHMÚ, 1998). Nejjednodušším je předpoklad horizontálně homogenního pole větru, kdy kruhovým měřením na dané konstantní elevaci jsou získány hodnoty radiálních rychlostí, jejichž průběh je v závislosti na azimutu sinusový. Lze vypočítat horizontální i vertikální složky proudění. Vertikální profil větru je získáván na základě výpočtů prováděných na dané elevaci v různých vzdálenostech od radaru (tedy v různých nadmořských výškách). Uvedený přístup se označuje jako metoda VAD (Velocity-Azimuth Display), (web ČHMÚ, 1998). Další, komplexnější, metodou pro analýzu pole větru je metoda VVP (Volume Velocity Processing). Ta využívá měření na více elevacích. Díky tomu lze vypočítat vertikální gradienty parametrů pole větru. Další přístupy modifikující či rozšiřující výše uvedené jsou k nalezení například v publikaci (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993).
27
2.1.4
Cíle na radarových snímcích Obecně je možné pro meteorologické účely rozdělit cíle detekované při radarových
měřeních na meteorologické cíle a cíle ostatní, resp. nemeteorologické. Obě skupiny se charakterem radarového echa od sebe navzájem odlišují. Charakter zaznamenaných cílů je posuzován zejména v prostorovém rozložení radiolokační odrazivosti. V meteorologické předpovědní praxi je obvykle užíváno tzv. kvazi-trojrozměrné zobrazení maximálních odrazivostí (MAX Z 3D), v němž se vertikálně promítají maxima odrazivostí do horizontální roviny s dvěma bočními projekcemi ve směru sever-jih a východ-západ. (ČHMÚ, 2002). Většinou se zobrazuje animace polí za poslední jednu či dvě hodiny, aby se při interpretaci radarového echa mohlo vycházet ze znalosti časového vývoje. (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007)
2.1.4.1
Nemeteorologické cíle Nemeteorologické cíle se na radarových snímcích objevují poměrně často. Aby
nedocházelo k nesprávné interpretaci radarového echa, je důležité tyto identifikovat a eliminovat. Obvyklým případem jsou pozemní odrazy buď od bočních laloků v blízkosti radaru či od hlavního laloku při měření na nízkých elevacích, a to za situace, kdy se mikrovlny v atmosféře šíří anomálně (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). K tomu dochází při superfrakci spojené s inverzí teploty vzduchu a zřetelném poklesu vlhkosti s výškou (pro superfrakci je charakteristický denní chod, kdy ke zvětšení rozsahu dochází během noci a k ránu, ke zmenšení rozsahu naopak dochází při prohřívání přízemní vrstvy atmosféry během dopoledne (ČHMÚ, 2002).
Na snímcích se mohou tyto cíle projevovat jako
jednotlivé pixely s vyšší odrazivostí či menší nesouvislé oblasti a vyznačují se vysokou časovou proměnlivostí s možností rychlého objevení a zmizení. Dalším charakteristickým znakem je velká časová proměnlivost vzhledem k velmi ostrým okrajům výrazných pozemních cílů. Ke zvětšení rozsahu a odrazivosti těchto cílů může dojít po srážkách z důvodu navlhčení terénu. (ČHMÚ, 2002). Problém mohou představovat také odrazy od hladiny velkých vodních ploch, které při rozvlnění nevykazují radiální rychlost blízkou nule. Podobná situace může nastat v případě rozhoupání vrcholových částí stromů především na horských hřebenech (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Mezi další nemeteorologické cíly patří echa, kdy radar zaznamená část energie jiného vysílače, který operuje na stejné nebo blízké frekvenci. Pokud se jedná o vysílač 28
stacionární, má jím způsobená část echa podobu úzkého, ostře ohraničeného, radiálního paprsku. Zdrojem takového rušivého záření jsou zejména vysílače internetového připojení (ČHMÚ, 2002). K odstranění těchto zaznamenaných cílů slouží určitý k tomu určený algoritmus, avšak za cenu značné degradace nebo úplné ztráty informace o radioechu v dané výseči (ŠÁLEK, 2011). Přirozeným zdrojem rušivě působícího záření je také Slunce. Část energie totiž vyzařuje ve frekvenčním pásmu, jež používají meteorologické radary. V porovnání s předchozím je však sluneční záření pouze slabé a vyskytuje se pouze v době, kdy je slunce nízko nad obzorem. Dále se mohou na snímcích objevit odrazy od letadel jako izolované body ve větších výškách. Jiné zdánlivé odrazy mohou být způsobeny vlastním šumem radaru. Mohou mít podobu izolovaných pixelů s malou odrazivostí, případně mohou být soustředěny do tvaru paprsku (ČHMÚ, 2002). Zachyceny mohou být rovněž rotující listy větrných elektráren či
hejna
ptáků, případně roje hmyzu. Neodfiltrované
či
neodfiltrovatelné nemeteorologické cíle mohou být odstraněny pomocí tzv. statistického filtru, který založen na porovnání daných snímků se snímky bez meteorologických cílů. Pozemní odrazy jsou eliminovány pomocí tzv. dopplerovských filtrů. Jimi vybavené radary zaznamenávají rovněž radiální rychlost. Odrazy, jejichž radiální rychlost je blízká nule, jsou z dalšího zpracování vyřazeny. U radarů, které nejsou vybaveny technologií umožňující dopplerovská měření se na základě více měření sestavují mapy pozemních odrazů, které pomáhají při identifikaci pozemních odrazů. Hovoří se o tzv. statistických filtrech, které slopuží k eliminaci neodstraněných či jinak neodstranitelných cílů (ŠÁLEK, 2011).
2.1.4.2
Meteorologické cíle Pro meteorologické cíle zcela obecně platí, že se jedná o struktury obvykle
rozsáhlejší a přesahující velikost jednoho pixelu, jejich tvar je kompaktnější a prostorové změny jsou plynulé. Změny v čase jsou mimo konvektivní jádra relativně malé. Většinou je u nich zřetelný pohyb a objevují se a mizí postupně. Základní rozdělení meteorologických cílů je na vrstevnaté a konvektivní. Cíle konvektivního charakteru jsou spojeny s vertikálními pohyby vzduchu s rychlostmi od 1 m.s-1 až v řádech desítek m.s-1 (ŠÁLEK et al., 2004). V prvé řadě jsou charakteristické existencí výrazných jader s vyšší odrazivostí, často s buněčnou strukturou, 29
a tedy vysokými horizontálními gradienty odrazivosti. Dalším typickým znakem je velmi výrazná časová proměnlivost, neboť doba života jednotlivých buněk se pohybuje v řádech desítek minut. Na bočních průmětech se zřetelně mění výška horní hranice. Na rozdíl od vrstevnaté oblačnosti se obvykle nevyskytuje pásmo zvýšené odrazivosti v okolí nulové izotermy - bright band. U nově vzniklých buněk se obvykle nachází jádro zvýšené odrazivosti v horní části a během vývoje buňky dochází k jeho poklesu. Dále je pro konvektivní cíle charakteristický výrazný denní chod. K rozvoji konvekce dochází náhle a vytváří se mnoho cílů. Poté dochází k pozvolnému rozpadu při stabilizaci zvrstvení atmosféry (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007).
Obr. 5 Ukázka konvektivních cílů zaznamenaných dne 4. 5. 2013 ve 20:00 při přechodu studené fronty přes území České republiky. Na bočních průmětech je patrný značný vertikální vývoj konvektivních buněk. (Převzato z prohlížeče aktuálních radarových dat ČHMÚ 6. 5. 2013).
30
Obr. 6 Ukázka vrstevnatých cílů zaznamenaných dne 3. 5. 2013 nad částí území České republiky. Na bočních průmětech je patrná vrstva zesílené odrazivosti vznikající v úrovni tání pevných částic. Nad Slovenskem se kromě vrstevnatých cílů objevují i konvektivní buňky. (Převzato z prohlížeče aktuálních radarových dat ČHMÚ 6. 5. 2013). Oproti předchozím je pro vrstevnaté cíle (stratiformní) typický jednotvárný plošný charakter, neboť vznikají pomalými výstupnými pohyby vzduchu na velké ploše (i tisíců km2).
Přitom
rychlost
těchto
pohybů
vzduchu
se
pohybuje
v řádech
cm.s-1
(ŠÁLEK et al., 2004). Časová proměnlivost je výrazně pomalejší, neboť doba existence stratiformních útvarů se obvykle pohybuje v řádech hodin. Vzhledem k pomalejšímu vývoji se nevyskytují vysoké hodnoty horizontálních gradientů odrazivosti. To však nemusí platit o vertikálních gradientech, což plyne z malé mocnosti srážkového pole (ŠÁLEK et al., 2004). Na bočním průmětu je patrné, že výška horní hranice oblačnosti je výrazně méně proměnlivá či takřka konstantní. Rovněž je na bočním průmětu často patrné pásmo zvýšené odrazivosti o mocnosti několika set metrů po úrovní nulové izotermy, tzv. bright band, způsobené změnou hodnoty dielektrické konstanty v důsledku tání padajících srážkových částic. Uvádí se, že ve vertikálním profilu je odrazivost vyšší o 6-15 dBZ
31
(ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Ledové částice obalené vodou se dle jistých měření vyskytují od 200 m nad úrovní nulové izotermy a až 500 m pod ní (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993).
2.1.5
Kvantitativní odhady srážek z radarových měření Jednou z velkých výhod meteorologických radarových měření, jak již bylo
uvedeno, je možnost kvantitativního odhadování srážek vzhledem k tomu, že poskytují data s vysokým horizontálním rozlišením, a to i přes jisté limitující skutečnosti (ŘEZÁČOVÁ, SOKOL, 2003). Kvantitativní odhad srážek z radarových měření obecně spočívá v převedení daného radarového produktu prostřednictvím Marshallova-Palmerova vztahu na intenzitu srážek a následné integraci převedených hodnot za dané časové období (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Součástí procesu kvantitativního odhadu srážek je nezbytná elektronická kalibrace a zajištění stability radaru. Kalibrace radaru slouží k zajištění toho, aby radiolokační odrazivost změřená radarem dle radarové rovnice výkonu přijatého signálu. Na vstup radarového přijímače se vysílají signály ze signálního generátoru, jejichž výkon je přesně známý (případně může být využito i záření Slunce se známou velikostí). Výstupní hodnoty naměřené radarem jsou sledovány a na základě porovnání dvou řad známých hodnot je sestavena kalibrační křivka (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Kromě kalibrace je nutné provést eliminaci nemeteorologických cílů, o nichž byla zmínka v předchozí části. Jedná se zejména o odrazy od pozemních objektů, letadel, ptáků či hmyzu, případně se může jednat i o pohybující se nemeteorologické cíle (např. se může jednat o rotující listy větrných elektráren či ve větru pohybující se stromy (ŠÁLEK, 2011). Pro kvantitativní odhad srážek je nutné využít co nejvhodnější radarový produkt. Dříve bylo využíváno výhradně pole maximálních odrazivostí, které je složeno z maximálních hodnot odrazivostí z vertikálních profilů přes všechny elevace (MAX Z). To však bylo spojeno s jistými problémy. Blízko radaru byly vlivem nedostatečné eliminace pozemních odrazů srážky nadhodnocovány. Nadhodnocení způsobovala také zvýšená odrazivost v úrovni vrstvy bright band. Naopak ve větších vzdálenostech od radaru a v horských oblastech jsou srážky podhodnocovány z důvodu toho, že radar neměří nejnižší vrstvy atmosféry. Jako vhodnější radarové produkty se později ukázaly ty, které poskytovaly odrazivost co nejblíže zemskému povrchu, přičemž tyto nesmí být ovlivňovány pozemními odrazy (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Díky modernizaci radarů 32
v rámci bylo možné vyvinout nové moderní radarové produkty odvozené ze základních objemových měření radarů. Například v práci (ZACHAROV, ŠÁLEK, NOVÁK, 2004) se uvádí čtyři typy dat, a to MAX2, MAX1, CAP2 a COR1. Rozdíl mezi nimi spočívá ve velikosti jednotlivých gridů, v kroku odrazivosti a způsobu výpočtu (pole maximálních hodnot je dáno nejvyššími hodnotami z vertikálních sloupců tvořených jednotlivými hladinami PPI, zatímco pole odrazivosti v konstantní výšce CAPPI se vypočítává interpolací ve vertikálním směru z hodnot dvou sousedních elevací objemového měření (ZACHAROV, ŠÁLEK, NOVÁK, 2004).
Obr. 7 Zvýrazněná úroveň 2 km nad hladinou moře na jednotlivých PPI hladinách radaru Skalky. Převzato z (ZACHAROV, ŠÁLEK, 2004).
Z rovnice (13) je zřejmé, že hodnota radiolokační odrazivosti Z je závislá na spektru velikosti srážkových částic. Spektrum velikostí srážkových částic bylo zkoumáno pomocí barevného filtračního papíru, a to pro korelaci s radarovými echy. Na základě těchto analýz byl stanoven vztah Marshallova-Palmerova rozložení velikosti kapek (MARSHALL and PALMER, 1948). Parametry exponenciálního rozložení velikostí srážkových částic odpovídající Marshallovu-Palmerovu rozložení jsou
33
Dosazením uvedeného vztahu do (13) vzniká po úpravě vztah
kde IR je hodnota intenzity srážek. Hodnoty získané pomocí tohoto vzorce jsou do značné míry shodné s empiricky získanými daty. Proto byl odvozen obecný tvar tzv. MarshallovaPalmerova vztahu
v němž a, b jsou bezrozměrné empiricky stanovené koeficienty, jejichž hodnoty se liší pro různé geografické oblasti a typy srážek. Například v Evropě (včetně České republice) se nejčastěji využívá hodnot a=200, b=1,6 odvozených pro srážky z vrstevnaté oblačnosti středních zeměpisných šířek (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007).
Obr. 8 Grafický přehled celkem šedesáti devíti Z-R vztahů dle Battana. Převzato z publikace Doviaka a Zrniće (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993).
34
V doméně radaru se často vyskytují různé typy srážek, pro něž uvedené hodnoty koeficientů neplatí. Dříve, zejména v 60. a 70. letech se v rámci snah o zlepšení kvantitativních odhadů ladily parametry vztahu (31). Ukazuje se však, že chyby způsobené využitím pouze jednoho vztahu jsou většinou relativně zanedbatelné ve srovnání s jinými nepřesnostmi kvantitativních odhadů srážek. Zejména se jedná o chyby způsobené výškou paprsku radaru nad povrchem, dále nerovnoměrným zaplněním snímaného objemu atmosférickými částicemi, přítomností různých fází hydrometeorů aj. (ŠÁLEK, 2011). Aby byl potlačen vliv „nesrážkové“ oblačnosti, je pro hodnoty odrazivosti menší než 7 dBZ intenzita srážek považována za nulovou. Naopak k zamezení nadhodnocení srážek vlivem krup je u odrazivostí převyšujících 55 dBZ stanovena hodnota intenzity srážek 99,85 mm/h. (ZACHAROV, ŠÁLEK, NOVÁK, 2004) Korekce radarových odhadů spočívá v přizpůsobení radarových srážkových odhadů údajům získaným z pozemních ze srážkoměrných měření. Ukazuje se totiž, že radarové odhady jsou ve srovnání s pozemními měřeními srážkových úhrnů méně přesné (WOOD et al., 2000). Korekce směřuje k tomu, aby na jedné straně radarový odhad kvantitativně odpovídal údajům ze srážkoměrů a na straně druhé zůstala zachována horizontální struktura pole radarového odhadu (ŘEZÁČOVÁ, SOKOL, 2003). Tyto metody hledají závislost mezi podílem R/G, kde R představuje radarový odhad a G je hodnota na „historických“ srážkoměrných měření, a veličinami jako je vzdálenost od radar rs, nadmořská výška hs či výška nejnižšího nezastíněného radarového paprsku hm. Zpracováním těchto hodnot pro srážkoměrné stanice jsou získány koeficienty rovnice vícenásobné regrese dále aplikované na radarové odhady srážek z objemových radarových měření, v nichž každý pixel má podle známých parametrů měření a dle digitálního modelu terénu danou každou ze zmíněných hodnot (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Kromě archivů srážkoměrných dat jsou rovněž porovnávány radarové odhady srážek s aktuálními údaji ze sítě srážkoměrných stanic. Tento přístup je považován za mnohem flexibilnější, protože je možné průběžně modifikovat parametry korekce na základě charakteru aktuálně dostupných dat. Rozlišuje se mezi tzv. adjustací (přizpůsobením) radarového odhadu a kombinací radarového odhadu s údaji ze srážkoměrných stanic (s využitím geostatistických metod). Obě metody je však možné navzájem kombinovat.
