Radaros alapismeretek 2.

Időjárási radarok 2.

1. Milyen formában jelenítjük meg a radarméréseket?

1.1 Síkbeli pozíció indikátor - (PPI)

A leggyakrabban alkalmazott mérési menetrend a következő: a radar a vízszinteshez viszonyítva egy meghatározott magassági szögben és irányban (oldalszögben vagy azimut szögben) egy vagy több impulzust bocsát ki, majd megvárja az adott térrészből visszaérkező információkat, ezt követően egy kicsit oldalra fordul (azaz változtatja az azimutot), majd ugyanolyan magassági szöggel ismét letapogatja a sugárirányba eső teret. Ilyen módon egy teljes fordulatot (360 fokot) megtéve a radar körül egy kúppalást mentén nyerhetjük ki az információkat a légkörből. Ennek a kúppalástnak a síkra történő leképezésével áll elő az ún. PPI (plan position indicator - síkbeli pozíció indikátor) kép.

A volume scan geometriája (Forrás: link)

Egy ilyen PPI produktummal kapcsolatban azt érdemes tudni, hogy a képen a radarhoz közeli objektumok a felszínhez jóval közelebb találhatók, mint a távoliak - a radarnyaláb emelkedése miatt. Többnyire a fent vázolt mérési műveletet egymás után több magassági szögben is elvégzik, így egy kúppalástok sorozatából álló, egy adott felszíni pont felett több magassági pontban is rendelkezésre álló információtömböt kapunk, ez az ún. volume scan (lásd fenti ábra). A hazai radaros gyakorlatban a nagyközönség számára elkészített reflektivitási képek a volume scanből úgy állnak elő, hogy az utófeldolgozás során egy adott pont felett a több magasságban kapott reflektivitási értékek közül a legnagyobbat veszik, és ezt jelenítik meg a képen.

1.2 fokos magassági szögben készült PPI kép egy szupercelláról 2003. december 2-án az ausztráliai Melbourne közelében (Forrás:link)

Ha mérést több, egymás hatósugarába eső radar is végez egy időben, akkor célszerű az adatokat egy nagy produktumba összefésülni, ez az ún. kompozit radarkép. Az OMSZ honlapján megjelenő csapadékintenzitás térkép is kompozit kép, ami a budapesti, a napkori illetve a pogányvári radarok méréseiből fésülnek össze, méghozzá úgy, hogy azokon a pontokon, ahol több radar is mér egyszerre, a nagyobb reflektivitást tartják meg. Az így kapott kompozit reflektivitásból aztán az 1. részben ismertetett eljárásokkal csapadékintenzitást számolnak. 

Meg kell jegyezni, hogy az OMSZ-nál a mérési program úgy van összeállítva, hogy elsődleges szerepe a minél pontosabb és kevesebb hibával terhelt volume scannek van, amely minden radar esetében 15 percenként áll elő. Ugyanakkor több magassági szögön és háromféle hatósugárral körbepásztázni a légkört időigényes feladat, magyarán a 15 perces közök jó részét a volume scan kitölti. Ezenkívül a reflektivitás mérésének javítása (pl. a megfelelő hatótávolság megválasztásával a second trip echók kiszűrése - lásd később 2.3 fejezet) a Doppler-féle sebesség mérés minőségének kárára történik (lásd később 1.4 illetve 2.4 fejezetek - a velocity folding jelensége), ami beszűkíti az utóbbi felhasználhatóságát. A volume scanek közötti maradék időben van idő egyéb mérésekre (többek között VAD, RHI). Ez a fő oka, hogy az ezután következő produktumok jelenleg korlátozottan vagy egyáltalán nem hozzáférhetőek a Szolgálatnál. A mérési program jövőbeni átalakulásával lehetőség nyílik ezen mérések alaposabb kiaknázására is.

1.2 Konstans magasságú síkbeli indikátor (CAPPI)

A PPI-hoz hasonló jellegű a CAPPI (Constant Altitude Plan Position Indicator) produktum, amit a volume scanből állítanak elő a következő módon: a különböző magassági szögű mérések sorozatából kapott adatok közül azokat veszik, amelyek egy meghatározott magasságban helyezkednek el (a radar szintjéhez képest). Szemléletesebben úgy is mondhatnánk, hogy a kúppalástok sorozatát egy konkrét magasságban elmetszik egy vízszintes síkkal, és a metszéspontok adják az adott síkban a mérési információkat. Ennek az az előnye, hogy a kapott reflektivitási értékek mindenhol fix magasságban találhatók, függetlenül attól, milyen távol vannak a radartól. Viharvadászati szemszögből a CAPPI produktumok legnagyobb haszna szupercella jellegzetes struktúrájának azonosításában jelentkezik. A hazai gyakorlatban operatívan a jelenlegi mérési programban nem készülnek CAPPI képek.      