35
Adjustace je prováděna na základě vypočtení tzv. adjustačního koeficientu, který je dán podílem R/G. Veličina R je radarový odhad srážek náležící danému území a G je srážkový úhrn měřený srážkoměrem. Je tedy nezbytná dobrá dostupnost uspokojivého počtu údajů ze stanic měřících srážkové úhrny. Aby byly zohledněny změny srážkového pole, resp. radarového echa, mění se v čase hodnota adjustačního koeficientu, a to vypočítáváním jeho průměru za delší časové období či případně váhováním, kdy menší váha je přisuzována starším hodnotám R a G a vyšší novějším. Naproti tomu prostorová distribuce různých hodnot adjustačního koeficientu zohledněna povětšinou není. Přesto se ukazuje, že i zavedením jednotné hodnoty koeficientu pro celou doménu radaru se velikost chyby odhadu srážkového úhrnu výrazně snižuje (WOOD et al., 2000b). Jako nevýhodný se však tento přístup jeví v případech, kdy se vyskytnou intenzivní srážky spojené s konvekcí, které se oproti průměru výrazně odlišují (FULTON, 1999). Složitější formu adjustace představuje použití prostorově variabilního adjustačního koeficientu, jehož hodnota se stanovuje pomocí interpolace (WOOD et al., 2000b). Radarový odhad, již adjustovaný, je možné dále zpřesnit pomocí údajů ze srážkoměrné sítě (FULTON et al., 1998). Srážkoměrná data jsou lineárně interpolována a poté lineárně kombinována s adjustovaným radarovým odhadem. Při výpočtu se užívá váženého průměru pro měření. Váha klesá dle zvyšující se vzdálenosti od polohy srážkoměru. V České republice se provádí kvantitativní odhad srážek sloučením plošných odhadů srážek z meteorologických radarů radarové sítě ČHMÚ s dostupnými údaji ze srážkoměrů, přičemž plošný odhad z radarů je zpřesňován s využitím srážkoměrných měření prostřednictvím algoritmu regresního korigování. Více informací o metodě je k nalezení v práci (ŠÁLEK, 2010), či na internetových stránkách Hlásné a předpovědní povodňové služby ČHMÚ.
2.1.6
Polarimetrická radarová měření Záření vysílané radary je polarizované a většinou se jedná o polarizaci lineární
horizontální, neboť vykazuje mírně lepší citlivost než polarizace vertikální, což plyne ze zploštění větších vodních kapek (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Různé hydrometeory jsou charakterizovány různým tvarem, velikostí, různou orientací při pádu atmosférou a rovněž různou dielektrickou konstantou. Je tedy zřejmé, že různě polarizované radarové záření 36
bude různě odraženo. Polarimetrická radarová měření tedy umožňují zkvalitnění radarových měření a klasifikaci různých typů srážek, stejně jako zlepšení kvantitativních odhadů srážek (MEISCHNER et al., 2003). Toto však dovolují pouze ty radary schopné vysílat a přijímat souběžně horizontálně i vertikálně polarizované záření, a tedy schopné pro obě polarizace měřit odrazivost ZH a ZV. U radiolokátorů, jež jsou vybaveny druhým přijímacím kanálem, umožňujícím měření odrazivosti s polarizací kolmou na vyslaný puls, lze určit tzv. křížovou odrazivost ZHV. Dopplerovské polarimetrické radary navíc umožňují měření fáze vracejícího se signálu s polarizací horizontální i vertikální. Bližší technické detaily vztahující se k polarizovanýcm radarovým měřením jsou uvedeny například v publikaci Meischnera (2003). Mezi nejčastěji používané polarimetrické veličiny patří diferenciální odrazivost ZDR (z angl. differential reflectivity) vyjádřená vztahem
,
(34)
a je vhodná pro posuzování velikosti odrážejících částic (MEISCHNER et al., 2003). Nejvyšší hodnoty ZDR (zhruba 4 dB) jsou spojeny s velkými vodními kapkami, které jsou výrazně zploštělé, zatímco malé vodní kapky takřka sférického tvaru vykazují hodnoty nízké, stejně tak i ledové krystaly, které sice mohou mít zploštělý tvar, avšak nízkou dielektrickou konstantu (ŠÁLEK et al., 2004). Avšak jsou-li ledové částice obalené vodou, hodnoty ZDR jsou vyšší (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Lineární depolarizační poměr LDR (z angl. Linear depolarisation ratio) je vyjádřen vztahem
,
(35)
kde ZHV je odrazivost určená z přijatého signálu s horizontální polarizací od pulsu vyslaného s vertikální polarizací. Vysoké hodnoty LDR jsou spojeny s vodou obalenými plochými ledovými částicemi, které mají osu ukloněnou vůči horizontální rovině. LDR je tedy veličina vhodná k identifikaci vrstvy bright band (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Rovněž je užitečná pro identifikaci pozemních odrazů (MEISCHNER et al., 2003). 37
Specifický posun diferenciální fáze KDP (z angl. Specific differential phase shift) vychází ze skutečnosti, že rychlost radarového paprsku s horizontální polarizací při průchodu oblastí se zploštělými vodními kapkami je menší než s polarizací vertikální. Dochází tedy ke zpoždění fáze horizontálně polarizovaného pulzu polarizovanou vertikálně
za fází
. Vztah definující KDP je
(36)
Měřen je fázový posun při šíření polarizovaných vln na vzdálenost 1 km a jednotkou KDP je tedy [°.km-1] (MEISCHNER et al., 2003). Veličina je využívána zejména pro kvantitativní odhady intenzity srážek. Protože KDP je rozdílovou veličinou, není odhad ovlivněn přítomností krup, útlumem, částečným zastíněním paprsku ani pozemními odrazy. Velikost je vůči intenzitě srážek IR téměř lineární a je méně ovlivněna proměnlivostí spektra srážkových částic, než je tomu v případě Marshallova-Palmerova vztahu. Proti tomu však stojí skutečnost, že ani polarimetrický radiolokátor není schopen zaznamenat spodní hladiny atmosféry ve větších vzdálenostech, což představuje největší zdroj chyb současných radarových odhadů. Korelační koeficient
(z angl. Co-polar
correlation coefficient) vyjadřuje korelaci časových řad odhadů hodnot ZH a ZV. vyjadřuje
míru
různorodosti
tvaru,
velikosti
a
skupenství
odrážejících
částic
(MEISCHNER et al., 2003). Je vhodný pro identifikaci pozemních odrazů, které mají takřka náhodnou amplitudu a fázi (korelace je vlastně nulová), zatímco u hydrometeorů vykazuje korelace výrazně vyšší hodnoty. Rovněž umožňuje identifikaci bright band, v jejíž úrovni hodnota koeficientu klesá (ŘEZÁČOVÁ et al., 2007). Operativní využití polarimetrických radarů není běžné, neboť jejich provoz a údržba jsou příliš drahé oproti běžně používaným radarům. Je ale možné, že do budoucna budou častěji využívány pro své přednosti zejména při kvantitativních odhadech srážek (ŠÁLEK et al., 2004).
38
2.2 Různé přístupy ke klasifikaci radarových odrazů
Konvektivní a stratiformní srážky vykazují odlišné charakteristické znaky. Přesto není jejich určení vždy zcela jednoznačné. Některé znaky srážek konvektivních se totiž mohou objevit i u srážek stratiformních, je-li dostatečná míra instability (ŠÁLEK et al., 2004). Rovněž u konvektivních srážek je možné narazit na znaky typické spíše pro srážky stratiformní. Nejobecněji
je
možno
rozdělit
přístupy
k identifikaci
konvektivních
a
stratiformních srážek podle radarového echa na dvě skupiny. První z nich zkoumá zejména horizontální charakter radarového echa, zatímco druhá se zabývá analýzou vertikálních profilů odrazivostí, pro něž se v literatuře užívá zkratka VPR (z angl. vertical profile of reflectivity). Druhá skupina tedy využívá objemová data odrazivostí. Toto hrubé členění je však pouze zjednodušené. Často totiž autoři používají metody komplexní, kdy se tyto přístupy kombinují, navíc s využitím například dat ze sítě pozemních srážkoměrných stanic nebo detekce blesků. Zejména při odhadování srážkových úhrnů na základě dat radarové odrazivosti. Následující text je přehled různých přístupů, pracujících jak pouze s horizontální strukturou, tak i objemovými daty odrazivosti.
2.2.1
Horizontální struktura echa Jedním ze zásadních parametrů, kterým je možno (v kontextu vyhodnocování
snímků radarových odrazivostí nepřímo) určit druh srážek, je rychlost vertikálního proudění v oblačnosti. Obecně platí, že konvektivní struktury vykazují mnohem vyšší vertikální rychlosti proudění vzduchu, resp. převyšují pádovou rychlost částic a to vede ke vzniku poněkud odlišných srážek, což se projevuje v odlišném rozdělení velikosti srážkových částic a též v odlišné struktuře na radarových snímcích. Snímky radarových odrazivostí však data o vertikálních rychlostech proudění neposkytují. Na ně je nutné usuzovat pouze na základě struktury radarového echa či provést patřičná měření (STEINER et al., 1995). I přes určité komplikace1 je podstatným znakem pro identifikaci stratiformních struktur vrstva bright band, která se na horizontálních snímcích projevuje jako souvislá 1
S rostoucí vzdáleností se snižuje míra vertikálního rozlišení. Vrstva bright band, mocná obvykle jen několik
39
plocha zhruba stejné zvýšené odrazivosti. Tato oblast tedy odpovídá strukturám stratiformním (STEINER et al., 1995, ROSENFELD, 1995). Dalším způsobem analýzy horizontální struktury echa je nalezení a určení maximální odrazivosti (angl. peak) a její porovnání s okolím. Peak s definovaným okolím je pak klasifikován jako konvektivní, zbytek radarového echa jako stratiformní. Náležitosti srovnání odrazivostí v peaku a okolí jsou tím, co od sebe odlišuje přístupy různých autorů. Například při identifikaci prováděné na ostrově Borneo (CHURCHIL and HOUZE, 1984) je za jádro konvekce stanovena část echa, v jehož úrovni je intenzita srážek převýšena oproti okolí (resp. průměru intenzity na ploše 400 km 2) alespoň dvakrát. Společně s tímto jádrem je jako konvektivní struktura stanoveno okolí o ploše 150 km2. Dále jsou do konvektivních struktura řazeny části echa z odrazivostí vyšší než 40 dBZ. Díky této podmínce je zajištěno, že budou takto výrazné struktury zohledněny i při utvoření rozsáhlejších oblastí vysokých odrazivostí, resp. s koncentrací více jader vyšších odrazivostí. Nevýhodou tohoto přístupu je nadhodnocování podílu konvektivních struktur, neboť jsou mezi ně řazeny i ty s odrazivostí okolo 20 až 30 dBZ, přestože někdy patří výrazně vyvinuté vrstvě bright band, a jedná se tedy o stratiformní strukturu (STEINER et al., 1995). Do určité míry podobný je postup užitý v práci (STEINER et al., 1995). Radarové echo je rozděleno horizontálně na gridy 2 x 2 km. Jako konvektivní jádra jsou identifikovány všechny oblasti, které dosahují odrazivosti nejméně 40 dBZ, neboť je zde předpoklad, že srážky takové intenzity (na základě hodnoty odrazivosti) nemohou být stratiformní. Dále je za konvektivní identifikován každý grid takový, který má vymezení kruhu o poloměru 11 km hodnotu odrazivosti vyšší než je průměr tohoto vymezeného okolí (tzv. background reflectivity). Onen grid je jádrem konvekce a k němu náleží i okolí ve tvaru kruhu, jehož poloměr je dán funkcí průměrné odrazivosti z výše vymezeného okolí, jak je uvedeno na Obr. 9 (STEINER et al., 1995).
40
Obr. 9 a) identifikované konvektivní jádro (Convective Radius) a přilehlé okolí (Background Radius) s vyznačením gridů s krokem 2 km; b) stanovení přilehlého okolí je dáno funkcí průměrné odrazivosti okolí (background reflectivity) - (převzato: STEINER et al., 1995, s. 9). O práci Steinera (1995) se opírala rovněž bakalářská práce (CALETKA, 2011). Na základě analýzy dvourozměrného pole maximálních odrazivostí bylo zjišťováno, zda Steinerem stanovená prahová hodnota pro klasifikaci dané části echa jako konvektivní je skutečně vhodná. Jako podkladová data bylo využito také měření srážkových úhrnů na meteorologické stanici v Brně-Tuřanech a rovněž záznamy o pozorovaných bouřkách spolu s jejich klasifikací na bouřky blízké, vzdálené a velmi vzdálené. Ve dvourozměrném poli hodnot odrazivostí byly vymezeny části bouřkové a části nebouřkové. Pro ně pak byly vypočítávány hodnoty průměrů a maxim a také vzájemných rozdílů. To vše bylo provedeno pro úroveň meteorologické stanice Brno-Tuřany, dále pro čtverce 10 x 10 km a 20 x 20 km. Dále bylo zjišťováno, jaký byl podíl konvektivních částí echa v rámci pole odrazivostí při změnách prahových hodnot. Práce potvrdila rozdílné charakteristiky při nebouřkových srážkách a bouřkách. Potvrdila se platnost Steinerovy prahové hodnoty 40 dBZ (CALETKA, 2011). Charakteristickým znakem, kterým se od sebe odlišuje oblačnost stratiformní a konvektivní, je rovněž doba její existence, resp. dynamika vývoje. U konvektivní
41
oblačnosti je míra fluktuace odrazivosti mnohem vyšší. A právě na ní může být identifikace rovněž založena. (CHENG and HOUZE 1979).
2.2.2
Analýza objemových dat Objemová data umožňují analýzu prostorového uspořádání jednotlivých struktur.
Existují různé přístupy, které se mezi sebou liší mírou pod- či nadhodnocení podílu struktur jednoho či druhého typu v rámci radarového echa. Rovněž se liší tím, zda zahrnují také některá další data, jako je například srážkový úhrn, intenzita srážek, případně analýza družicových snímků. Zpravidla zahrnují také analýzu horizontální struktury radarového echa, tedy 2-D struktury. Pojítkem mezi jednotlivými metodami je analýza vertikálních profilů odrazivostí (angl. vertical profile of reflectivity, z čehož se užívá zkratka VPR). Jedním z algoritmů pro identifikace stratiformních a konvektivních srážek má označení SHY95, a to podle jmen kolektivů autorů (STEINER, HOUZE, YUTER, 1995). Ze studie prováděné v severní Austrálii byly získány údaje o tom, jak se od sebe liší vertikální VPR při srážkách stratiformních a konvektivních, resp. jaké statistické rozložení odrazivostí je v různých výškách nad povrchem (3 a 9 km). Jak je patrné z Obr. 10, je u stratiformních i konvektivních srážek rozsah frekvenční křivky podobný v obou výškách, pokud nehledíme na absolutní hodnoty odrazivosti. Ve výšce 3 km je vrchol frekvenční křivky konvektivních srážek zhruba na úrovni 35 dBZ, zatímco u stratiformních je to okolo 20 dBZ. Ve výšce 9 km jsou si svým průběhem obě křivky mnohem blíže, zejména jde-li o srovnání vrcholů. U konvektivních srážek je to kolem 15 dBZ, u stratiformních kolem 10 dBZ. Zcela obecně platí, že frekvenční křivky odrazivostí stratiformních srážek jsou výrazně užší oproti konvektivním srážkám. (YUTER and HOUZE, 1995) Ty pak mají široký rozsah odrazivostí zejména v počátečních a koncových stádiích vývoje. Pro vyjádření frekvenčních křivek ve všech výškách, tedy v celém profilu, se používá grafické vyjádření tzv. contoured frequency by altitude diagram (zkratka CFAD). Příklad takového vyjádření i s vysvětlením je uveden na Obr. 10.
42
Obr. 10 Statistické vyjádření vertikálního profilu odrazivosti. Data naměřena dne 15. 8. 1991 ve 21:39 UTC na Floridě. a) Frekvenční křivka odrazivostí ve výšce 8 km. Histogram s intervaly odrazivosti o velikosti 5 dBZ. b) Frekvenční vyjádření odrazivostí ve všech výškových úrovních s vyznačením výšky 8 km, jejíž frekvenční křivka je uvedena v a). Osy znázorňují odrazivost, výšku a četnost jednotlivých hodnot [četnost hodnot dBZ.km -1]. c) Frekvence odrazivostí v závislosti na výšce (Contoured frequency by altitude diagram CFAD) odrazivosti, jež je vyjádření b) v ploše. Jedná se o pohled shora. Topografie vyjádřená izoliniemi s intervalem 2,5 % dat dBZ.km-1 - zvýraznění s krokem 5 %. (převzato: STEINER et al., 1995, s. 14)
Vertikální profily průměrných radiolokačních odrazivostí (VPR) stratiformních a konvektivních oblastí jsou analyzovány za celé období jednoho měsíce. Oba typy vykazují podobné VPR s tím rozdílem, že u stratiformních srážek je patrné výrazné maximum v úrovni bright band ve výšce asi 4,5 km. Od úrovně izotermy 0 °C je v rozsahu výšky 5 až 9 km zaznamenáván pokles odrazivosti u statiformních i konvektivních struktur se zvětšující se výškou, a to s gradientem asi 2,5 dBZ.km-1. Stratiformní VPR je však v celém profilu, snad jen s výjimkou vrstvy bright band, posunut asi o 10 dBZ do nižších hodnot (viz Obr. 11) (STEINER et al., 1995).
43
Obr. 11 Průměrné VPR stratiformních a konvektivních struktur za období únor 1988 v Darwinu. Tečkovanou čarou je vyznačen gradient poklesu odrazivosti s výškou. (převzato: STEINER et al., 1995, s. 15) Důležitou roli hrají data ze sítě srážkoměrných stanic. Zde je uveden pouze stručný přehled zmiňovaných přístupů. V práci Steinera (1995) jsou diskutovány semiempirické vztahy mezi radarovou odrazivostí Z a intenzitou srážek R, se zřetelem na měření velikosti a distribuce detekovaných částic a režim srážek (Power law, resp Marshallův-Palmerův vztah). Dále je zde řešena metoda nazvaná Probability matching technique, která srovnává hustotu pravděpodobnosti radarem naměřené odrazivosti Z a srážkoměry zaznamenané intenzity srážek R (angl. rain rate). Výhodné je u této metody to, že nevychází z teoretických vztahů, ale z aktuálních naměřených dat. Poslední uvedenou (nebo spíše pouze zmíněnou) metodou je Rain area method užívaná v případě, kdy nejsou k dispozici bodová měření a jsou uvažovány údaje vztažené k celé stanovené ploše (STEINER et al., 1995). Algoritmus
SHY95
byl
modifikován
v práci
(BIGGESTRAFF
and
LISTENMAA, 2000). Vznikl tak algoritmus s označením BL. Obecně tento algoritmus ověřuje, zda SHY95 klasifikoval radarové echo, resp. jeho danou část, správně. Mezi klíčové sledované parametry patří vertikální gradient odrazivosti
, tedy
pokles radarové intenzity odrazivosti s výškou ve vrstvě 3 km nad úrovní maximální. Podle různých autorů (např. ZIPSER and LUTZ, 1994) se hodnota -1
2 dB.km . Limitní
pohybuje okolo
-1
má hodnotu 3,5 dB.km . Je-li hodnota menší, jedná se o srážky
konvektivní a naopak. Algoritmus BL vychází při identifikaci stratiformních srážek 44
z blízkosti maxima intenzity úrovně tání, tedy izotermy 0 °C stejně jako v práci (ROSENFELD, 1995); ve zmíněné práci se hovoří o charakteristice nazvané brightband fraction (BBF)2. Navíc je zde ale podmínka
> 3,5 dB.km-1. Algoritmus BL tedy daný
sloupec klasifikuje jako stratiformní, resp. s přítomností vrstvy bright band, jestliže v rozsahu
1,5 km od úrovně izotermy 0 °C odrazivost klesá. Druhé kritérium je přidáno
pro případ konvekce s maximem v blízkosti izotermy 0 °C (BIGGERSTRAFF and LISTENMAA, 2000). Důležitou charakteristikou je také horizontální gradient odrazivosti
.
Prahovou hodnotou gradientu jsou 3,0 dB.km-1. Pokud je hodnota gradientu nižší, jedná se o srážky stratiformní a naopak. Oproti algoritmu SHY95 v algoritmu BL chybí limitní hodnota odrazivosti 40 dBZ, neboť se ukázalo, že při vynechání této podmínky se sníží množství ,,kontaminace“ vrstvou bright band a tím se zlepší výstup algoritmu (BIGGERSTRAFF and LISTENMAA, 2000). Pokud je daný grid, resp. sloupec, klasifikován jako konvektivním při použití algoritmu SHY95, může být algoritmem BL překlasifikován, je-li splněna jedna z následujících dvou podmínek: 1. 2.
< 3,0 dB.km-1 a
> 3,5 dB.km-1;
< 28 dBZ ve výšce zhruba dvakrát vyšší než je výška úrovně maximální odrazivosti Zmax,
< 3 dB.km-1 a BBF > 0,60.
Je-li daný sloupec algoritmem SHY95 klasifikován jako stratiformní, je algoritmem BL rovněž překlasifikován, je-li splněna jedna z následujících dvou podmínek: 1.
> 3 dB.km-1;
2.
> 2 dB.km-1 a BBF < 0,40. Dalším z přístupů je ten publikovaný v práci (ZHANG et al. 2008). Algoritmus
s označení BBID (z angl. bright band identification) zahrnuje tři základní kroky. Prvním je rozlišení srážek stratiformních a konvektivních. Druhým je výpočet průměrného VPR pro různé druhy srážek. Posledním krokem je identifikace bright band z VPR. (ZHANG et al. 2008) Jak již bylo mnohokrát řečeno, bright band je charakteristickým znakem 2
V rámci objemových radarových měření je detekce vrstvy bright band obtížná v souvislosti s jejím malým vertikálním rozsahem vzhledem k šířce radarového paprsku. Vrstva bright band je definována jako část (zlomek) vrstvy 1,5 km od úrovně izotermy 0 °C a tato část má maximální odrazivost. BBF tedy může nabývat hodnot od 0 do 1 (ROSENFELD et al., 1995).
45
stratiformních struktur. Ovšem ne všechny stratiformní systémy musí nutně vrstvu bright band zahrnovat (WHITE et al., 2002). Výhodou algoritmu oproti SHY95 je skutečnost, že pracuje se samostatnými
gridovými sloupci a neporovnává stále jejich hodnoty
s definovaným okolím. Tím je snížena výpočetní náročnost (ZHANG et al., 2008). K identifikaci konvektivního sloupce je nutné splnění některé z následujících podmínek: a) Hodnota Z v některé výšce je větší než 50 dBZ 3 nebo b) hodnota Z v úrovni izotermy -10 °C či výše je vyšší než 30 dBZ (SMYTH and ILLINGWORTH, 1998). Údaje o profilu teploty vzduchu jsou získávány z numerické předpovědi počasí Rapid Update Cycle (RUC). Všechny ostatní sloupce, neklasifikované jako konvektivní, jsou stratiformní. VPR jsou vypočteny pro konvektivní i stratiformní objemová radarová měření. Zároveň se provádí kvalitativní kontrola pro odstranění nesrážkových cílů s využitím neuronových sítí (angl. neural network) založeného na vertikální i horizontální struktuře radarového echa (ZHANG et al., 2008).
Obr. 12 Znázornění jednotlivých elevací radarových měření, šíření radarových paprsků pod vlivem standardní atmosférické refrakce s vyznačením vrstvy bright band. Šedé čáry (r1 a r2) vymezují oblast, ve které mohou být radarová data využita ke stanovení VPR. Šrafovaně jsou vyznačeny ty oblasti, v nichž může být měření ovlivněno vrstvou bright band. Výška horní a dolní hranice bright band je h a, resp. hb,výška úrovně maximální odrazivosti je hm. (převzato: ZHANG et al., 2008, s. 4) 3
Oproti práci (STEINER et al. 1995) je zde použit vyšší práh odrazivosti 50 dBZ z důvodu aplikace na hrubá radarová data, zatímco ve zmiňované práci bylo pracováno s interpolovanými (shlazenými) daty. Tento parametr je podle potřeby možné měnit (ZHANG et al., 2008).
46
Oblast, s níž se pracuje, má tvar mezikruží, jehož okraje mají od radaru vzdálenosti r1 a r2. Vymezená oblast musí být dostatečně blízko radaru, aby bylo vertikální rozlišení dostatečné. Dále je potřeba, aby byla vynechána oblast v bezprostřední blízkosti radaru s „klidovým kuželem“ nad ním (viz Obr. 12). Empiricky se jako nejvhodnější hodnoty r 1 a r2 jeví 20 km a 80 km (ZHANG et al., 2008). Data odrazivosti jsou rozčleněna do podoby rovnoměrně rozmístěných vrstev. Výška každé vrstvy je definována vztahem (37)
kde Δh je tloušťka vrstvy (defaultně 200 m), N je počet vertikálních vrstev (defaultně 98) a h0 je výška nejnižší úrovně (defaultně 500 m nad úrovní radaru). V každé vrstvě je počítán průměr a směrodatná odchylka odrazivosti (v jednotkách dBZ) pomocí následujících vztahů:
(38)
(39)
je průměrná odrazivost (vyjádřená v jednotkách dBZ) v k-té vrstvě.
je
směrodatná odchylka. M je počet všech měření odrazivosti v k-té vrstvě, i je index měření odrazivosti a Z(i) je odrazivost v k-té vrstvě (vyjádřená v jednotkách dBZ). Pro zajištění reprezentativnosti VPR jsou do VRP zahrnuty pouze Z > Z0 (stanovena limitní hodnota). Dále je vyžadována jistý minimální počet měření M0 se Z ≥ Z0 (pro zajištění reprezentativní hodnoty
pro celý VPR). Z0 i M0 jsou adaptabilní parametry,
ale defaultně je stanovena limitní hodnota Z0 10 dBZ a M0 10. Chybí li v některé vrstvě hodnota
, pak je tato dopočtena interpolací hodnot z vrstvy nad a pod danou vrstvou.
S ohledem na odlišné mikrofyzikální procesy ve stratiformních a konvektivních strukturách se od sebe pochopitelně jednotlivé VPR liší (ZHANG et al., 2008). Bright band, coby typický znak stratiformních srážek, se projevuje charakteristicky ve VPR. Nad úrovní izotermy 0 °C (ta se nachází ve výšce ha) se většinou vyskytují 47
sněhové vločky. Jakmile sestoupí do teplejší vrstvy, začnou tát a snadno se spojují do větších částic, které mají mnohem větší schopnost odrážet radarové pulzy. Díky tomu je zde (v úrovni hm) zaznamenáváno maximu odrazivosti. Velké kapky vody níže nejsou schopny kvůli svým rozměrům svou velikost zachovat a rozpadají se rychle na menší. Díky tomu s klesající výškou pod úrovní maxima odrazivosti klesá výrazně i odrazivost, a to až do ustálení distribuce velikosti srážkových částic. Spodní hranice bright band se nachází ve výšce hb.
Obr. 13 Schematické znázornění koncepčního modelu vrstvy bright band ve vertikálním profilu odrazivosti, kde ha je výška horní hranice bright band, hm je výška maximální úrovně odrazivosti a hb je výška spodní hranice bright band. (převzato: ZHANG et al., 2008) Hledání maxima v rámci VPR začíná 500 m nad úrovní modelované izotermy 0 °C 4 a pokračuje směrem dolů. Jakmile je nalezena úroveň maxima odrazivosti, algoritmus zkoumá vrstvu nad a pod touto úrovní, kde odrazivost klesá o jistý percentní podíl maxima. Defaultně je stanovena hodnota 10 %. Bright band je přítomen ve VPR, jestliže jsou splněny následující podmínky: ; ;
(40)
.
4
Přidání 500m vrstvy nad úrovní modelované izotermy 0 °C je zvoleno z důvodu zohlednění nejistoty úrovně modelované izotermy (ZHANG et al., 2008).
48
Parametry D0 a D1 jsou adaptabilní parametry, které vyplývají z mocnosti a symetrie vrstvy bright band. Na základě analýzy mnoha VPR je stanovena empirická hodnota 1 km pro D1 a 1,5 km pro D05 (ZHANG et al., 2008). Pokud vrstva bright band existuje, je horní a dolní hranice definovaná podle následujících vztahů:
(41)
(42)
Dt a Db jsou vrstvy nad a pod úrovní maxima odrazivosti v rámci vrstvy bright band (defaultní hodnoty jsou Dt = 500 m a Db = 700 m. Průměrný rozdíl mezi horní a dolní hranicí bright band činí přibližně 1 km, resp. 1,2 km. Obvykle platí, že gradient poklesu odrazivosti s výškou nad úrovní maxima odrazivosti je vyšší než gradient poklesu odrazivosti s klesající výškou pod úrovní maxima (ZHANG et al., 2008). Práce Riga a dalších autorů (RIGO, LLASAT, 2004) využívá pro klasifikaci dvojrozměrnou (STEINER et al., 1995) i trojrozměrnou (JOHNSON et al., 1998) strukturu. I.
Identifikace konvektivních struktur radarového echa Výstupem je tedy jejich horizontální distribuce. Steinerův SHY95 algoritmus byl modifikován takto: 1.
limitní hodnota Z > 43 dBZ,
2.
rozdíl Z a background reflectivity Zbg Z - Zbg> (1/a)*cos(πZbg/2*b) a
3.
gridy sousedící s konvektivními jsou také konvektivní.
Jak již bylo dříve uvedeno, první bod vychází z předpokladu, že konvektivní srážky jsou spojeny s vysokými hodnotami odrazivosti. Na základě předchozích prací (SÁNCHEZ-DIEZMA, 2001, LLASAT and RIGO, 2002) je známá limitní hodnota Z pohybující se mezi 40 a 45 dBZ. Druhý bod vychází z práce (SÁNCHEZ and DIEZMA, 2001): Jestliže hodnota Z určitého gridu převyšuje hodnotu určité funkce, která závisí na Z a
5
Hodnoty D0 a D1 plynou ze skenovací strategie a rozlišení při radarových měřeních.
49
charakteristikách radaru, pak je daný grid klasifikován jako konvektivní. Tato podmínka
zohledňuje
velký
gradient
pozorovaný
v oblastech
produkce
konvektivních srážek. Třetí bod vyjadřuje nejistotu ohraničení konvekticních struktur. II.
Identifikace konvektivních buněk Algoritmus Johnsona (JOHNSON et al., 1998) byl upraven pro podmínky Španělska a je využit pro detekci konvektivních buněk (jako trojrozměrných útvarů). Hovoří se o mětodě SCIT 6 (Storm Cell Identification and Tracking). V každé výškové úrovni jsou nalezena jádra na základě převýšení dané prahové hodnoty odrazivosti (30, 35, 40, 45, 50, 55 a 60 dBZ). Poté jsou v v oblastech s konvektivními jádry vybírány zóny s odrazivostí stejnou jako jádro, a to alespoň v šesti gridech (tj. 24 km2), čímž dochází k eliminaci regionů s anomálními echy a k výběru těch nejvýznamnějších buněk. Pokud uvedenou podmínku splňuje méně než šest gridů, automaticky je prahová hodnota odrazivosti snížena. Je-li buňka detekována ve více než jedné úrovni, je tato buňka považována za konvektivní. Pokud je mezi buňkami v jedné úrovni mezera, pak dvě nejbližší buňky ve vertikále jsou rovněž považovány za součást jedné konvektivní buňky (RIGO and LLASAT, 2004).
III.
Charakteristika konvektivních struktur Jakmile je určen typ konvektivní struktury, jsou počítány některé vlastnosti echa charakterizující jeho strukturu. Vertikální profil je charakterizován například výškou vrcholu a základny buňky, vrcholu radarového echa a také sklonem („posunem“) mezi základnou a vrcholem celého útvaru. Pozice se určuje průměrem centroidu, resp. jeho těžištěm. U 2-D struktur jsou počítány průměry xc a yc v nejnižší úrovni PPI. Výpočet je založen na rovnici.
(43)
6
Metoda SCIT pracuje s celým objemem radarových dat, zatímco SHY algoritmus analyzuje pouze nejnižší úroveň radarového echa (RIGO and LLASAT, 2004).
50
Naproti tomu u 3-D struktur je vypočtena také hodnota zc (tedy souřadnice na vertikální ose). Pokud jde o tvar a velikost, u 2-D struktur mají konvektivní oblasti tvar elips a jejich velikost je dána jejich plochou a dlouhou osou (RIOSALIDO et al., 1997). V případě 3-D struktur jsou tvar i velikost charakterizovány plochou v každé výškové úrovni a objemem buňky. Intenzita je vypočítávána pomocí maximálních a průměrných hodnot odrazivosti Z a VIL7 (Vertically Integrated Liquid) (RIGO and LLASAT, 2004). IV.