 

CAPPI kép 4200 m-en az 1.1 pontban megjelenített szupercelláról (2003. december 2 - Ausztrália - forrás: link) - a bordó egyenes mutatja az 1.3 fejezetben található ábra RHI metszetének irányát, bordó négyzet a WER helyét jelöli

  

1.3 Magassági indikátor (RHI)

A radar nemcsak horizontálisan forogva képes feltérképezni a teret, hanem egy fix azimutális szögben, állásszögét folyamatosan változtatva, bólogató mozgást leírva. Ezzel olyan kétdimenziós reflektivitási információtömböt kapunk, ahol az egyik dimenzió a radartól vett távolság, a másik pedig a műszer szintjétől számolt magasság. Ezzel a mérési művelettel tulajdonképpen egy fix irányban a légkör csapadékelemeiről egy vertikális keresztmetszetet készítünk, ez az ún. magassági indikátor (range height indicator - RHI) produktum. Az RHI-val képet kaphatunk az adott keresztmetszet mentén a csapadékot adó képződmények vertikális kiterjedéséről és szerkezetéről. Az eljárással világosan elkülöníthetők a réteges illetve konvektív folyamatok, detektálható az olvadási szint magassága valamint felismerhetők a szupercellákra jellemző speciális csapadékeloszlási minták (minderről bővebben lásd a 3.2-es fejezetben). Mivel a jelenlegi hazai mérési menetrend nem teszi lehetővé, RHI képek operatívan nem készülnek a magyar radarok esetében.

 

RHI kép az 1.1 illetve 1.2 pontban megjelenített szupercelláról (2003. december 2 - Ausztrália - forrás: link)  - zöld nyíl mutatja az átnyúlást, a piros nyíl a WER helyét (lásd még 3.1 illetve 3.2 fejezet)

 

1.4 Radiális szélsebesség térképek

Az 1. részben (3.4 pont) megismert módon a Doppler-féle radar alkalmas a sugárirányú (radiális) szélsebességi mező letapogatására. Hasonlóan a reflektivitás méréséhez, az információk itt is több magassági szögben, kúppalástok mentén állnak rendelkezésre. A hazai gyakorlatban a radiális szélmezők 120 km-es hatótávolsággal készülnek. Megfelelő impulzusismétlési frekvencia megválasztásával ilyen távon a radar abszolútértékben maximálisan 48 m/s nagyságú szélsebességeket képes mérni. Az e feletti sebességeket nem lehet egyértelműen meghatározni, ez az ún. velocity folding jelensége, amiről a 2.4-es fejezetben még lesz szó (bár a fenti sebességtartomány egészen jól lefedi a légköri jelenségek esetében tapasztalható értékeket). Mivel a radar csak a sugárirányú sebességeket tud közvetlenül detektálni, ezért az elkészült képeken is azt csak azt tudjuk megállapítani, hogy az adott térrészben milyen sebességű közeledés történik a radarhoz vagy távolodás attól. A hazai gyakorlatban a radiális szélmérések eredményei kevéssé alkalmazhatók, mivel a mérési program a minél pontosabb reflektivitás érzékelésének van alárendelve.

Radiális sebességi térkép 0.5 fokos magasságban készült Doppler-féle mérésből (a sárgás értékek távolodó, a zöldes-kék értékek közeledő objektumokat jelölnek a radarhoz képest). A területre jellemző szélirány a mérés alapján délnyugatias. (Forrás: link)

 

 

1.5 VAD mérések

Ha a Doppler-féle radarral egy konstans, nagy magassági szögben (magyar radarok esetében több szögön, konkrétan 1, 2, 3, 5, 11 fokon) egy teljes fordulatot leírva megmérjük a nyaláb útjába eső objektumok elmozdulási sebességét, akkor mintegy a radar körüli légoszlop vertikális szélprofilját kaphatjuk meg. Ez az ún. VAD technika, angol nevén Vertical Azimuth Display. Az eljárás lényege a következő:
Ha egy fix magasságban a nyaláb által leírt kör mentén homogén, változatlan szélmezőt feltételezünk, akkor a kapott sebességi értékek az azimut függvényében egy szinuszgörbéhez közeli függvényt írnak le (lásd az alsó ábrán). Az aktuális széliránnyal szembeni mérés produkálja a legkisebb (negatív előjelű) sebességértéket, mivel ebben az irányban történik a legnagyobb mértékű közeledés a radar felé, míg a széliránnyal megegyezően kapott mérés adja a legnagyobb (pozitív előjelű) elmozdulást, mivel ez a térrész távolodik leginkább a műszertől. Ha az azimutális elfordulás 0 kezdőpontjának az északi irányt tekintjük (és a radar az óramutató járásával megegyezően forog), akkor értelemszerűen a szélirányt a legkisebb sebességértékekhez tartozó azimut fogja kijelölni. Mivel a megmért részecskéknek van egy bizonyos esési sebességük is (határsebesség), ami független az elfordulás szögétől, ezért a mérés nem tökéletesen adja vissza az ideális szinuszgörbét (lásd alsó ábra), az attól való eltérés az objektumok határsebességgel lesz arányos. A szélsebességet tehát az idealizált szinuszhullám amplitudója adja meg (az ábrán ez 5 m/s), figyelembe véve a határsebességekből adódó eltérést is. A kapott szélirány illetve szélsebesség a különféle magassági szinteken a körre jellemző átlagmennyiségek. A részecskék hullási sebességéből (azaz a szinuszhullámtól való eltérésből) következtethetünk a vertikális sebességi mezőre is, így a tömegmegmaradásból kiindulva az adott magasságú körre a légköri összeáramlás (divergencia) mértékét is kiszámolhatjuk.             

 

A Doppler-féle szélsebesség értékek az szögelfordulás függvényében. A pontok jelölik a tényleges mért értékeket, a folytonos vonal a rájuk illesztett szinusz görbét (Forrás: link)

Az OMSZ budapesti radarja által produkált VAD mérés idősora (óra) egy hidegfrontátvonulás során

2. Mik a jellemző és gyakori radaros mérési problémák?

A megfelelően értelmezhető, felesleges és zavaró információktól mentes radarképek elkészülését a gyakorlatban számos mérési probléma nehezíti meg. E problémák többségét többnyire megfelelően lehet kezelni, ugyanakkor ennek ellenére is érdemes tudatában lennünk, hogy amit adott esetben a radarképen látunk, az nem mindig felel meg a valóságnak. A következőkben a legjellemzőbb mérési anomáliákra láthatunk példákat.

 

2.1 Fals echók

a) A radar által kisugárzott mikrohullámot természetesen nemcsak a csapadékelemek verik vissza, hanem az egyéb, a sugárnyaláb útjába eső, levegőben található objektumok illetve felszíni tereptárgyak is. Ezek természetesen a radarképeken mint hamis (tehát a meteorológia számára felesleges, sőt félrevezető információt hordozó) echók jelennek meg, amelyeket a mérést követő különféle utófeldolgozási technikákkal szűrni kell. A leggyakoribb,  hamis echót produkáló tényezők a következők:

- a földfelszín (domborzat) és a felszíni tereptárgyak

- mozgó objektumok (hajók, repülőgépek, madarak, rovarok)

- a radar berendezésnél jelentkező technikai problémák

- interferencia más sugárforrásokkal (pl. a Nap, vagy közeli radar, vagy mikrohullámon sugárzó WIFI rendszerek)

 

Ground clutter jelenség egy finn radar mérésén (a képen valódi csapadékcélokat is meg lehet figyelni - forrás: link)

 

b) A földfelszín és tereptárgyai illetve a nyaláb útjába eső domborzat produkálta echókat összefoglaló angol nevén clutternek (vagy ground clutternek) nevezzük. A clutterek a mérésekből manapság már könnyen szűrhetők a következő módszerekkel:

(i) Egy felhőmentes, száraz napon a radarral lepásztázzák a környező teret, az így kapott echókat (clutter térkép) aztán az esős helyzetekben automatikusan figyelmen kívül hagyják.

(ii) A radarnyaláb magassági szögének megfelelő megválasztásával illetve megfelelő magasságú CAPPI térképek használatával.

(iii) Doppler-radar alkalmazásával a helyét nem változató clutter egyszerűen szűrhető a mozgó csapadékelemek produkálta echók közül.  

 

c) A hazai mérési gyakorlatban jelenleg a legtöbb fejtörést az ún. RLAN zavarok okozzák. A probléma oka, hogy a radarnyaláb frekvenciáján (budapesti radarnál 5610 MHz, vidéki radaroknál 5625 MHz) számos vezeték nélküli helyi hálózat, WiFi vagy RLAN (utóbbi Radio Local Area Network - azaz vezeték nélküli helyi rádió hálózat) is sugároz. Ha frekvenciaforrások közel vannak a műszerhez (egy hozzávetőlegesen 30 km-es sugáron belül), akkor a mérést komolyan zavarhatják. A hatályos szabályozás szerint Európában az említett csatornák szabadon használhatók, ugyanakkor a Nemzeti Hírközlési Hatóság (NHH) ajánlása szerint a radarvétel zavarása szigorúan tilos, a radar 30 km-es körzetében a szolgáltatók, és a berendezések üzemeltetői kötelesek arról gondoskodni, hogy a sugárzás ne zavarja a meteorológiai mérést. Ellenkező esetben az NHH intézkedik a probléma megszüntetéséről - link. Mindezek ellenére mégis igen gyakran történik zavarás a fenti frekvenciákon, ami radarképeken általában sugárirányú, hosszúkás, mérsékelt reflektivitású echó formájában jelentkezik. A hosszúkás alak oka az, hogy a nyaláb kibocsátása után az RLAN berendezésről folyamatosan érkeznek be a jelek a vevőbe, amit a műszer természetesen egy elnyújtott térbeli echóként érzékel. A fenti képen láthatjuk az RLAN zavarás hatását a budapesti radar esetében egy extrém esetben. Az OMSZ-ban a szakemberek különféle szűrő eljárásokkal a zavarok többségét ki tudják kiküszöbölni, ugyanakkor még ennek ellenére is előfordulhatnak RLAN hibák a végső képeken.

 

 

 

2.2 Rendellenes terjedés (anaprop)

A radarmérések során a rendellenes terjedés vagy más néven anaprop (az anomalous propagation angol elnevezés rövidítése) erősen inverziós időjárási helyzetekben következik be. Az oldalsó ábrán látható módon a radarnyaláb az inverziós rétegen megtörik, visszaverődik a felszínről, a visszainduló jel ismét megtörik a rétegen, és így kerül a vevőbe, ennek következtében a radar tulajdonképpen a felszín reflektivitását méri meg (lásd oldalsó ábra). Szárazföld felett az anaprop kaotikus, sugárirányban hosszan elnyúló foltokkal tarkított radarképet produkál (lásd a példa képeket), nagy intenzitásváltozásokkal, vízfelszín felett némileg mérsékeltebb formában. Leggyakrabban anticiklonális helyzetben fordul elő, amikor különösen éjszaka 100-200 m vastag inverziós réteg alakulhat ki az erősen lehűlt felszínközeli réteg tetején. Az anaprop ilyen esetekben gyakran hirtelen jelenik meg, és tűnhet el az inverzió gyors kialakulása illetve összeomlása következtében.

Az egymást követő radarképek animációjával a rendellenes terjedés megfelelően szűrhető, mivel az általában szabálytalanul mozog vagy helyzetét egyáltalán nem is változtatja. Ugyanakkor időnként az anaprop is végezhet szabályos, valós csapadékcélokra emlékeztető mozgást. Ilyenkor CAPPI képek vagy nagyobb magassági szögű PPI mérések szükségesek a rendellenes terjedés kiküszöböléséhez.