Integrace konvektivních struktur a konvektivních buněk Po určení výše zmíněných charakteristik je možné integrovat 2-D a 3-D výsledky, aby mohla být každá cela propojena s konkrétní konvektivní strukturou (resp. konvektivním systémem, ne však výhradně). K tomu dochází na základě polohy těžiště buňky a celkovou plochou 2-D struktury. O 3-D strukturách je možno říci, že obecně patří ke konvektivním strukturám, ovšem existují dva případy, kdy tomu tak není. První z nich nastává, jsou-li konvektivní srážky spojeny se starou konvekcí, kde vertikální pohyby již nehrají hlavní roli (STEINER et al., 1995). Ve druhém případě oblast konvektivních srážek neobsahuje konvektivní buňku. Podle vzdálenosti od radaru se rozlišují „nedostatečně definované“ oblasti a „staré konvektivní“ oblasti. V prvním případě je vzdálenost od radaru větší a díky tomu radar nezaznamenává nejnižší úrovně. Ve druhém je pak vzdálenost od radaru menší a konvektivní buňka je detekována pouze ve vysokých úrovních (RIGO and LLASAT, 2004).
7
VIL [kg.m-2] je určen na základě radiolokační odrazivosti Z, výšky základy oblačnosti hz a výšky horní
hranice oblačnosti ht. Výpočet se pro každý plošný element provádí sumací přes jednotlivé hladiny PPI. Jedná se o užitečný parametr pro určení pravděpodobnosti výskytu krup (RIGO and LLASAT, 2004, ŘEZÁČOVÁ et al, 2007).
51
3. PRAKTICKÁ ČÁST 3.1 Data Pro
analýzu
v rámci
této
diplomové
práce
byla
poskytnuta
Českým
hydrometeorologickým ústavem objemová data z radarové sítě CZRAD, resp. data naměřená radarem Skalky. Jednotlivé snímky pochází z období od 23. 7. 2010 (00:01) do 18. 8. 2010 (14:30) a každý z nich byl pořízen během přibližně pětiminutového intervalu dle aktuálně používané radiolokační skenovací strategie. Poskytnutá data byla dekomprimována a dekódována, a to pomocí programovacího jazyka C. V rámci každého zhruba pětiminutového intervalu byly z originálních měření vypočtené jednotlivé CAPPI hladiny, kterých je v každém objemu celkem 27 (od hladiny 1,0 km až do hladiny 14,0 km). Jejich vertikální krok činí 0,5 km. Všechny CAPPI hladiny jsou uloženy v jednotlivých adresářích, reprezentujících jedno měření, jako soubory rpd. Jednotlivé hodnoty radiolokační odrazivosti jsou určeny pro každý pixel o velikosti 1 x 1 km v dosahu radarových měření v síti CZRAD, který činí 256 km. Jsou tedy uspořádány v dvourozměrném souřadném systému tvořeném 512 řádky a 512 sloupci. To znamená, že hodnoty z jednoho objemového měření jsou uspořádány do trojrozměrného pole. Vzhledem k počtu snímků a jednotlivých pixelů (řádově miliony), které je tvoří, bylo využito programovacího jazyka C k vytvoření algoritmu umožňujícího automatické zpracování a získání požadovaných hodnot na základě nastavených parametrů, které je případně možné jednoduše měnit dle požadavků (prahové hodnoty pro klasifikaci konvektivních odrazů, referenční CAPPI hladina, na níž se klasifikace provádí, či vymezení zájmové oblasti v určité vzdálenosti od radaru), které budou konkrétně uvedeny dále. Zdrojový kód pro klasifikaci konvektivních částí echa je k dispozici v příloze č. 1, pro nekonvektivní části v Příloze č. 2.
52
3.2 Podmínky klasifikace Vůbec prvním krokem k tomu, aby bylo možné data radiolokačních odrazivostí Z [dBZ] zpracovávat, je jejich klasifikace na konvektivní a stratiformní (či možná lépe obecně řečeno nekonvektivní). V rámci bakalářské práce (CALETKA, 2011) byla provedena analýza pole maximálních odrazivostí, aby byla ověřena prahová hodnota odrazivosti, při jejímž překročení je možné s velkou pravděpodobností označit danou část pole odrazivosti za konvektivní. Blíže viz teoretickou část, případně zmíněnou práci. Ukázalo se, že hodnota 40 dBZ navrhovaná v práci Steinera (STEINER et al., 1995) je skutečně vhodnou hranicí pro klasifikaci konvektivních srážek, resp. konvektivních odrazů. Zatímco ve zmíněné práci (CALETKA, 2011) jsou využívána dvourozměrná pole maximálních odrazivostí, zde je klasifikace prováděna pro trojrozměrná objemová data dle hladiny CAPPI020 ve výšce 2 km. Při dosažení či překročení hodnoty odrazivosti 40 dBZ je daný pixel a spolu s ním i celý vertikální sloupec (tvořený pixely z ostatních CAPPI hladin) považován za konvektivní. Je-li zaznamenána dostatečně vysoká hodnota odrazivosti, vyšší než 0 dBZ, která zaručuje vyloučení chybných či zanedbatelných hodnot, ovšem bez převýšení hodnoty 40 dBZ, pak je považován daný pixel a celý vertikální sloupec, který reprezentuje, za nekonvektivní, resp. nebouřkový. V rámci každé elevace mají tedy jednotlivé pixely jednoznačné určení na konvektivní a nekonvektivní. Na základě toho je možné jednoduše vypočítat průměrnou hodnotu odrazivosti pro obě kategorie v dané elevaci a posléze i vertikální profily odrazivosti pro každý přibližně pětiminutový interval (tj. jedno objemové měření). Přestože výše uvedená podmínka zaručuje v hladině, na níž je klasifikace prováděna, vynechání nulových či záporných hodnot, v ostatních hladinách se tyto hodnoty vyskytnout mohou. Algoritmus je upraven tak, aby veškeré hodnoty menší než nula v ostatních elevacích nebyly zahrnuty do výpočtu hodnoty průměrné odrazivosti dané elevace, což by mělo zajistit, aby byly vyloučeny hodnoty chybné či zanedbatelné. Radarová měření v blízkosti radaru vykazují určitá omezení. Stejně je tomu rovněž ve vzdálenostech velkých. Tato omezení vyplývají z charakteru šíření radarových paprsků atmosférou, z útlumu elektromagnetického vlnění a ze skenovací strategie radaru. Proto bylo nutné pro účely určení relevantních vertikálních profilů odrazivosti určit, která data budou do výpočtů zahrnuta. Po konzultaci s vedoucím práce bylo stanoveno, že jako 53
optimální se jeví oblast ve vzdálenosti minimálně 20 km a maximálně 60 km. Radar Skalky se nachází přesně uprostřed dvourozměrného pole a jeho souřadnice [X r; Yr] v tomto poli odrazivostí jsou tedy [256; 256] (resp. [255; 255]) vzhledem k tomu, že pixely jsou indexovány od nuly). Vzdálenost, označme ji např. l, libovolného bodu na dané CAPPI hladině definovaného souřadnicemi [Xp; Yp] od radaru je pak dána vztahem
.
Pro vymezení uvedené oblasti tedy při platnosti nastavených parametrů platí podmínka
, jejíž platnost je průběžně kontrolována během cyklu, v němž se postupně mění hodnoty souřadnic [Xp] a [Yp] jednotlivých pixelů. Po vyhodnocení daného objemového měření následuje zápis průměrných hodnot odrazivostí, splňujících výše uvedené podmínky, do určitého textového souboru. Bohužel je program schopen zpracovat a zapisovat data pouze z osmnácti adresářů, tedy osmnácti objemových měření. Pro snadnější orientaci byla jednotlivá objemová měření rozdělena do adresářů po osmnácti a teprve pak byly tyto soubory zpracovány vytvořeným programem. Hodnoty však byly postupně zapsány do jednoho konkrétního textového souboru. Daný soubor tedy obsahuje hodnoty průměrů odrazivostí buď výhradně z konvektivních částí radarového echa, nebo výhradně z nekonvektivních částí radarového echa. Získané textové soubory pak byly dále upraveny (případně i opraveny, neboť se vyskytlo několik řádků, které byly nesprávně umístěny, nebo nebyly zcela vynechány) zpracovány a jednotlivé případy dle určitých kritérií tříděny s využitím funkcí MS Excel a pomocí softwaru Statistica.
54
3.3 Klasifikace Konvektivní a nekonvektivní části echa
3.3.1
Již upravené textové soubory byly dále zkontrolovány, aby byla vyloučena všechna objemová měření, resp. jednotlivé vertikální profily, u kterých byla zaznamenána suma průměrných radiolokačních odrazivostí přes všechny CAPPI hladiny rovna nule. To bylo vzhledem k nastavení podmínek nutné udělat především pro soubor nekonvektivních případů. Ale pro jistotu byly zkontrolovány rovněž všechny případy klasifikované jako konvektivní. V úvodu byly u souborů konvektivních a nekonvektivních případů zjišťovány základní popisné statistiky, které jsou uvedeny v Tab. 1 a 2. Dobré znázornění charakteru distribuce odrazivostí na jednotlivých CAPPI hladinách obou souborů poskytují krabicové diagramy na uvedené na Obr. 16 a 17 a především pak histogramy četností průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí, které jsou paralelně uvedeny na Obr. 18 až 44 pro snadnější porovnání. Z histogramů s krokem 2,0 dBZ stejně jako z blokových diagramů jsou patrné určité rozdíly mezi vertikálními profily konvektivních a nekonvektivních případů. Ještě před interpretací je potřeba si uvědomit, že při svém šíření atmosférou jsou radarové paprsky vlivem refrakce zakřivovány. Za standardních podmínek je to směrem od zemského povrchu. Výška radarového paprsku je dána vztahem (4), uvedeným v kapitole 2.1.2.1. V důsledku toho pokrývá radarový paprsek s nejnižší elevací s rostoucí vzdáleností od radaru v nízkých hladinách stále menší část prostoru atmosféry. Zde jsou využívána radarová měření ze vzdáleností od 20 do 60 km od radaru. Průběh nadmořské výšky radarového paprsku s nejnižší používanou elevací 0,1 ° v rozmezí zmíněných vzdáleností je uveden na Obr. 14. Omezení měření meteorologického radiolokátoru je spojeno také s elevací nejvyšší, která činí při v rámci aktuálně používané skenovací strategie 21,6 °. V malých vzdálenostech od radaru totiž měření nepokrývá vyšší CAPPI hladiny. Rovněž průběh radarového paprsku s nejvyšší používanou elevací je znázorněn graficky, a to na Obr. 15. Je z něj patrné, že v rozsahu vzdáleností 20 km až přibližně 36 km jsou nejvyšší CAPPI hladiny radarovými paprsky nepokryté. I to může poněkud zkreslovat skutečný charakter rozložení radiolokačních odrazivostí v úrovni vysokých CAPPI hladin.
55
výška paprsku [m n. m.]
1
0.9
0.8
0.7 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 58 60 vzdálenost od radaru [km]
výška paprsku [m n. m.]
Obr. 14 Průběh nadmořské výšky radarového paprsku s nejnižší elevací 0,1 ° v rozmezí vzdáleností 20 až 60 km od radaru Skalky (730 m n. m.).
24 23 22 21 20 19 18 17 16 15 14 13 12 11 10 9 8 7
20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 58 60 vzdálenost od radaru [km]
Obr. 15 Průběh nadmořské výšky radarového paprsku s nejvyšší elevací 21,6 ° v rozmezí vzdáleností 20 až 60 km od radaru Skalky (730 m n. m.). Na nejnižší hladině CAPPI010 v rámci souboru konvektivních hodnot je nejvíce zastoupeným interval od 0,0 do 2,0 dBZ (celkem 334 případů), což je dáno trajektorií radarového paprsku, kdy je zachycováno pouze malé množství cílů. Podobně je tomu také v blízkých vzdálenostech od radaru, ale to se do určité míry týká pouze nejvyšších CAPPI hladin. Druhé maximum četnosti se nachází na intervalu odrazivostí od 40,0 do 42,0 dBZ (rovněž 334 případů). V intervalech vyšších odrazivostí je zastoupení mizivé či žádné. Až přibližně od 10,0 dBZ dochází ke zvyšování četností směrem k výraznému maximu na 56
intervalu odrazivostí 40,0 až 42,0 dBZ. Směrem k vyšším hodnotám pak dochází opět k výraznému poklesu. U souboru nekonvektivních (resp. stratiformních) případů je nejvíce zastoupeným rovněž interval 0,0 až 2,0 dBZ (celkem 1274 případů). V intervalech vyšších odrazivostí jsou četnosti ve srovnání s konvektivními případy výrazně nižší. Naopak jsou více zastoupeny intervaly s nižšími hodnotami průměrných radiolokačních odrazivostí.
Druhotné maximum četností se nachází na intervalu 10,0 až 12,0 dBZ
(celkem 667 případů). Odtud četnosti klesají směrem k intervalům vyšších průměrných odrazivostí. Tedy obecně jsou hodnoty odrazivostí nižší a rozložení jejich četností je ve srovnání s konvektivními případy výrazně plošší. Čili druhotné maximum četností není natolik výrazné. Při posunu do vyšších CAPPI hladin (alespoň co se nejnižších CAPPI hladin týká) velmi výrazně klesají četnosti intervalu 0,0 až 2,0 dBZ (u konvektivních částí echa klesají četnosti na tomto intervalu až na 0), což je dáno nastavením algoritmu, který klasifikuje oblast konvektivních a nekonvektivních částí radarového echa na hladině CAPPI020 (podrobněji v úvodu této části práce). Dále je zde celý objem „viditelný“ pro paprsky radaru, což může hrát významnou roli. Zároveň pochopitelně narůstají četnosti vyšších intervalů odrazivostí. Nízké četnosti (resp. u konvektivních částí echa i nulové) v intervalu odrazivostí 0,0 až 2,0 dBZ setrvávají u konvektivních případů až do hladiny CAPPI050 (nulové četnosti jsou v rozmezí od CAPPI015 do CAPPI030). U nekonvektivních případů vykazují relativně nízké četnosti nejnižšího intervalu průměrné radiolokační odrazivosti hladiny CAPPI015 a CAPPI020. Ve vyšších hladinách oproti zmíněným pak dochází opět k výraznému zvýšení četností na tomto intervalu. Mnohem výrazněji ovšem v souboru nekonvektivních případů. Důležitou změnou je však pokles hodnot průměrných odrazivostí intervalů s maximální četností, resp. s druhotným maximem četnosti, s rostoucí. Přitom je zaznamenáváno výrazné zplošťování rozložení četností se zvyšujícími se CAPPI hladinami. Zejména u nekonvektivních případů dochází od hladiny CAPPI035 de facto k vymizení druhotného výrazněji vyjádřeného maxima četnosti. Na vyšších hladinách CAPPI (přibližně CAPPI075) pak k témuž dochází i u konvektivních případů. Ve vysokých CAPPI hladinách je charakter rozložení četností mezi konvektivními a nekonvektivními soubory z tohoto hlediska v podstatě stejný, i když u konvektivních případů je rozsah „obsazených“ intervalů stále výrazně vyšší (viz například Obr. 44, na němž je uvedeno rozložení četností radiolokačních odrazivostí na hladině CAPPI140).