 

Anaprop echók egy radarmérésen (fehér háromszögek jelzik a hamis echókat - forrás: link)

Intenzív anaprop echók (Forrás:link)

 

 

2.3 Másodlagos radar echók

A másodlagos echók általában olyan, ritkábban jelentkező mérési problémák összefoglaló elnevezése, melyek intenzív, távoli zivatarokról történő többszörös visszaverődés esetén jelentkeznek. Leginkább S-sávú (10 cm-es) radaroknál fordulnak elő, de C-sávú (5 cm-es) radarok esetében is - ritkábban - meg lehet őket figyelni.

 

a) Second-trip echók: 

Mint azt az első részben láttuk (3.1-es fejezet), a radar hatótávolságát az impulzusismétlési frekvencia szabályozza. Más szóval: csakis azoknak a radarechóknak tudjuk a helyzetét egyértelműen meghatározni, amelyek két egymást követő impulzuskibocsátás között érkeznek vissza a vevőbe. A hatótávolságon túli radarcélokról visszaverődő információ már a következő impulzus kibocsátása után tér vissza a radarhoz, viszont miután az aktuális impulzus már útjára van bocsátva, a műszer ahhoz fogja társítani a beérkező reflektivitást. Mivel általában a hatótávolságon túlról érkező echó röviddel az újabb kisugárzás után érkezik vissza, ezért azt a radar közeli objektumnak fogja érzékelni. Az elkészült képen ez egy többnyire közeli, elnyújtott echó formájában jelentkezik (lásd alsó ábrán) - ez az ún. second trip echo. A second trip echókat általában távoli, igen intenzív zivatarok produkálják, mivel ezektől képes még visszaérni értékelhető információ a hatótávolságon túli területekről.

 

A second trip echó jelenség sematikus szemléltetése A second trip echó jelenség sematikus szemléltetése (bal oldalt egy vertikális metszet, jobb oldalt a horizontális reflektivitás elrendeződés)

Second trip echó egy magyarországi kompoziton (az egyenes mutatja a napkori radarnyaláb útját, zöld nyíl mutatja a zivatar valódi helyét, piros nyilak a hamis echókat)

 

 

b) Sidelobe echók:

A radar nagyjából 1 fok szélességű nyalábban sugározza ki az impulzust (lásd 1. rész 3.1 fejezet). De mint az a nyalábszélesség definíciójából is következik, az impulzus energiája a nyalábon kívül nem minden átmenet nélkül, hanem fokozatosan csökken nullára. Ergo a fő nyaláb által nem érintett, de ahhoz közeli objektumokról is érkezhet vissza energia a radarhoz. Természetesen ez a reflektivitás jóval gyengébb a korrekt módon letapogatott objektumokéhoz képest, ugyanakkor igen intenzív zivatarok esetén az ilyen "oldalirányból" érkező energia jelentős is lehet. Az így jelentkező másodlagos echókat nevezzük sidelobe echóknak. Leginkább az RHI méréseknél fordulnak elő (lásd ábra), amikor a fő radarnyaláb már a zivatar teteje felett pásztáz, viszont a nyaláb környezetéből (esetünkben az alsó térfélből a zivatarról) is nem elhanyagolható energia érkezik be a radar vevőjébe. Természetesen a műszer nem tud különbséget tenni abban, hogy az információ a fő nyalábból vagy annak környezetéből érkezett-e, így azt a fő nyaláb irányszögéhez rendeli. Ez értelemszerűen a zivatar felhőtetejének megnövekedését eredményezi az RHI képen - többnyire egy hegyes reflektivitási folt formájában (lásd alsó ábra).

Sidelobe echó egy RHI radarmérés során (Forrás: link)

 
 

c) Flare echók: 

A flare echók a felhőben található nagyobb jégszemeken és a felszínen történő többszörös visszaverődés eredményei (lásd oldalsó ábra). A kibocsátott nyaláb megtörik a jégszemen, visszaverődik a felszínről, majd ismét megtörve a szilárd csapadékelemeken visszaérkezik a vevőbe. Ennek következtében a radar nemcsak a csapadékelemek okozta reflektivitást, hanem a a felszín okozta reflexiót is megméri, ami a radarképen egy, a légköri objektumtól távolabb elhelyezkedő hegyes formájú echóként (hail spike) jelentkezik. A nagyobb távolság oka természetesen az, hogy a felszín és a jégszemek közötti utat bejárva a jel később érkezik a vevőbe, így azt a műszer távolibbnak érzékeli. A flare echók megjelenéséhez mindenképpen nagyobb jégszemek szükségesek, így általában intenzívebb zivatarok környezetében bukkanhatnak fel.

Flare echó egy ausztráliai radarmérés során (Forrás: link)

 

 

 

2.4 További egyéb mérési hibák

a) domborzat árnyékoló hatása: Ha a radar nyaláb útjába egy domb vagy egy hegy esik, akkor az magától értetődően kitakarhatja a mögötte megbúvó csapadékcélt, ami a csapadékintenzitás alábecsléséhez vezet. Ha az árnyékolás részleges, akkor a domborzat valamint a nyalábszélesség kitakart hányadának ismeretében megfelelő korrekciókkal a csapadékintenzitás becslése javítható.

b) intenzívebb csapadékcél árnyékoló hatása (gyengítés): Ha a radarnyaláb útjába erősebb zivatar kerül, akkor a nyaláb energiája oly mértékben gyengülhet a cella nagy koncentrációjú és méretű csapadékelemein, hogy a zivatar mögötti térrészben tartózkodó objektumok a kisugárzott impulzus töredékét képesek csak visszaverni. Ilyenkor az intenzív echó mögötti területekről kapott reflektivitási értékek jóval alacsonyabbak a tényleges intenzitástól, a radar alábecsül. Egy tipikus gyengítésre láthatunk példát az oldalsó radaranimáción, amikor is az országba belépő intenzív squall line mögötti réteges zóna csapadéka egészen jelentéktelennek mutatkozik, egészen addig, míg a rendszer vezető éle el nem éri a pogányvári radarállomást (19:00 UTC). Ekkor ugyanis a mérés során a radarnyaláb már nem haladt keresztül az intenzív szakaszon, így számottevő gyengítés sem történt, a műszer jóformán egyik pillanatról a másikra megfelelően kezdte érzékelni a vezető él mögötti sztratiform zóna csapadékviszonyait. A gyengítés (legalábbis az országon belüli cellák esetében) több radar egyidejű alkalmazásával kiküszöbölhető.    

 

c) virga: Mint az közismert, a virga olyan hulló csapadékot jelent, amely nem éri el a talajt, hanem belepárolog a levegőbe. Különösen altostratus illetve altocumulus felhőzetnél fordulhat elő melegfrontoknál illetve meleg-nedves szállítószalagos helyzetekben, hogy középmagas szinteken csapadék hull a felhőzetből, ami az alacsonyabb légrétegek szárazabb szintjeire érve elpárolog. Azonban ha a virga helyzete éppen olyan, hogy a megfelelő magassági szögben mérő radar nyalábjának útjába kerül, akkor a benne hulló csapadékelemek reflektivitást produkálnak. Ilyenkor a radarképeken esőre vagy záporra utaló radarechókat láthatunk, mégsem történik csapadékhullás a felszínen, és a záporhoz társuló konvektív folyamatok sem állnak fenn. Éppen ezért a virgák által előidézett reflektivitások az előrejelzők, veszélyjelzők, viharvadászok számára igen félrevezetők lehetnek. Ilyenkor a vizuális észlelés nélkülözhetetlen a valóságos helyzet megállapításához. Az oldalsó képre kattintva a radaranimáción virgák produkálta echókra láthatunk példát, melyek egy zivatarrendszer előterében pattantak ki a Balatonra hozzávetőlegesen merőleges tengely mentén. 

d) velocity folding: Az első részben (3.4-es pont) részletesen tárgyaltuk a Doppler-féle sebességmérések korlátait. Mint láttuk, a mérés fizikájából az következik, hogy a radar csak bizonyos sebességhatárig képes egyértelműen meghatározni az objektum mozgását. Az e küszöb feletti sebességgel haladó objektumok mozgásának korrekt detektálása fizikailag lehetetlen. Ez az ún. velocity folding jelensége, ami a radiális széltérképeken szabálytalan anomáliaként jelentkezik (lásd alsó ábra). Ha pl. egy radar -25 és +25 m/s közötti sebességeket képes megmérni, akkor a valóságban egy -30 m/s-mal mozgó (a radar felé közeledő) objektumot 20 m/s-mal távolodó objektumnak fog érzékelni, mivel a -30 m/s-nak megfelelő, 2 pi-t meghaladó negatív fáziseltolódás valójában megkülönböztethetetlen a +20 m/s-nak megfelelő fáziseltolódástól (az impulzus periodikussága miatt).

A velocity folding jelensége egy radiális széltérképeken. A fehér nyilak jelölik a sebesség anomáliákat (eltérő színek) - forrás: link

 

 

 

3. Radarmérések alkalmazása a mezometeorológiában

A radarok az elsődleges mérőeszközök a meteorológiában, amelyek használatával valós időben, operatívan a leghamarabb információt szerezhetünk a légkörben tevékenykedő heves zivatarokról. Segítségükkel nemcsak a konvektív képződmények intenzitását, kiterjedését, szervezettségét, mozgását detektálhatjuk, hanem a Doppler-féle mérésekkel a zivatarok áramlási mezejét (mezociklon jelenléte, tornádóra utaló jelek stb.) is feltérképezhetjük.  

 

3.1 PPI mérések

A PPI megjelenítés a legalkalmasabb a zivatarcellák illetve -rendszerek azonosítására illetve követésére. Általában a 40 dBZ feletti reflektivitást produkáló echók már zivatartevékenységre utalnak, az 55 dBZ feletti reflektivitások pedig már heves zivatart sejtetnek.

A potenciálisan szupercellás zivatarcellák azonosításához (a vizuális észlelés mellett) a Magyarországon rendelkezésre álló radaros produktumok terén a PPI képek használata megkerülhetetlen. A szupercellák legfontosabb radaros ismertetőjegyei a következők:

 

a) viszonylag jól elkülönülő (izolált), intenzívebb echó, ami megfelelően hosszú ideig, legalább 60 percen keresztül fennáll. Mindegyik feltétellel kapcsolatban találhatunk kivételeket. A szupercellák időnként zivatarláncba szerveződhetnek, illetve láncba ágyazottan is megjelenhetnek, ilyenkor radaros azonosításuk problémássá válik. A megfelelő intenzitás sem mindig szükséges ahhoz, hogy a szupercellával álljunk szemben, mivel különösen a (hátoldali leáramlásban) kis csapadékú, ún. LP szupercellák illetve miniszupercellák gyakran gyenge vagy kis kiterjedésű reflektivitást produkálnak. Előfordulhatnak ugyanakkor olyan vitás helyzetek is, amikor a cella nem teljesíti az időkritériumot, mégis a benne lejátszódó folyamatok egyértelműen szupercellára utalnak.  Ilyen helyzetekben a cella besorolása mérlegelés kérdése, és mindenképpen szükség van vizuális észlelésre is a feltevés igazolására vagy megcáfolására.