57
Tab. 1 Přehled základních popisných statistik souboru hodnot průměrných radiolokačních odrazivostí konvektivních částí echa na jednotlivých CAPPI hladinách. N Sm. Průměr Medián Modus Četnost Min. Max. Dolní Horní Rozptyl platných odch. CAPPI010
1348
29,1
38,2
0,0
334
0,0
47,2
20,5
40,5
290,1
17,0
CAPPI015
1348
41,0
41,4
41,0
26
19,0
47,6
40,0
42,6
6,5
2,6
CAPPI020
1348
42,6
42,5
40,0
51
40,0
49,6
41,5
43,5
2,3
1,5
CAPPI025
1348
41,1
41,4
39,5
27
32,0
51,8
39,8
42,6
5,8
2,4
CAPPI030
1348
39,1
39,7
37,0
19
9,1
51,9
37,4
41,5
13,4
3,7
CAPPI035
1348
36,3
37,5
32,0
19
2,0
50,8
34,0
39,5
25,8
5,1
CAPPI040
1348
32,3
33,9
29,0
14
0,0
53,3
29,1
37,0
50,7
7,1
CAPPI045
1348
28,0
30,2
0,0
23
0,0
54,5
23,5
34,0
80,2
9,0
CAPPI050
1348
23,8
26,2
0,0
62
0,0
52,8
18,2
30,8
100,6
10,0
CAPPI055
1348
19,5
21,5
0,0
133
0,0
49,8
12,4
27,3
112,8
10,6
CAPPI060
1348
16,4
17,8
0,0
210
0,0
46,0
7,8
24,0
111,4
10,6
CAPPI065
1348
13,8
14,3
0,0
270
0,0
44,3
4,2
21,4
103,2
10,2
CAPPI070
1348
11,4
11,3
0,0
356
0,0
42,4
0,0
18,4
93,7
9,7
CAPPI075
1348
9,6
8,6
0,0
436
0,0
42,7
0,0
15,9
83,4
9,1
CAPPI080
1348
8,1
6,6
0,0
518
0,0
43,2
0,0
14,1
73,5
8,6
CAPPI085
1348
7,0
4,5
0,0
562
0,0
41,0
0,0
12,4
64,1
8,0
CAPPI090
1348
5,9
2,2
0,0
627
0,0
38,1
0,0
10,8
55,3
7,4
CAPPI095
1348
4,9
0,0
0,0
717
0,0
35,0
0,0
9,2
47,4
6,9
CAPPI100
1348
4,1
0,0
0,0
792
0,0
31,6
0,0
7,7
40,9
6,4
CAPPI105
1348
3,4
0,0
0,0
853
0,0
27,5
0,0
5,8
33,9
5,8
CAPPI110
1348
3,0
0,0
0,0
913
0,0
26,6
0,0
4,7
28,4
5,3
CAPPI115
1348
2,5
0,0
0,0
949
0,0
25,5
0,0
3,2
23,6
4,9
CAPPI120
1348
2,2
0,0
0,0
987
0,0
24,2
0,0
1,8
19,4
4,4
CAPPI125
1348
1,9
0,0
0,0
1014
0,0
23,5
0,0
0,0
16,0
4,0
CAPPI130
1348
1,6
0,0
0,0
1045
0,0
22,3
0,0
0,0
13,3
3,6
CAPPI135
1348
1,3
0,0
0,0
1097
0,0
24,3
0,0
0,0
11,0
3,3
CAPPI140
1348
1,0
0,0
0,0
1137
0,0
22,0
0,0
0,0
8,6
2,9
58
Tab. 2 Přehled základních popisných statistik souboru hodnot průměrných radiolokačních odrazivostí nekonvektivních částí echa na jednotlivých CAPPI hladinách. Hladina CAPPI010
N platn.
CAPPI015
5480 5480
CAPPI020
5480
CAPPI025
5480
CAPPI030
5480
CAPPI035
5480
CAPPI040 CAPPI045
Průměr
Medián
Modus
10.2 11.2
0.0 0.0
9.9
9.4
10.3
10.6
10.3 9.6
5480 5480
CAPPI050 CAPPI055
Četnost
Min.
Max.
Dolní
Horní
Rozptyl
Sm. odch.
1217 346
0.0 0.0
37.0 29.3
3.3 7.3
15.1 15.4
51.7 34.3
7.2 5.9
1.5
74
0.0
27.8
5.4
14.2
33.1
5.8
0.0
862
0.0
29.3
5.1
15.4
46.3
6.8
10.9
0.0
1175
0.0
28.9
3.5
16.1
54.9
7.4
9.8
0.0
1352
0.0
30.0
0.5
15.4
56.4
7.5
8.4
8.1
0.0
1539
0.0
29.3
0.0
13.7
52.0
7.2
7.2
6.4
0.0
1799
0.0
31.3
0.0
12.2
45.5
6.7
5480
6.2
5.0
0.0
2021
0.0
31.6
0.0
10.8
39.0
6.2
5480
5.3
3.5
0.0
2321
0.0
31.1
0.0
9.7
34.4
5.9
CAPPI060
5480
4.5
2.2
0.0
2573
0.0
30.0
0.0
8.5
30.1
5.5
CAPPI065
5480
3.9
0.5
0.0
2717
0.0
28.5
0.0
7.4
26.0
5.1
CAPPI070
5480
3.3
0.0
0.0
2893
0.0
29.3
0.0
6.0
22.2
4.7
CAPPI075
5480
2.8
0.0
0.0
3097
0.0
27.3
0.0
4.8
19.1
4.4
CAPPI080
5480
2.4
0.0
0.0
3255
0.0
25.5
0.0
3.9
16.2
4.0
CAPPI085
5480
2.1
0.0
0.0
3424
0.0
23.8
0.0
3.1
13.6
3.7
CAPPI090
5480
1.7
0.0
0.0
3623
0.0
21.5
0.0
2.3
11.1
3.3
CAPPI095
5480
1.4
0.0
0.0
3847
0.0
23.7
0.0
1.5
9.0
3.0
CAPPI100
5480
1.2
0.0
0.0
4084
0.0
26.1
0.0
0.5
7.2
2.7
CAPPI105
5480
1.0
0.0
0.0
4287
0.0
24.4
0.0
0.0
5.8
2.4
CAPPI110
5480
0.8
0.0
0.0
4436
0.0
23.6
0.0
0.0
4.5
2.1
CAPPI115
5480
0.7
0.0
0.0
4606
0.0
22.8
0.0
0.0
3.6
1.9
CAPPI120
5480
0.5
0.0
0.0
4736
0.0
22.1
0.0
0.0
2.8
1.7
CAPPI125
5480
0.4
0.0
0.0
4830
0.0
21.1
0.0
0.0
2.2
1.5
CAPPI130
5480
0.3
0.0
0.0
4934
0.0
20.1
0.0
0.0
1.7
1.3
CAPPI135
5480
0.3
0.0
0.0
5006
0.0
18.8
0.0
0.0
1.3
1.1
CAPPI140
5479
0.2
0.0
0.0
5087
0.0
17.4
0.0
0.0
1.0
1.0
9.7 11.2
59
CAPPI140
CAPPI135
CAPPI130
CAPPI125
CAPPI120
CAPPI115
CAPPI110
CAPPI105
CAPPI100
CAPPI095
CAPPI090
CAPPI085
CAPPI080
CAPPI075
CAPPI070
CAPPI065
CAPPI060
CAPPI055
CAPPI050
CAPPI045
CAPPI040
CAPPI035
CAPPI030
CAPPI025
CAPPI020
CAPPI015
CAPPI010
radiolokační odrazivost [dBZ]
0 CAPPI140
CAPPI135
CAPPI130
CAPPI125
CAPPI120
CAPPI115
CAPPI110
CAPPI105
CAPPI100
CAPPI095
CAPPI090
CAPPI085
CAPPI080
CAPPI075
CAPPI070
CAPPI065
CAPPI060
CAPPI055
CAPPI050
CAPPI045
CAPPI040
CAPPI035
CAPPI030
CAPPI025
CAPPI020
CAPPI015
CAPPI010
radiolokační odrazivost [dBZ]
40
35
30
25
20
15
10
5
0 Medián 25%-75% Min-Max
Obr. 16 Krabicové diagramy rozložení průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na všech CAPPI hladinách pro všechny nekonvektivní případy.
60
50
40
30
20
10
Medián 25%-75% Min-Max
Obr. 17 Krabicové diagramy rozložení průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na všech CAPPI hladinách pro všechny konvektivní případy.
60
(b) 1400
300
1200
250
1000 Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 350
200
150
800
600
100
400
50
200
0
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odraziovst [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 18 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI010 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(a)
(b) 800
600
700
500 600
Počet pozorování
Počet pozorování
400
300
500
400
300
200 200
100
100
0 0
0
2
4
6
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 19Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI015 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b)
(a) 800
700
700
600
600
Počet pozorování
Počet pozorování
500
400
300
200
500
400
300
200
100
100
0
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 20 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI020 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
61
(b)
(a) 500
1200
450
1000
400
800 300
Počet pozorování
Počet pozorování
350
250 200
600
400
150 100
200
50 0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0 0
radiolokační odrazivost [dBZ]
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radilokační odrazivost [dBZ]
Obr. 21 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI025 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(a)
(b)
450
1400
400 1200
350 1000
Počet pozorování
Počet pozorování
300 250 200
800
600
150 400
100 200
50 0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40
radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 22 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI030 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(a)
(b)
350
1600
300
1400
1200
Počet pozorování
Počet pozorování
250
200
150
1000
800
600
100 400
50 200
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0 0
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radkiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 23 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI035 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
62
(a)
(b)
240
1800
220
1600
200
1400
180
1200
Počet pozorování
Počet pozorování
160 140 120 100 80
1000 800 600
60
400
40
200
20 0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0
2
4
6
8
radiolokační odrazivost [dBZ]
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 raiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 24 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI040 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b) 2000
180
1800
160
1600
140
1400
Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 200
120 100 80 60
1200 1000 800 600
40
400
20
200
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0
radiolokační odrazivost [dBZ]
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 25 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI045 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(a)
(b)
180
2400
160
2200 2000
140 1800 1600
Počet pozorování
Počet pozorování
120 100 80 60
1400 1200 1000 800 600
40
400
20
200 0
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 26 Histogram průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] konvektivní části echa na hladině CAPPI050.
63
(b)
(a) 2600
180
2400
160 2200
140
2000 1800
Počet pozorování
Počet pozorování
120 100 80
1600 1400 1200 1000
60 800
40
600 400
20
200
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0
2
4
6
8
radiolokační odrazivost [dBZ]
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 27 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI055 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(a)
(b)
240
3000
220
2800 2600
200
2400 180
2200 2000
Počet pozorování
Počet pozorování
160 140 120 100
1800 1600 1400 1200 1000
80
800
60
600 40
400
20
200 0
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
2
4
6
8
radiolokační odrazivost [dBZ]
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 28 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI060 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b) 3500
300
3000
250
2500 Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 350
200
150
100
2000
1500
1000
50
500
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0 0
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 29 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI065 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
64
(a)
(b) 3500
450 400
3000
350 2500
Počet pozorování
Počet pozorování
300 250 200 150
2000
1500
1000
100 500
50 0
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 30 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI070 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(a)
(b)
500
4000
3500
400
Počet pozorování
Počet pozorování
3000
300
200
2500
2000
1500
1000
100 500
0
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 31 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI075 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b)
(a) 4000
600
3500
500 3000
Počet pozorování
Počet pozorování
400
300
2500
2000
1500
200 1000
100 500
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 32 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI080 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
65
(b)
(a) 4000
700
3500
600
3000
Počet pozorování
Počet pozorování
500
400
300
2500
2000
1500
200
1000
100
500
0
0
0
2
4
6
8
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 33 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI085 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b)
(a) 700
4500 4000
600
3500
500 Počet pozorování
Počet pozorování
3000
400
300
2500 2000 1500
200
1000
100 500
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0
radiolokační odrazivost [dBZ]
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 34 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI090 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b) 4500
800
4000
700
3500
600
3000 Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 900
500 400
2500 2000
300
1500
200
1000
100
500
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0 0
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 35 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI095 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
66
(b)
(a) 900
5000
800
4500 4000
700
3500
Počet pozorování
Počet pozorování
600 500 400 300
3000 2500 2000 1500
200
1000
100
500 0
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 36 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI100 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b) 5000
900
4500
800
4000
700
3500
Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 1000
600 500 400 300
3000 2500 2000 1500
200
1000
100
500 0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0
radiolokační odrazivost [dBZ]
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 37 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI105 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b) 5000
800
4000
Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 1000
600
400
200
3000
2000
1000
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0 0
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 38 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI110 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
67
(b) 6000
1000
5000
800
4000
Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 1200
600
3000
400
2000
200
1000
0
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 39 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI115 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b) 6000
1000
5000
800
4000
Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 1200
600
400
3000
2000
200
1000
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0
radiolokační odrazivost [dBZ]
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 40 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI120 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b) 6000
1000
5000
800
4000
Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 1200
600
3000
400
2000
200
1000
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0 0
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 41 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI125 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
68
(a)
(b)
1200
6000
1000
5000
4000
Počet pozorování
Počet pozorování
800
600
400
3000
2000
200
1000
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 42 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI130 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(b) 6000
1000
5000
800
4000
Počet pozorování
Počet pozorování
(a) 1200
600
3000
400
2000
200
1000
0
0
0
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56
2
4
6
8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 43 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI135 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa.
(a)
(b)
1400
6000
1200
5000
1000
Počet pozorování
Počet pozorování
4000 800
600
3000
2000 400
1000
200
0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 52 54 56 radiolokační odrazivost [dBZ]
0 0
2
4
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 44 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dBZ] na hladině CAPPI140 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 69
Průměrné vertikální profily odrazivosti
3.3.1.1
Na Obr. 45 jsou uvedeny průměrné vertikální profily radiolokačních odrazivostí pro všechny ze souboru nekonvektivních a konvektivních případů. Průměry radiolokačních odrazivostí na jednotlivých CAPPI hladinách jsou vypočítány z dat získaných pomocí programu, jehož algoritmus je popsán v úvodu praktické části této práce. Z uvedeného grafu je patrné, že nekonvektivní a konvektivní průměrné vertikální profily odrazivostí se od sebe výrazně liší hodnotami průměrných radiolokačních odrazivostí. Průměrný
vertikální
profil
radiolokační
odrazivosti
pro
nekonvektivní
(stratiformní) část radiolokačního echa se vyznačuje tím, že od CAPPI hladiny s hodnotou odrazivosti 9,9 dBZ ve výšce 2 km, na níž byla prováděna klasifikace konvektivních a nekonvektivních částí echa, směrem vzhůru průměrná radiolokační odrazivost narůstá. Nejvyšší hodnoty jsou zaznamenávány ve výškách 2,5 a 3,0 km, kde činí shodně 10,3 dBZ. Poté směrem výše dochází k jejich poklesu. Od hladiny CAPPI020 dochází k nárůstu rovněž směrem dolů. Ve výšce 1,5 km se nachází nejvyšší průměrná hodnota radiolokační odrazivosti z celého vertikálního profilu, a to 11,2 dBZ. Průměrný vertikální profil radiolokační odrazivosti pro konvektivní případy vykazuje mnohem vyšší hodnoty a také jejich odlišné uspořádání vzhledem k jednotlivým CAPPI hladinám. Maximum průměrné radioloakční odrazivosti leží ve výšce 2,0 km. Jeho hodnota činí 42,6 dBZ. Směrem výše i níže hodnoty klesají. Výrazný pokles průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na hladině CAPPI010 je zřejmě, jak již bylo řečeno, možné zdůvodnit tím, že v souvislosti se zakřivením radarového paprsku při jeho postupu atmosférou měří radar pouze část prostoru v nejnižší vrstvě atmosféry, a to zejména ve větších vzdálenostech od radaru. Vzhledem ke značnému útlumu radiolokační odrazivosti na nejnižší hladině je možné hladinu CAPPI010 vynechat. Tyto průměrné vertikální profily jsou pak uvedeny na Obr. 46. Ve snaze alespoň jednoduchým způsobem normalizovat průměrné vertikální profily odrazivosti byly průměrné hodnoty všech CAPPI hladiny vztaženy k průměrné hodnotě CAPPI hladiny s maximem v rámci průměrného vertikálního profilu odrazivosti. Na grafech (Obr. 47) je dobře patrné, že normalizované konvektivní i stratiformní profily se k sobě těsně přimykají. Pouze v nejnižších CAPPI hladinách jsou průběhy obou křivek odlišné. 70
14.0 13.0
kovektivní
12.0 nekonvektivní
výška CAPPI hladiny [km]
11.0 10.0 9.0 8.0 7.0 6.0 5.0 4.0 3.0 2.0 1.0
0.0 0.0
5.0
10.0
15.0
20.0
25.0
30.0
35.0
40.0
45.0
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 45 Vertikální profil průměrné radiolokační odrazivosti [dBZ] pro konvektivní a nekonvektivní případy.
14.0 13.0
kovektivní
12.0
nekonvektivní
výška CAPPI hladiny [km]
11.0 10.0 9.0 8.0 7.0
6.0 5.0 4.0 3.0 2.0 1.0
0.0
5.0
10.0
15.0
20.0
25.0
30.0
35.0
40.0
45.0
radiolokační odrazivost [dBZ]
Obr. 46 Vertikální profil průměrné radiolokační odrazivosti [dBZ] pro konvektivní a nekonvektivní případy s vynecháním hladiny CAPPI010.