 

b) az echó kampó formájú (hook echó - lásd alábbi ábra), ahol az echó-mentes vagy gyenge reflektivitású betüremkedés (weak echo region - WER) az immár alacsonyabb szintekre süllyedő mezociklon csapadékmentes beáramlási zónáját jelzi, amelyet az előoldali illetve hátoldali leáramlási régió (Forward Flank Downdraft - FFD illetve Rear Flank Downdraft - RFD) fog közre. Ha tornádó kialakult a szupercellában, akkor az a gyenge reflektivitású betüremkedés illetve az RFD érintkezésénél jelenik meg. A magyarországi radarképek, mint már említettük, olyan kompozit radarképek, ahol az adott pont feletti reflektivitás a több magassági szinten mért értékek közül a maximálisat jelenti. Ebből következik, hogy mivel a talajközeli csapadékmentes WER felett szinte mindig található erős reflektivitás a magasban (lásd 3.2), a kompozit képeken ez az erősebb érték jelenik meg. Magyarán a hazai kompozitokon a WER és így a hook echó nehezen vagy egyáltalán nem figyelhető meg. Ezzel szemben az egyedi, közel körzeti radarok képei (120 km-en 1.5 fokos mérés, 30 km-en 3 fokos mérés), amelyek honlapunkon a Viharvadászok Egyesülete képzett tagjai számára elérhetők, nem a maximális reflektivitást tartalmazzák, így a kompozit képpel szemben elsődlegesen ezek alkalmasak a viharvadászat során a szupercella, a hozzá tartozó mezociklon helyének és az esetleges tornádó helyének azonosítására. Az alábbi képpár demonstrálja az egyedi radarmérések alkalmazásának előnyeit. 2010. augusztus 16-án 3 óra körül egy tornádó alakult ki egy klasszikus szupercellából Mezőkövesd térségében. A jelenséget számos szemtanú, és egy viharvadászunk is megörökítette. A cella kompozit radarképen (bal oldalt) mindösszesen egy nagy reflektivitású, kerekded echóként látható, ugyanakkor a pár perc különbséggel készült PPI képen (jobb oldalt) gyönyörűen kirajzolódik szupercella klasszikus, tankönyvbe illő struktúrája, a kampós echó az FFD, RFD valamint a WER területeivel. Ha csak a kompozit képet nézzük, a cella szinte elsikkad a sok, jóval tekintélyesebb echó között, míg az egyedi radarképen azonnal szembeötlő és figyelemfelhívó az elrendeződés, a képzett viharvadász számára lényegi információkkal. Ezért fontos a hozzáférés az egyedi radarképekhez.

Az OMSZ kompozit képe 2010. augusztus 16-án 15:15 UTC-kor. A fehér nyíl mutatja azt a klasszikus szupercellát, amelyben a tornádót megfigyelték ebben az időpontban

Az OMSZ budapesti radarjának 120 km-es  mérése 1.5 fokon 2010. augusztus 16-án 15:09-kor. A fehér nyíl mutatja a képen világosan kivehető WER-t, és a hozzá kapcsolódó kampós echót. A tornádó az RFD és a WER találkozásánál fejlődött ki (kék kör jelöli a helyét a képen).

 

Az egyedi méréseknél az objektum távolsága jelentheti a problémát: ha például a mezociklon túl messze található a radartól, akkor a fix magassági szögű letapogatás már olyan magasságban éri a zivatarfelhőt, ahol a rotáló mozgás és hozzá kapcsolódó jellegzetes csapadékstruktúra már kevésbé kifejezett. Ilyenkor egy CAPPI kép alkalmazása (lásd 1.2-es fejezet) lehet a megoldás, mivel ebben az esetben a reflektivitást a radar körüli teljes térben egy fix felszín feletti magasságban kapjuk meg. CAPPI képek azonban jelenleg az OMSZ-nál nem készülnek, legfeljebb a horvát radar méréseit hívhatjuk segítségül, ami belátja az ország nyugati felét, és 2 km-es magasságú CAPPI képet szolgáltat. A WER alacsony szinteken a legmarkánsabb, így a 2 km-es CAPPI alkalmas lehet az azonosításukra. A jövőben az OMSZ-nál is várhatóan hozzáférhetőek lesznek a konstans magasságú síkbeli indikátor produktumok.  

További nehézséget jelentenek a már említett LP illetve bizonyos miniszupercellák esetén a kevésbé kifejezett vagy kis kiterjedésű csapadékrégiók (gyenge reflektivitás), ami szintén rontja a WER (hook echó) detektálás - és így a szupercella azonosításának - esélyeit. Sok esetben előfordulhat, hogy a multicellás zivatarok csapadékmezeje különféle (többnyire) véletlen okokból hook echóra jellemző elrendeződést mutat egy rövid ideig, miközben szó sincs szupercellás viselkedésről. Ennek a sokszor megtévesztő körülménynek a kiszűrésében gyakran segíthet az, ha több egymást követő radarképet is megvizsgálunk, mivel a multicellás viselkedés miatt általában a radarechók folyamatosan, sokszor igen hirtelen változnak. Így ha a pl. a következő (vagy azt megelőző) képeken időről-időre lényegesen más az echók elrendeződése, akkor annak esélye, hogy szupercellával van dolgunk, jelentősen csökken. Fontos ismételten hangsúlyozni az eddig említett megkülönböztető jegyek tartósságát, ez az, ami sokszor segít dönteni a vitás helyzetekben. Figyelni kell azonban arra is, hogy pl. HP szupercellák esetében a csapadékmező szerkezete miatt nehezen vagy egyáltalán nem figyelhető meg a kampós echó forma. Ilyenkor az objektum tartóssága, izoláltsága és deviáns mozgása utalhat a zivatar szupercellás jellegére. Ha a szupercellák vonalba rendezetten haladnak, akkor azokat speciális radarmérésekkel (radiális szél középszinteken, mezociklon azonosító algoritmus - lásd később 3.3) lehet felderíteni.

 

c) mozgása deviáns a többi cellához viszonyítva, leggyakrabban jobbra tér el (ritkábban balra). Ez a feltétel elég gyakran megfigyelhető szupercelláknál, kivéve akkor, ha a szupercella zivatarvonalba ágyazva halad, illetve a környezet szélprofilja olyan, hogy az eredő cellamozgás nem jelent deviáns mozgásirányt (vagy éppenséggel a cella egyhelyben áll). Az oldalsó képre kattintva a radaranimáción egy szupercella tipikus jobbra térülését figyelhetjük meg. Kezdetben valószínűleg a zivatar inkább multicellás jellegű volt, mivel nagyjából egy irányba haladt a többi képződménnyel (a 0-6 km-es átlagszélnek megfelelően kelet-északkeletnek), majd miután átlépte a Tisza vonalát, 16:00 UTC-kor látványos kettéválást követően hirtelen kelet-délkelet felé kezdett el mozogni, és ezt az irányt tartotta a feloszlásáig.     

Az ívbe hajló zivatarechó (bow echó) a másik olyan tipikus konfiguráció a radarképeken, amelyeket fontos azonosítani, mivel a bow echók tengelyében, a vezető élnél igen heves kifutószelek alakulhatnak ki. Az ív echók általában egy zivatarláncba ágyazva vagy egy egyedi szupercellából alakulnak ki heves leáramlások és egyéb dinamikai folyamatok (lásd írásunkat a témában - link) következtében. Ha egy squall line-ban több ilyen bow echós kitüremkedés is megjelenik, akkor ún. vonalechós hullámmintáról (line echo wave pattern - LEWP) beszélünk, sokszor ezek felelősek az igen kiterjedt (több száz km hosszan elnyúló), heves szélviharokért, ebben az esetben a rendszert derechónak nevezzük.   

 

 

3.2 RHI mérések

Az RHI képek alkalmasak egy-egy kiválasztott zivatar vertikális szerkezetének részletes tanulmányozására. Az RHI technika segítségével a következő információkat nyerhetjük ki a cellával kapcsolatban:

a) felhőtető magassága: Ennek leginkább a zivatar kifejlettsége, hevessége szempontjából van jelentősége. 8-9 km feletti felhőtetővel rendelkező zivatarok (nyáron) már figyelmet érdemelnek az alapvető veszélyjelzői teendők szempontjából. 11-12 km-es vagy e feletti tetővel bíró cellák pedig már jó eséllyel heves eseményeket is produkálhatnak. A hazai gyakorlatban a felhőtető magasságot a PPI volume scanből számolják.

b) az olvadási (vagy fagyási) szint magassága: A csapadékcéloknál az RHI képeken általában egy vízszintes, ún. fényes sáv (bright band - ami a képeken a színezés miatt mindig sötétebb árnyalatú - lásd oldalsó ábra) jelzi az olvadási (0 fokos) szint magasságát. Ennek az oka az, hogy a felhőben a hulló szilárd halmazállapotú részecskéket (hókristályok, hópelyhek, jégszemek) a 0 fokos régióba érve egy vékony vízhártya veszi körül, ez pedig számottevően növeli a reflektivitási mutatóikat. A teljes elolvadás után leginkább a méretcsökkenés miatt (a víz kisebb térfogatot foglal el a jégnél) ismét visszacsökken a reflektivitásuk. Így tehát a reflektivitás-növekedés egy keskeny sávban, a 0 fok körül lesz jellemző. Az olvadási szint vagy a nedves hőmérséklet 0 fokos értékének magassága hasznos lehet a jégeső megbecslésére: ha a 0 fok túl magasan van, akkor a jégszemek idejekorán elolvadnak, így a felszínre eső formájában érkeznek; ha viszont ez a szint kellően alacsonyra kerül (0 fokos nedves hőmérséklet esetén 2200-2800 m), akkor a jégszemek már nem olvadnak el a talajra érkezve, a cellából jégeső hull. A 0 fokos nedves hőmérséklet szerepéről lásd korábbi, jégesős anyagunkat. 

c) körülhatárolt gyenge reflektivitású betüremkedés megléte: A 3.1 pontban már említett gyenge reflektivitású betüremkedés (WER) többnyire nemcsak a felszín felett jelentkezik, hanem több kilométeres magasságokba (esetenként 9-10 km-re) is felhatolhat. Ennek oka, hogy az intenzív feláramlás olyan gyorsan szállítja a nedves levegőt a magasba, hogy a benne található vízgőznek tulajdonképpen nincs ideje kicsapódni illetve kifagyni, ez csak egy bizonyos magasság elérése után történik meg. Ennek eredménye a szupercellákra alapvetően jellemző körülhatárolt gyenge reflektivitású betüremkedés (bounded weak echo region - BWER vagy vault, lásd oldalsó ábra). Az elnevezés oka, hogy a régiót minden (a metszeten mindkét) oldalról és felülről is nagy reflektivitású zóna határolja. A radarechó WER feletti szekcióját az RHI képeken átnyúlásnak (angolul overhang) nevezzük, ez az alacsonyszintű beáramlás felett helyezkedik el, és a szupercella FFD-jével illetve RFD-jével együtt közrefogja a körülhatárolt gyenge reflektivitású betüremkedést. Az átnyúlás annak köszönheti jellegzetes alakját, hogy a zivatar üllője szintje körül a csapadékelemek szétáramlanak, majd pedig ahogy a magassági szél elfújja őket a feláramlás zónájából, süllyedésbe kezdenek.