71
14.0 13.0
konvektivní
12.0 nekonvektivní
výška CAPPI hladiny [km]
11.0 10.0 9.0 8.0 7.0 6.0 5.0 4.0 3.0 2.0 1.0 0.0 0.00
0.10
0.20
0.30
0.40
0.50
0.60
0.70
0.80
0.90
1.00
avg_Z/max
Obr. 47 Graf průběhu podílu průměrných hodnot odrazivostí na každé CAPPI hladině a maximální průměrné hodnoty v rámci celého konvektivního/nekonvektivního vertikálního profilu.
3.3.1.2
Rozdíl vůči úrovni maxima ve vertikálním profilu V předchozí části jsou patrné zřetelné rozdíly mezi uspořádáním hodnot
průměrných odrazivostí na jednotlivých CAPPI hladinách mezi konvektivními a nekonvektivními případy. Zkoumáno však bylo rovněž to, zda a jakým způsobem se od sebe tyto soubory liší z hlediska velikosti rozdílů průměrných radiolokačních odrazivostí na CAPPI hladině s maximem v daném vertikálním profilu a sousedních CAPPI hladinách (tedy nad a pod ní). Oba statistické soubory (konvektivní i nekonvektivní) jsou tvořeny řádově jednotkami tisíc případů a manuální zpracování by bylo velmi náročné. Proto byly hodnoty hledaných CAPPI hladin vytříděny prostřednictvím funkcí v MS Excel. Nejprve byla zjišťována pozice (číslo sloupce na každém řádku, který reprezentuje jedno objemové měření) maxima, dále pozice sousední elevace nad a pod ním. Následně byly získány požadované hodnoty průměrných odrazivostí na patřičných elevacích, resp. rozdíly mezi nimi a hladinou s maximální průměrnou hodnotou. Pro lepší 72
srozumitelnost byly pojmenovány max, nad a pod. V případech, kde maximum v rámci celého vertikálního profilu leželo na nejnižší hladině CAPPI010, nebylo samozřejmě možné najít hodnoty odrazivostí pod touto hladinou. Proto byly ze souboru pod všechny takové případy vyřazeny. Rozdíl max-pod vykazuje v souboru nekonvektivních případů (Obr. 50) rozdílů mezi CAPPI hladinou s maximální průměrnou hodnotou odrazivosti a CAPPI hladinou nižší průměr 2,5 dBZ a hodnotu mediánu 1,2 dBZ. U stejných rozdílů, avšak konvektivních (Obr. 51), činí hodnota průměru 4,0 dBZ a mediánu 1,3 dBZ. Takže hodnoty mediánů jsou velmi podobné, větší rozdíl je však mezi hodnotami průměrů. Poněkud odlišné je rozložení četností rozdílů max-pod. Zatímco u nekonvektivního souboru hodnot je modus 0,5 dBZ, u souboru konvektivního činí modus 1,0 dBZ. Soubory se mezi sebou rovněž velmi liší v rozsahu hodnot rozdílů max-pod. U souboru hodnot konvektivních rozdílů se navíc vyskytuje shluk velmi vysokých hodnot rozdílů max-pod přibližně v rozmezí hodnot 40,0 dBZ až 46,0 dBZ, byť četnosti na zmíněných intervalech jsou nízké (jedná se řádově o jednotky případů). Odpovídá to charakteristickým vlastnostem konvektivního radarového echa. Svou roli zde sehrává již zmíněný problém zakřivování radarového paprsku se zvyšující se vzdáleností od radaru a tedy do určité míry omezením měření na nejnižší elevaci 0,1 °. Rozdíl max-nad u souboru nekonvektivních případů (Obr. 52) vykazuje průměr 2,2 dBZ a hodnotu mediánu 1,5 dBZ, u souboru případů konvektivních (Obr. 53) pak průměr 1,6 dBZ a hodnotu mediánu 1,1 dBZ. Ve srovnání s předchozím je tedy rozdíl průměrů nižší, zatímco rozdíl mediánů mírně vyšší, avšak stále je jeho hodnota malá. Modus souboru nekonvektivních případů je 1,5 dBZ, u konvektivních činí 1,0 dBZ. Z uvedeného lze usuzovat na to, že jádro vysoké odrazivosti konvektivních částí echa, resp. v rámci konvektivních cell, navazuje na CAPPI hladinu s maximální průměrnou hodnotou radiolokační odrazivosti zejména shora. Z hlediska uspořádání četností intervalů jednotlivých rozdílů max-nad je zřetelný rozdíl v tom, že rozsah pokrytých intervalů je u souboru nekonvektivních případů výrazně větší než u souboru konvektivních. Svědčí to o tom, že nekonvektivní (resp. stratiformní) části echa jsou charakteristické přítomností vrstvy bright band, v níž dochází ke značnému zvýšení hodnoty radiolokační odrazivosti, a to z důvodů popsaných v teoretické části práce. Vertikální gradienty radiolokační odrazivosti jsou tedy obecně v okolí CAPPI hladiny s maximální průměrnou radiolokační odrazivostí u nekonvektivních částí radioecha značně vyšší než u konvektivních částí echa. 73
rozdíl radiolokační odrazivosti [dBZ]
50 45 40 35 30 25 20 15 10 5
Medián 25%-75% Min-Max
0 nekonv ektiv ní
konv ektiv ní
rozdíl radiolokační odrazivosti [dBZ]
Obr. 48 Krabicové grafy rozložení rozdílů max-pod průměrných radiolokačních odrazivostí na CAPPI hladině s maximální hodnotou a nižší CAPPI hladinou pro nekonvektivní a konvektivní případy.
24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0 nekonv ektiv ní
Medián 25%-75% Min-Max
konv ektiv ní
Obr. 49 Krabicové grafy rozložení rozdílů max-nad průměrných radiolokačních odrazivostí na CAPPI hladině s maximální hodnotou a vyšší CAPPI hladinou pro nekonvektivní a konvektivní případy.
Tab. 3 Přehled základních popisných statistik souborů rozdílů průměrných radiolokačních odrazivostí mezi hladinou CAPPI s maximální průměrnou hodnotou a nižší CAPPI hladinou (max-pod) a vyšší CAPPI hladinou (max-nad) pro nekonvektivní i konvektivní případy.
max - max nad pod
případy
N Sm. Průměr Medián Modus Četnost Min. Max. Dolní Horní Rozptyl platných odch.
nekonvektivní konvektivní
4329 1313
2,5 4,0
1,2 1,3
0,5 1,0
48 41
0,0 0,0
29,3 47,2
0,57 0,78
2,45 2,50
12,80 88,41
3,58 9,40
nekonvektivní konvektivní
5480 1346
2,2 1,6
1,5 1,1
1,5 1,0
56 51
0,0 0,0
22,0 13,0
0,77 0,63
2,55 2,00
6,14 2,03
2,48 1,42
74
240 220 200
Počet pozorování
180 160 140 120 100 80 60 40 20 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 8,0 8,5 9,0 9,5 10,0 10,5 11,0 11,5 12,0 12,5 13,0 13,5 14,0 14,5 15,0 15,5 16,0 16,5 17,0 17,5 18,0 18,5 19,0 19,5 20,0 20,5 21,0 21,5 22,0 22,5 23,0 23,5 24,0 24,5 25,0 25,5 26,0 26,5 27,0 27,5 28,0 28,5 29,0 29,5 30,0
0 rozdíl radiolokační odrazivosti [dBZ]
Obr. 50 Histogram četností rozdílů max-pod průměrných radiolokačních odrazivostí mezi hladinou CAPPI s maximální průměrnou hodnotou odrazivosti a hladinou CAPPI nižší pro nekonvektivní případy.
160 140
Počet pozorování
120 100 80 60 40 20
0,0 1,0 2,0 3,0 4,0 5,0 6,0 7,0 8,0 9,0 10,0 11,0 12,0 13,0 14,0 15,0 16,0 17,0 18,0 19,0 20,0 21,0 22,0 23,0 24,0 25,0 26,0 27,0 28,0 29,0 30,0 31,0 32,0 33,0 34,0 35,0 36,0 37,0 38,0 39,0 40,0 41,0 42,0 43,0 44,0 45,0 46,0 47,0 48,0 49,0 50,0 51,0 52,0 53,0
0 rozdíl odrazivosti [dBZ]
Obr. 51 Histogram četností rozdílů max-pod průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí [dBZ] mezi hladinou CAPPI s maximální hodnotou a CAPPI hladinou nižší pro konvektivní případy.
75
260 240 220 200
Počet pozorování
180 160 140 120 100 80 60 40 20 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 8,0 8,5 9,0 9,5 10,0 10,5 11,0 11,5 12,0 12,5 13,0 13,5 14,0 14,5 15,0 15,5 16,0 16,5 17,0 17,5 18,0 18,5 19,0 19,5 20,0 20,5 21,0 21,5 22,0 22,5 23,0 23,5 24,0 24,5 25,0 25,5 26,0 26,5 27,0 27,5 28,0 28,5 29,0 29,5 30,0
0 rozdíl radiolokační odrazivosti [dBZ]
Obr. 52 Histogram četností rozdílů max-nad průměrných radiolokačních odrazivostí mezi CAPPI hladinou s maximální průměrnou hodnotou a CAPPI hladinou vyšší pro nekonvektivní případy.
120
Počet pozorování
100
80
60
40
0
0.0 0.4 0.8 1.2 1.6 2.0 2.4 2.8 3.2 3.6 4.0 4.4 4.8 5.2 5.6 6.0 6.4 6.8 7.2 7.6 8.0 8.4 8.8 9.2 9.6 10.0 10.4 10.8 11.2 11.6 12.0 12.4 12.8
20
rozdíl radiolokčaní odrazivosti [dBZ]
Obr. 53 Histogram četností rozdílů max-nad průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí [dBZ] mezi hladinou CAPPI s maximální hodnotou a CAPPI hladinou vyšší pro konvektivní případy.
76
Rozdíl výšek nulové izotermy a maxima odrazivosti
3.3.1.3
Jak již bylo několikrát zmíněno, je charakteristickým projevem stratiformních srážek na radarových snímcích vrstva zvýšené odrazivosti bright band, která je vázána na vrstvu tání, tedy úroveň nulové izotermy. Vertikální profil teploty vzduchu a další meteorologické veličiny jsou měřeny při sondážních měřeních atmosféry, a to dvakrát denně, o půlnoci a v poledne světového času. Přibližná úroveň nulové izotermy byla vypočítána na základě dat ze sondážních měření na stanici Prostějov, která jsou dostupná na webových stránkách University of Wyoming. Pro polední termín z 29. července 2010, kdy stanice Prostějov ani Praha neměřily, resp. měřily pouze ve vysokých hladinách atmosféry, bylo využito sondážní měření provedené ve Vídni. Přibližná úroveň nulové izotermy byla vypočítána interpolací diskrétních hodnot teploty vzduchu a příslušných výšek. Vypočtené výšky nulové izotermy a jejich vývoj v zájmovém období od 23.7. do 18.8. 2010 na Obr. 54. Z uvedeného grafu je patrné, že výška nulové izotermy se dosti výrazným způsobem měnila. Konkrétně maximum její odhadované
18.8.2010
17.8.2010
16.8.2010
15.8.2010
14.8.2010
13.8.2010
12.8.2010
11.8.2010
9.8.2010
10.8.2010
8.8.2010
7.8.2010
6.8.2010
5.8.2010
4.8.2010
3.8.2010
2.8.2010
1.8.2010
31.7.2010
30.7.2010
29.7.2010
28.7.2010
27.7.2010
26.7.2010
25.7.2010
24.7.2010
4400 4300 4200 4100 4000 3900 3800 3700 3600 3500 3400 3300 3200 3100 3000 2900 2800 2700 2600 2500 2400 23.7.2010
Výška [m n. m.]
úrovně činilo více než 4300 m, minimum více o něco více než 2500 m.
Datum
Obr. 54 Vývoj výšky nulové izotermy v období od 23.7. do 18.8. 2010 na základě interpolace sondážních měření prováděných na stanici Prostějov (v termínu 29.7 2010, 12:00 na stanici Vídeň).
77
Výrazné změny výšky nulové izotermy byly zohledněny při posuzování rozložení průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí ve vertikálních profilech. Sondážní měření atmosféry jsou prováděna pouze dvakrát denně, a to o půlnoci a v poledne. Jako jisté shlazení byly hodnoty daných měření vztaženy k časovému úseku 6 hodin před a 6 hodin po termínu měření. Následně bylo sledováno, jaký je rozdíl výšek vyska_t0-vyska_max
mezi
CAPPI hladinou s maximální
průměrnou hodnotou
radiolokační odrazivosti a odhadovanou výškou nulové izotermy, a to zvlášť pro soubor nekonvektivních a konvektivních případů. Sledovány jsou základní statistické charakteristiky rozložení hodnot výšek, resp. jejich rozdílů. U souboru nekonvektivních případů je průměrný rozdíl mezi výškou CAPPI hladiny s maximem průměrné odrazivosti a odhadovanou výškou nulové izotermy roven 340 m. Hodnota mediánu je 370 m. Z celkového počtu 5242 případů bylo pouze 482 takových, kdy CAPPI hladina s maximem průměrné radiolokační odrazivosti ležela nad odhadovanou úrovní nulové izotermy, což představuje pouze necelých 9 % případů. Rozdíl výšek v rozsahu 0 až 500 m (mocnost vrstvy mezi dvěma CAPPI hladinami) vykazuje celkem 3832 případů, tedy více než 73 % z celkového počtu. Podrobně jsou hodnoty absolutních i relativních četností nekonvektiních případů uvedeny v tabulce v Příloze č. 6. Naproti tomu v souboru případů konvektivních je průměrný rozdíl výšek 1502 m. Hodnota mediánu i pak činí 1443 m. Z Tab. 4 a z Obr. 51 a 52 je také patrný rozdíl v rozsahu obou souborů. U konvektivních případů je několikanásobně větší, i když je potřeba vzít v úvahu, že četnost výrazně odlehlých hodnot je velmi nízká. Podíl případů, kdy CAPPI hladina s maximální hodnotou průměrné odrazivosti leží nad úrovní odhadované nulové izotermy, je pouze 0,7 %. Konkrétně je to 9 případů z celkových 1346. Rozdíl výšek v rozmezí 0 až 500 m vykazuje pouze 32 případů. To je pouze 2,3 %. Tedy části echa s maximálními odrazivostmi jsou soustředěny ve výrazně vyšších CAPPI hladinách. Podrobně v tabulce v Příloze č. 4. Rozdílné charakteristiky obou statistických souborů vyplývají z odlišných mechanismů, doprovázejících vznik srážek konvektivních a srážek stratiformních. Stratiformní odrazy jsou charakteristické maximálními hodnotami soustředěnými ve vertikálním směru v relativně tenké vrstvě bright band, která je vázána na vrstvu tání, resp. na úroveň výšky nulové izotermy, kde se mění skupenství z pevného na kapalné a voda obaluje stále ještě pevné krystaly, čímž nastávají podmínky příznivé pro zvýšení odrazivosti odrážejících částic. Konvektivní odrazy se vyznačují tím, že maximální 78
průměrné hodnoty odrazivosti pokrývají větší rozsah vertikálního profilu, nicméně i zde je patrné, že se „shlukují“ do určité vrstvy. Konkrétně zejména do výšek od 900 do 2400 m. Příčinou odlišného charakteru radioecha u konvektivních odrazů jsou jistě silné výstupné a sestupné pohyby vzduchu a s nimi spojené procesy. Na základě zkoumaných souborů je tedy možné tvrdit, že pomocí rozdílu (odhadované) výšky nulové izotermy a výšky CAPPI hladiny s maximální hodnotou průměrné radiolokační odrazivosti lze usuzovat na to, o jaký typ odrazů, resp. srážek, se jedná. Respektive je možné tohoto využít jako jednoho z ukazatelů pro klasifikaci. Tab. 4 Přehled základních popisných statistik pro statistický soubor rozdílů výšky vyska_t0-vyska_max CAPPI hladiny s maximálním průměrem radiolokační odrazivosti a úrovní nulové izotermy odhadované na základě údajů ze sondážních měření atmosféry pro nekonvektivní i konvektivní části echa. N platných
Průměr Medián
Modus
nekonvektivní
5480
340
370
402
konvektivní
1346
1502
1443
1443
Četnost 145
Min.
Max. Dolní Horní
-192
964
178
122 -4191
3312
1241
474
Rozptyl
62216,8 249,4
1824 347860,4 589,8
4000 3000 2000
rozdíl výšky [m]
1000 0 -1000 -2000 -3000 -4000 -5000
nekonvektivní
konvektivní
Sm. odch.