Hozzá kell tenni, hogy BWER megjelenhet intenzív multicellák esetében is, hiszen nagy feláramlások ekkor is előidézhetik a megfelelő reflektivitási mintát, ugyanakkor ha a körülhatárolt gyenge reflektivitású betüremkedés több időlépcsőn keresztül is fennáll, akkor már igen nagy valószínűséggel szupercelláról beszélhetünk. Elviekben a BWER azonosítása PPI képekből is történhet, ehhez a volume scanből kell egy gondosan megválasztott irány mentén vertikális metszetet készíteni. Az alábbi ábrán egy konkrét magyarországi szupercellára láthatunk egy ilyen keresztmetszetet.

A BWER egy magyarországi radarmérésen (volume scanből készített keresztmetszeten) - a fehér nyíl mutatja a BWER helyét, a fekete nyíl az átnyúlást (a képért köszönet Simon Andrénak)

 

 

3.3 Radiális széltérképek

a) A Doppler-féle mérésekből előálló széltérképeket a mezometeorológiában leginkább a mezociklonok azonosítására alkalmazzák. A mezociklonok a szupercellák 2-20 km kiterjedésű, erőteljes forgó mozgást végző régiója, mely a cella korai szakaszában középszinteken (3-5 km) jelenik meg, majd az érett fázisban a felszín közelébe ereszkedik. Ez a forgó mozgás a radiális térképen értelemszerűen egy nyírási zónaként azonosítható, mivel egy viszonylag kis területen, egymáshoz közel erőteljes közeledés illetve távolodás történik a radarhoz viszonyítva (lásd oldalsó ábra). A szakirodalomban illetve az amerikai gyakorlatban a mezociklon egyértelmű azonosításához a következő kritériumokat állapították meg:

- a nyírás és forgási sebesség értéke: A legnagyobb távolodás és közeledés legfeljebb 9 km-es távolságra van egymástól. Ha a legnagyobb távolodási és közeledési sebesség átlagából képezett forgási sebesség eléri a 10 m/s-ot (7-8 m/s-ot), és a zivatar 180 km-nél közelebb (távolabb) található, akkor azt a heves zivatar kategóriába sorolják. Ha a forgási sebesség meghaladja a 20 m/s-ot (15-17 m/s-ot), és a zivatar 180 km-nél közelebb (távolabb) található, akkor már tornádóval számolnak, és tornádó riasztást adnak ki.  

- függőleges kiterjedés: a forgásnak legalább 2500-3500 m magasra kell felhatolnia, ugyanakkor ez a kritérium lazulhat távoli illetve alacsony felhőtetejű (mini-) szupercellák esetében

- fenti forgási tulajdonságoknak legalább két, egymást követő volume scan során fenn kell maradniuk

Hozzá kell tenni, hogy erősebb örvények nemcsak mezociklonokhoz kapcsolódhatnak, hanem squall line-okban illetve bow echókban is megjelenhetnek az ív vezető éle mentén (mesovortexek) illetve vonalvégi örvények (bookend vortices) formájában. Ezek a mezociklonnal összemérhető nagyságú örvényességet produkálhatnak, ugyanakkor jelenlétük más jellegű folyamatokra és veszélyekre utalnak.    

 

b) A Doppler-féle radarokhoz az USA-ban kifejlesztettek egy olyan eljárást is, amivel elviekben azonosítani lehet azokat a mezociklonokat is, amelyek nagy valószínűséggel tornádót is tartalmaznak. Az eljárás neve az ún. tornado vortex signature (TVS). Az eljárás akkor riaszt tornádóra, ha talál két olyan szomszédos pixelt a radiális széltérképen, ahol az egyik pixelen a távolodás értéke meghaladja a 22 m/s-ot, a másikon pedig a közeledés értéke meghaladja a 22 m/s-ot. Az oldalsó képen lehet megfigyelni egy TVS azonosítást egy amerikai radarmérésből. A mezociklonnak megfelelően közel kell lennie a radarhoz, hogy az esetleges tornádóhoz tartozó fenti nyírási értéket képes legyen megmérni (máskülönben a nyaláb az örvény felett fog elhaladni). Az örvény túl közel sem lehet a radarhoz, mivel ekkor már abba a térfélbe esik, amibe a radar már nem sugároz ki impulzust (egyébként túl magas állásszög lenne szükséges). A TVS azonosítása nem mindig jelent tornádót, mivel a radar szükségszerűen a felszín felett bizonyos magasságban mér, azt pedig pusztán a mérésből lehetetlen megállapítani, hogy az örvény ténylegesen elérte-e a talajt. A fentiekből is látszik, hogy a TVS azonosítása egy kényes terület a radaros méréseken belül, sok tényező kedvező együttállása szükséges az esetleges sikeres detektáláshoz.