Medián 25%-75% Min-Max
Obr. 55 Krabicový graf rozložení rozdílů výšek vyska_t0-vyska_max mezi CAPPI hladinou s maximem průměrné radiolokační odrazivosti a odhadovanou úrovní nulové izotermy.
79
1400
1200
Počet pozorování
1000
800
600
400
200
0 -200
-100
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
rozdíl výšky [m]
Obr. 56 Histogram četností rozdílu výšky vyska_t0-vyska_max CAPPI hladiny s maximální hodnotou průměrné odrazivosti a odhadovanou výškou nulové izotermy na základě interpolace ze sondážních měření pro nekonvektivní případy.
220 200 180
Počet pozorování
160 140 120 100 80 60 40
0
-4200 -4000 -3800 -3600 -3400 -3200 -3000 -2800 -2600 -2400 -2200 -2000 -1800 -1600 -1400 -1200 -1000 -800 -600 -400 -200 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200
20
rozdíl výšek [m]
Obr. 57 Histogram četností rozdílu výšky vyska_t0-vyska_max CAPPI hladiny s maximální hodnotou průměrné odrazivosti a odhadovanou výškou nulové izotermy na základě interpolace ze sondážních měření pro konvektivní případy.
80
3.3.1.4
Kratší časová okna Vzhledem k tomu, že sondážní měření atmosféry jsou prováděna pouze dvakrát
denně, bylo na místě předpokládat, že odhad výšky nulové izotermy pro období 6 hodin před a po čase provedení sondážního měření bude dosti zkreslený. Proto bylo zkráceno časové okno okolo časů, v nichž byla sondážní měření provedena, na 3 hodiny, resp. 1,5 hodiny před nimi a po nich. Díky tomu bylo možné s vyšší pravděpodobností očekávat, že odhadovaná hodnota výšky nulové izotermy bude platná po celou dobu daného časového úseku. A tak byly vybrány pouze ty případy, zvlášť v rámci souboru nekonvektivních a konvektivních případů, které do vymezených úseků spadají. Následně pak bylo zjišťováno, jaký je charakter rozložení četností intervalů rozdílů výšek mezi CAPPI hladinou s maximální hodnotou průměrů radiolokačních odrazivostí a odhadovanou úrovní nulové izotermy, jako tomu bylo v předchozí části. Ze srovnání základních popisných statistik se ukázalo, že hodnoty průměrů a mediánů se od předchozích výrazně neliší. Jak je uvedeno v Tab. 5, průměrný rozdíl výšek pro nekonvektivní případy činí 343 m, u případů konvektivních je to 1568 m. Medián u rozdílů výšek pro případy nekonvektivní je 370 m a pro konvektivní 1621 m. Dále za zmínku stojí skutečnost, že při zúžení časového úseku okolo času sondáže došlo k výrazné změně minimální hodnoty rozdílů výšek z -4191 m na 115 m. Resp. došlo k tomu, že ze souboru konvektivních případů zcela vymizely hodnoty záporné, čily takové, kdy CAPPI hladina s maximem průměru radiolokační odrazivosti leží nad odhadovanou úrovní nulové izotermy. Díky absenci takto výrazně odlehlých hodnot, byť pouze ze záporného oboru hodnot, se u konvektivních případů značně změnily hodnoty rozptylu a směrodatné odchylky. Přesto tyto zůstávají značně vysoké. Naproti tomu u nekonvektivních případů došlo dokonce k mírnému zvýšení těchto hodnot. Další změnou je to, že u nekonvektivních případů narostl podíl záporných hodnot na 10,0 %, u konvektivních pak, jak již bylo uvedeno, došlo k poklesu na 0,0 %. Konkrétní hodnoty absolutních i relativních četností jednotlivých intervalů rozdílů výšek případů konvektivních i nekonvektivních jsou uvedeny v tabulkách Příloh č. 5 a 7.
81
Tab. 5 Popisné statistiky rozdílů výšky vyska_t0-vyska_max CAPPI hladiny s maximálním průměrem radiolokační odrazivosti a úrovní nulové izotermy pro nekonvektivní i konvektivní části echa v období maximálně 1,5 hodiny před a po provedení sondážního měření. N platných nekonvektivní konvektivní
Průměr Medián Modus Četnost Min. Max. Dolní Horní Rozptyl
1399
343
370
402
37
-192
964
156
340
1568
1621
1763
33
115
3145
1388
488
Sm.odch.
69533.8
263.7
1824 216364.8
465.2
350 300
Počet pozorování
250 200 150 100 50 0 -200
-100
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
rozdíl výšek [m]
Obr. 58 Histogram četností rozdílů vyska_t0-vyska_max výšky CAPPI hladiny s maximem průměrné radiolokační odrazivosti úrovní nulové pro nekonvektivní případy v období maximálně 1,5 hodiny před a po provedení sondážního měření.
60
Počet pozorování
50
40
30
20
0
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000 2100 2200 2300 2400 2500 2600 2700 2800 2900 3000 3100 3200 3300 3400 3500
10
rozdíl výšek [m]
Obr. 59 Histogram četností rozdílů výšky vyska_t0-vyska_max CAPPI hladiny s maximem průměrné radiolokační odrazivosti úrovní nulové pro konvektivní případy v období maximálně 1,5 hodiny před a po provedení sondážního měření. 82
3.3.2
Klasifikace echa a detekce blesků Dosavadní klasifikace radarového echa na konvektivní a nekonvektivní (resp.
stratiformní) části se zakládala výhradně na analýze hodnot odrazivostí na hladině CAPPI020. Pro určení toho, o jaký typ odrazů se jedná, se jako vhodné jeví data detekce blesků. A proto bylo otestováno na několika případech, kdy byly blesky zaznamenány, za a jaká je vazba mezi výskytem blesků a rozdělením radarového echa na část konvektivní a nekonvektivní dle hladiny CAPPI020. Pro účely testování byly potřebné údaje zjišťovány na základě prostého prohlížení radarových snímků s vyznačením případných zaznamenaných výbojů v prostředí JSMeteoView. Náhodně byly vybrány tři různé snímky s dostatečným přiblížením na okolí meteorologického radaru Skalky, byť při maximálním přiblížení je rozloha území menší ve srovnání s vymezením použitým při automaticky prováděné klasifikace radarových snímků. Navíc v okolí radaru vzhledem k používaným elevacím dochází k omezení detekce ve vysokých CAPPI hladinách. Proti tomuto však stojí fakt, že při silných konvekcích může docházet ke značnému útlumu radarových pulsů. Vybrány byly případy z roku 2012, neboť v roce 2010 nebylo možné nahlížet na vizualizaci samostatných dat radarových odrazivostí na hladině CAPPI020 a zároveň na boční průměty odrazivosti pro přiblížené území. Konkrétně byly vybrány případy z 21.6.2012 00:10, 1.7.2012 21:00 a 2.7.2012 01:00, které jsou uvedeny na Obr. 60, 61 a 62. Rastry jednotlivých snímků pak byly v ArcMapu podrobeny manuálnímu rozdělení, kdy byly na základě barevné škály odpovídající intervalům radiolokační odrazivosti vymezeny konvektivní části radarového echa. Poté byl otevřen vždy rastr daného snímku, avšak tentokrát doplněný o značky blesků. Při přiblížení a v oblastech shluků bylo místy obtížné identifikovat jednotlivé blesky a jejich polohu. Ovšem pro účely jednoduchého otestování je možné považovat tento postup za přijatelný. Nakonec bylo možné jednotlivé vrstvy přeložit přes sebe, alespoň řádově určit, jaký počet blesků je vázán na konvektivní části radarového echa a zejména pak na jeho nekonvektivní část (viz Obr. 63, 64 a 65). Na základě popsané analýzy bylo zjištěno, že na snímku z 21.6.2012 se vyskytuje zhruba 37 blesků mimo oblast diagnostikovanou jako konvektivní, na snímku z 1.7.2012 je to pak zhruba 95 blesků, na snímku z 2.7.2012 je to zhruba 11 blesků. Na základě vybraných případů, kdy byly zaznamenány elektrické výboje, se tedy ukazuje, že 83
detekované elektrické výboje nejsou vázány výhradně na části radarového echa diagnostikované jako konvektivní. I když manuální zaznamenání polohy blesků není jistě zcela přesné, je možné vcelku spolehlivě tvrdit, že významná část blesků se vyskytuje mimo oblasti radarového echa klasifikované jako konvektivní. Je však potřeba brát v potaz to, že bleskovou aktivitu není možné posuzovat na základě nízkých CAPPI hladin. Je totiž známo, že blesková aktivita je dána tím, do jaké výšky konvekce zasahuje a při jakých teplotách se tvoří jednotlivé částice. Klasifikace radarového echa v této práci je z hlediska zkoumání bleskové aktivity omezená, protože charakter radarového echa ve velkých výškách bývá od úrovně 2 km mnohdy značně odlišný. Zatímco v úrovni hladiny CAPPI020 se může v dané oblasti vyskytovat část echa klasifikovaná jako nekonvektivní, ve vyšších hladinách tomu tak být nemusí. Tedy i ve vertikálních sloupcích klasifikovaných jako nekonvektivních se pak může při určitém uspořádání oblačnosti vyskytovat elektrická aktivita, jako je tomu v některých částech radarových snímků (viz například boční průměty na Obr. 60).
Obr. 60 Detailní pohled na část radioecha v okolí radaru Skalky na hladině CAPPI020 s bočními průměty maximálních radiolokačních odrazivostí ze dne 21. 6. 2012, 00:10.
84
Obr. 61 Detailní pohled na část radioecha v okolí radaru Skalky na hladině CAPPI020 s bočními průměty maximálních radiolokačních odrazivostí ze dne 1. 7. 2012, 21:00.
Obr. 62 Detailní pohled na část radioecha v okolí radaru Skalky na hladině CAPPI020 s bočními průměty maximálních radiolokačních odrazivostí ze dne 2. 7. 2012, 01:00.
85
Obr. 63 Vymezení konvektivních částí radarového echa na hladině CAPPI020 dle radarového snímku ze dne 21.6.2012, 00:10 s doplněním polohy detekovaných blesků.
Obr. 64 Vymezení konvektivních částí radarového echa na hladině CAPPI020 dle radarového snímku ze dne 1.7.2012, 21:00 s doplněním polohy detekovaných blesků.
Obr. 65 Vymezení konvektivních částí radarového echa na hladině CAPPI020 dle radarového snímku ze dne 2.7.2012, 01:00 s doplněním polohy detekovaných blesků.
86
4. SHRNUTÍ VÝSLEDKŮ A ZÁVĚR V návaznosti na bakalářskou práci se tato diplomová práce zabývala identifikací konvektivních a stratiformních (resp. nekonvektivních) částí radarového echa, a to na základě analýzy objemových radarových dat z meteorologického radiolokátoru Skalky, který je spravován Českým hydrometeorologickým ústavem. Vzhledem ke skenovací strategii a z ní plynoucích nedostatků radarových měření v jistých vzdálenostech, byla analýze podrobena pouze data na jednotlivých CAPPI hladinách ve vzdálenosti větší či rovné 20 km a menší či rovné 60 km vzhledem ke zmíněnému radaru. Analýza byla prováděna na referenční CAPPI hladině ve výšce 2 km. Byla-li hodnota odrazivosti daného pixelu na této hladině 40 dBZ či vyšší, vymezoval tento pixel konvektivní část echa a naopak, a to na všech CAPPI hladinách od výšky 1 km do 14 km (celkem 27 CAPPI hladin). Na základě průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí v rámci konvektivních a nekonvektivních částí radioecha na každé CAPPI hladině v daném objemovém měření bylo možné zjistit, jaký je průměrný vertikální profil radiolokačních odrazivostí v obou klasifikovaných oblastech. Bylo zjištěno, že průměrná hodnota radiolokačních odrazivostí se mezi oběma klasifikovanými částmi echa značně liší. Největší rozdíl je zaznamenán na nejnižších hladinách. Největší rozdíl je na hladině CAPPI020, a to 32,5 dBZ. Kromě průměrných hodnot se obě klasifikované oblasti liší hodnotami svých mediánů. Například pro referenční CAPPI hladinu činí 33,1 dBZ. Obecně se pak hodnoty rozdílu mezi nimi s rostoucí výškou značně snižují. Konkrétní hodnoty jsou pro srovnání uvedeny v Tab. 1 a 2. Graficky jsou průměrné vertikální profily radiolokačních odrazivostí znázorněny na Obr. 45, na němž je nápadný výrazný pokles na nejnižší CAPPI hladině, což je patrně způsobeno tím, jak se radarový paprsek na nejnižší elevaci 0,1 ° vzdaluje od zemského povrchu, čímž tento paprsek pokrývá pouze část měřeného objemu atmosféry. Tím jsou zřejmě uměle sníženy hodnoty odrazivostí na nejnižší CAPPI hladině, a to především ve větších vzdálenostech. Naopak ve vzdálenostech malých je omezeno měření na vysokých CAPPI hladinách, což podobně uměle snižuje hodnoty průměrných radiolokačních odrazivostí, a to především (obecně vzato) v případě mohutných konvektivních útvarů zasahujících do velké výšky. Ve snaze normalizovat oba průměrné vertikální profily byly hodnoty průměrů odrazivostí na všech CAPPI hladinách poděleny hodnotou maximální v rámci celého vertikálního 87
profilu. Ukázalo se, že kromě nejnižších CAPPI hladin se normalizované průměrné vertikální profily odrazivostí k sobě těsně přimykají, jak je vidět na Obr. 42. Histogramy rozložení četností intervalů odrazivostí na jednotlivých hladinách jsou pro přehlednost uvedeny paralelně na Obr. 18 až 44. Poměrně spolehlivým indikátorem stratiformního charakteru srážek je vrstva bright band, v níž je zesílená radiolokační odrazivost, což je způsobeno táním pevných částic, při kterém dochází k jejich obalování vodou. Bylo zjišťováno, v jaké CAPPI hladině se v každém jednotlivém objemovém měření nachází maximum průměru radiolokační odrazivosti, zvlášť pro soubory nekonvektivních a konvektivních částí. Tato maximální hodnota průměrné odrazivosti může být zejména v případě nekonvektivních částí radioecha považována za totožnou s průměrnou odrazivostí v úrovni bright band. Následně byly počítány rozdíly průměrných hodnot nad a pod touto úrovní, tedy na sousedních CAPPI hladinách. Bylo zjištěno, že hodnoty průměrů a mediánů se mezi konvektivními a nekonvektivními částmi echa poněkud liší, i když ne příliš výrazně. Mezi úrovní maxima a nižší CAPPI hladinou vykazují vyšší hodnoty části konvektivní (konvektivní 4,0 dBZ, nekonvektivní 2,5 dBZ). U rozdílů mezi úrovní maxima a hodnotou na vyšší hladině je tomu naopak. Zde jsou průměrné hodnoty vyšší u nekonvektivních částí echa (konvektivní 1,6 dBZ, nekonvektivní 2,2 dBZ). U konvektivních struktur se vysoké hodnoty odrazivostí vyskytují v oblasti vertikálně různě rozsáhlé a zasahují do více CAPPI hladin. Naproti tomu u stratiformních částí radioecha dochází k výraznému zvýšení odrazivosti v úrovni tání, tedy v oblasti nulové izotermy. Tato oblast je přitom ve srovnání s předchozí vertikálně mnohem méně vyvinutá. Je relativně ostře vymezená a směrem shora dochází k výraznému nárůstu odrazivosti. Bylo-li zjišťováno, v jaké úrovni se nachází maximum průměrné odrazivosti v rámci vertikálního profilu za účelem identifikace vrstvy bright band, bylo vhodné rovněž ověřit, zda a jakým způsobem úroveň maxima koresponduje s úrovní nulové izotermy, která byla odhadována na základě údajů získaných při aerologických měřeních atmosféry prováděných dvakrát denně (viz Obr. 54). Odhadnuté hodnoty byly vztahovány na období 6 hodin před a po provedení měření. Ukázalo se, že pro nekonvektivní případy je rozdíl výšek maxima průměrné radiolokační odrazivosti a nulové izotermy výrazně menší a největší část případů nevykazuje hodnotu větší než je hodnota kroku mezi jednotlivými CAPPI hladinami (500 m). Průměr totiž činí 340 m, medián 370 m. Pouze u necelých 9 % z celkového počtu konvektivních případů byla 88
zaznamenána poloha maxima nad úrovní nulové izotermy. U konvektivních případů jsou hodnoty rozdílů výrazně odlišné. Průměrně činí rozdíl asi 1502 m, medián 1443 m. Navíc pouze 0,7 % případů bylo takových, kdy maximální průměrná odrazivost ležela nad nulovou izotermou. Stejně se postupovalo také při zkrácení časových úseků, na něž se vztahovaly odhadované výšky úrovně nulové izotermy. Konkrétně na 1,5 hodiny před a po čase provedení měření. Tím mělo dojít k vyloučení případů, kdy odhad výšky nulové izotermy neodpovídal skutečnosti například z důvodů změn povětrnostních podmínek. Navzdory očekávání však k výrazným změnám jednotlivých hodnot nedošlo. Hodnota průměru u nekonvektivních případů zde činí 343 m, mediánu 370 m. U konvektivních byla změna větší, neboť hodnota průměru činí 1568 m, hodnota mediánu pak 1621 m. Jako doplnění k předchozím analýzám bylo také na třech případech ověřeno, do jaké míry je provázána zde použitá klasifikace konvektivních a nekonvektivních částí radioecha s přítomností elektrických výbojů. K tomu byly využity kopie radarových snímků s prohlížeče JSMeteoView používaného na ČHMÚ. Manuálně byla v okolí radaru Skalky na hladině CAPPI020 provedena klasifikace konvektivních částí echa na třech snímcích z června a července 2012 a následně byly odhadnuty polohy jednotlivých blesků. Tak bylo možné alespoň řádově zjistit, kolik blesků se na daném radarovém snímku vyskytuje a do jaké klasifikované části spadají. Ukázalo se, že konvektivní oblasti identifikované na základě používané klasifikace neodpovídají rozložení jednotlivých blesků. Významný podíl z celkového odhadnutého počtu blesků totiž leží mimo konvektivní části radarového echa. To je možné zdůvodnit tím, že daná klasifikace se zaměřuje na nízké hladiny. Referenční hladinou je CAPPI020. A přestože může být daná část echa na této CAPPI hladině klasifikována jako nekonvektivní, ve vysokých CAPPI hladinách nad danou oblastí se může vyskytovat část konvektivního útvaru spojená jednak s relativně vyššími odrazivostmi, jednak, a v tomto případě především, s bleskovou aktivitou. Totiž jak je známo, právě to, do jaké výšky (a teplot) zasahuje konvekce, je rozhodující pro utváření podmínek příhodných pro bleskovou aktivitu. Na základě výsledků dílčích analýz se ukazuje určitá shoda s výsledky některých z prací uvedených v přehledu různých postupů klasifikace v teoretické části práce. Zejména co se týče distribuce hodnot průměrných odrazivostí (např. STEINER et al., 1995, popř. YUTER and HOUZE, 1995). Shoda však není úplná, což je patrně odůvodnitelné různými podmínkami klasifikace a také odlišnými podmínkami v různých 89
geografických oblastech, v nichž se klasifikace prováděly. Rovněž charakter radarového echa v okolí odhadované úrovně vrstvy tání (bright band) zjištěný v této práci vykazuje podobné výsledky s prací Zhanga (ZHANG et al, 2008). Předložená práce a výsledky v ní dosažené mohou být základem pro další podrobnější analýzu objemových radarových měření s větším zaměřením na charakter radiolokačních odrazivostí na jednotlivých CAPPI hladinách. Z hlediska srážek je vhodné se zaměřovat na spodní hladiny, ovšem z hlediska geneze a zkoumání radarového echa jako takového se jeví jako vhodnější provádět analýzu zvlášť pro jednotlivé CAPPI hladiny, zejména v případě konvektivních struktur. To by také umožnilo vhodným způsobem do automatické klasifikace zapojit rovněž data detekce blesků. Identifikace typu cílů zaznamenávaných meteorologickými radiolokátory i přes všechny nedostatky radarové detekce v sobě skrývá potenciál především v oblasti výstrah před bleskovými povodněmi, zejména při případném propojení takové klasifikace s odhady srážek a s hydrologickými modely.
90
5. SEZNAM POUŽITÉ LITERATURY Tištěné zdroje BEDNÁŘ, J. et al. 1993. Meteorologický slovník výkladový a terminologický, 1. vyd., Praha: Academia, 1993. 594 s., ISBN 8085368455. CALETKA, M. Porovnání metod zjištění podílu konvekčních srážek na srážkách celkových v oblasti Brna. Brno, 2011. Bakalářská práce. Masarykova univerzita. Přírodovědecká fakulta. Vedoucí práce RNDr. Milan Šálek. DOVIAK, R., J., ZRNIĆ, D., 1984. Doppler Radar and Weather Observations, 2. vyd., San Diego: Academic Press, 1993, 458 s., ISBN 0-486-45060-0. GOUDENHOOFDT, E., DELOBBE, L. 2009. Evaluation of radar-gauge merging methods for quantitative precipitation estimates. Hydrology and Earth System Sciences, 2009, roč. 13, č. 2, s. 195-203. KRŠKA, K., ŠAMAJ, F. 2001. Dějiny meteorologie v českých zemích a na Slovensku, 1. vyd., Praha: Carolinum, 2001. 563 s., ISBN 8071849510. MEISCHNER, P. 2004. Weather radar: principles and applications. Berlin: Springer, 2004, 337 s., ISBN 3540003282. RIOSALIDO, R. et al., 1997. Mesoscale Convective Systems in Western MediterraneanA Satellite View. In: Proceedings on INM/WMO International Symposium on Cyclones and Hazardous Weather in the Mediterranean. Palma de Mallorca: 1997, s 14-17. ŘEZÁČOVÁ, D. et al., 2007. Fyzika oblaků a srážek. 1. vyd. Praha: Academia, 2007. 574 s., ISBN 9788020015051. SÁNCHEZ-DIEZMA et. Al., 2001. An Improved Methodology for Ground Clutter Substitution Based on Pre-Cassification of Precipitation Types. In: 30th International Conference on Radar Meteorology. Munich, 2001, s. 19-24. SOKOL, Z. - ŘEZÁČOVÁ, D. - PEŠICE, P. 2003. Odhad bodových i plošných srážek s využitím srážkoměrných i radarových dat. Meteorologické zprávy, 2003, roč. 56, č. 1, s. 1 - 12. SMYTH, T. - J., ILLINGWORTH, A. J., 1998. Correction for attenuation of radar reflectivity using polarization data. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 1998, roč. 124, č. 551, s. 2293-2415.
91
ŠÁLEK, M. 2010. Operational application of the precipitation estimate by radar and raingauges using local bias correction and regression krigging. In: Sixth European Conference on Radar in Meteorology and Hydrology (ERAD 2010). Sibiu: National Meteorological Administration of Romania, 2010. ŠÁLEK, M. et al. 2004. Radar techniques for identifying precipitation type and estimating quantity of precipitation. Brussels: COST Office, 2004. 51 s. ŠÁLEK, M., NOVÁK, P., SEO, D. 2004. Operational application of combined radar and raingauges precipitation estimation at the CHMI. In: Third European Conference on Radar in Meteorology (ERAD). Visby: ERAD Publication Series, 2004, s. 16-20. ŠÁLEK, M. Kombinace údajů meteorologických radiolokátorů a srážkoměrů pro odhad srážek. Brno, 2011. Disertační práce. Vysoké učení technické v Brně. Fakulta stavební. Vedoucí práce prof. Ing. Miloš Starý, Csc. WOOD, S., J. et al. 2000. Accuracy of rainfall measurement for scales of hydrological interest. Hydrology and Earth System Sciences, 2000, roč. 4, č. 4, s. 531-543. WOOD, S., J. et al. 2000. Static and dynamic calibration of radar data for hydrological use. Hydrology and Earth System Sciences, 2000, roč. 4, č. 4, s. 545-554. ZACHARAV, O. - P., ŠÁLEK, M. - NOVÁK, P. 2004. Porovnání různých metod využívajících radarová a srážkoměrná měření pro odhad srážek. Meteorologické zprávy, 2004, roč. 57, č. 6, s. 157 - 167.
Elektronické zdroje AUSTIN, P., M. 1987. Relation between Measured Radar Reflectivity and Surface Rainfall. Monthly Weather Review [online], 1987, roč. 115, č. 5, [cit. 24. 2. 2013]. Dostupný z WWW:
. ISSN 1520-0493. BIGGERSTRAFF, M., I., LISTENMAA, S., A. 2000. An Improved Scheme for Convective/Stratiform Echo Classification Using Radar Reflectivity. Journal of Climate and Applied Meteorology [online], 2000, roč. 39, č. 12, [cit. 9. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0450.
92
FULTON, R., A. et al. 1998. The WSR-88D Rainfall Algorithm. Weather and Forecasting [online], 1998, roč. 13, č. 2, [cit. 25. 2. 2013]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0434. CHENG, C., HOUZE, R. A. 1979. The Distribution of Convective and Mesoscale Precipitation on GATE Radar Echo Patterns. Monthly Weather Review [online], 1979, roč. 107, č. 10, [cit. 10. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . CHURCHILL, D. D., HOUZE, R. A. 1984. Development and Structure of Winter Monsoon Cloud Clusters on 10 December 1978. Journal of the Atmospheric Sciences [online], 1984, roč. 41, č. 6 [cit. 10. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0469. JING, Z., WIENER., G., 1993. Two-Dimensional Dealiasing of Doppler Velocities. Journal of Oceanic and Oceanic Technology [online], 1993, roč. 10, č. 6, [cit. 6. 5. 2013]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0426. JOHNSON, J., T. et al. 1998. The Storm Cell Identification and Tracking Algorithm: An Enhanced WSR-88D Algorithm. Weather and Forecasting [online], 1998, roč. 13, č. 2, [cit. 9. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0434. MARSHALL, J., S., PALMER, W., McK. 1948. The distribution of raindrops and size. Journal of the Atmospheric Sciences [online], 1948, roč. 5, č. 4, [cit. 24. 2. 2013]. Dostupný z WWW: < http://journals.ametsoc.org/doi/pdf/10.1175/15200469%281948%29005%3C0165%3ATDORWS%3E2.0.CO%3B2>. ISSN 0095-9634. RIGO, T., LLASAT, M. C., 2004. Natural Hazards and Earth System Sciences. A methodology for the classification of convective structures using meteorological radar: Application to heavy rainfall events on the Mediterranean coast of the Iberian Peninsula. [online]. 2004, roč. 59, č. 4, [cit. 10. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . ISSN 1684-9981. ROSENFELD, D., AMITAI, E., WOLFF, D., B. 1995. Classification of Rain Regimes by the Three-Dimensional Properties of Reflectivity Fields. Journal of Applied Meteorology [online], 1995, roč. 34, č. 1, [cit. 24. 2. 2013]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0450. 93
STEINER, A., HOUZE, R. A., YUTER, S. E. 1995.Climatological Characterization of Three-Dimensional Storm Structure from Operational Radar and Rain Gauge Data. Journal of Applied Meteorology [online], 1995, roč. 34, č. 9, [cit. 10. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . ISSN 0894-8763. TORACINTA, E., R. 1996 A Comparison Of WSR-88D Reflectivities, SSM/I Brightness Temperatures, a Lightning for Mesoscale Convective Systems in Texas. Part I: Radar Reflectivity and Lightning. Journal of Applied Meteorology [online], 1996, roč. 35, č. 6, [cit. 9. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0450. WHITE, A., B. et al., 2002. An Automated Brightband Height Detection Algorithm for Use with Doppler Radar Spectral Moments. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology [online], 2002, roč. 19, č. 5, [cit. 9. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0426. XU, X., HOWARD, K., ZHANG, J. 2008. An Automated Radar Technique for the Identification of Tropical Precipitation. Journal of Hydrometeorology [online], 2008, roč. 9, č. 5, [cit. 28. 2. 2012]. ISSN 1525-7541. ZIPSER, E., J., LUTZ, K., 1994. The Vertical Profile of Radar Reflectivity of Convective Cells: A Strong Indicator of Storm Intensity and Lightning Probability? Monthly Weather Review [online], 1994, roč. 122, č. 6, [cit. 9. 3. 2012]. Dostupný z WWW: . ISSN 1520-0493. ČHMÚ Český hydrometeorologický ústav: Radarová síť CZRAD [online]. c2010-2011, [citováno dne 2. května 2013]. Dostupný z WWW: . ČHMÚ Český hydrometeorologický ústav:Meteorologické radiolokátory [online]. c1997-2002, aktualizováno dne: 27.11.2002, [citováno dne 27. října 2012]. Dostupný na WWW: . ČHMÚ Český hydrometeorologický ústav:Aktuální odhad srážek z radarů a srážkoměrů [online]. c2011, aktualizováno dne: 22.7.2011, [citováno dne 12. února 2012]. Dostupný na WWW: .
94
ČHMÚ Český hydrometeorologický ústav: Aktuální radarová data [online]. c2010-2011, [citováno dne 6. května 2013]. Dostupný na WWW: . ČHMÚ Český hydrometeorologický ústav: Dopplerovská radiolokační měření radiálních rychlostí [online]. c1998, aktualizováno 11. 4. 1999, [citováno dne 13. 2. 2012]. Dostupný na WWW: . EUMETNET: OPERA [online]. [citováno dne 2. května 2013]. Dostupný z WWW: . Royal Netherlands Meteorological Institute: OPERA [online]. Aktualizováno dne: 8.2.2013 [citováno dne 23. února 2013]. Dostupný z WWW: . University of Wyoming: Atmospheric Soundings [online]. [citováno dne 2. dubna 2013]. Dosupný z WWW: . University of Wyoming: Atmospheric Soundings [online]. [citováno dne 2. dubna 2013]. Dosupný z WWW: . University of Wyoming: Atmospheric Soundings [online]. [citováno dne 2. dubna 2013]. Dosupný z WWW: .
95
6. SEZNAM PŘÍLOH Příloha č. 1 - K_020.c -zdrojový kód v jazyce C pro rozkódování a následný výpočet průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na jednotlivých CAPPI hladinách pro konvektivní části echa v rámci každého objemového měření -průměrné radiolokační odrazivostí se zapisují do textového souboru Příloha č. 2 - N_020.c -zdrojový kód v jazyce C pro rozkódování a následný výpočet průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na jednotlivých CAPPI hladinách pro konvektivní části echa v rámci každého objemového měření -průměrné radiolokační odrazivostí se zapisují do textového souboru Příloha č. 3 - Odrazivosti.xlsx -excelovský soubor s listy konvektivních a nekonvektivních případů -uvedeno datum a čas objemových měření, průměrné hodnoty daných částí echa na hladině CAPPI010 až CAPPI140, dále zejména výška nulové izotermy vyska t0, výška maxima vyska max, jejich rozdíl vyska_t0vyska_max, dále rozdíly max-pod, max-nad -oranžovou barvou je zvýrazněna poloha izotermy podle údajů ze sondážních měření, zelenou barvou je zvýrazněn sloupec s rozdíly vyska_t0vyska_max, žlutou barvou zvýrazněny úseky 1,5 hodiny před a po čase sondážních měření (sloupec casova_okna) Příloha č. 4 - K_t0-max_cele.docx -tabulka absolutních i relativních, resp. kumulovaných četností rozdílů odhadované výšky nulové izotermy a výšky maxima průměrné radiolokační odrazivosti pro všechny konvektivní případy 96
Příloha č. 5 - K_t0-max_okna.docx -tabulka absolutních i relativních, resp. kumulovaných četností rozdílů odhadované výšky nulové izotermy a výšky maxima průměrné radiolokační odrazivosti pro konvektivní případy maximálně 1,5 hodiny před a po aerologickém měření Příloha č. 6 - N_t0-max_cele.docx -tabulka absolutních i relativních, resp. kumulovaných četností rozdílů odhadované výšky nulové izotermy a výšky maxima průměrné radiolokační odrazivosti pro všechny nekonvektivní případy Příloha č. 7 - N_t0-max_okna.docx -tabulka absolutních i relativních, resp. kumulovaných četností rozdílů odhadované výšky nulové izotermy a výšky maxima průměrné radiolokační odrazivosti pro nekonvektivní případy maximálně 1,5 hodiny před a po aerologickém měření Příloha č. 8 - avg_profily.xlsx -tabulka průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na jednotlivých CAPPI hladinách pro konvektivní a nekonvektivní případy -normalizované průběhy křivek průměrných vertikálních profilů odrazivosti -výpočet gradientů změny průměrné radiolokační odrazivosti s výškou včetně grafu
97
