Identifikace konvektivních a stratiformních srážek na základě údajů dálkové detekce Diplomová práce Martin Caletka

Transkript

1 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 213

2 Bibliografický záznam Autor: Název práce: Studijní program: Studijní obor: Vedoucí práce: Bc. Martin Caletka Identifikace konvektivních a stratiformních srážek na základě údajů dálkové detekce Geografie a kartografie Fyzická geografie RNDr. Milan Šálek, Ph.D. Akademický rok: 212/213 Počet stran: 97 Klíčová slova: meteorologický radar, konvektivní srážky, stratiformní srážky, bright band

3 Bibliographic Entry Author Title of Thesis: Degree programme: Field of Study: Supervisor: Bc. Martin Caletka Identification of convective and stratiform precipitation based on remote sensing methods Geography and cartography Physical geography RNDr. Milan Šálek, Ph.D. Academic Year: 212/213 Number of Pages: 97 Keywords: weather radar, convective precipitation, stratiform precipitation, bright band

4 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 21. 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.

5 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 21. 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 C isotherm as an indicator of bright band which is a relatively reliable sign of stratiform precipitation. The 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.

6

7

8 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 213 Jméno Příjmení

9 OBSAH 1. ÚVOD TEORETICKÁ ČÁST Meteorologické radary Historie a současnost Princip funkce radaru Šíření radarového paprsku Radarová rovnice a radiolokační odrazivost Dopplerovské radiolokátory Dopplerovské dilema Vertikální profily větru Cíle na radarových snímcích Nemeteorologické cíle Meteorologické cíle Kvantitativní odhady srážek Polarimetrická radarová měření Různé přístupy ke klasifikaci radarových odrazů Horizontální struktura echa Analýza objemových dat PRAKTICKÁ ČÁST Data Podmínky klasifikace Klasifikace Konvektivní a nekonvektivní části echa Průměrné vertikální profily odrazivosti Rozdíl vůči úrovni maxima ve vertikálním profilu Rozdíl výšek nulové izotermy a maxima odrazivosti Kratší časová okna Klasifikace echa a detekce blesků SHRNUTÍ VÝSLEDKŮ A ZÁVĚR SEZNAM POUŽITÉ LITERATURY SEZNAM PŘÍLOH... 96

10 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 do Vzhledem k vazbě na srážky je klasifikace prováděna na nízké referenční hladině CAPPI2, tedy ve výšce 2 km nad hladinou moře. V bakalářské práci (CALETKA, 211) bylo ověřeno, že jako vhodná prahová hodnota pro vymezování konvektivních částí radioecha se jeví 4 dbz (viz STEINER et al., 1995). Proto také zde byla tato hodnota stanovena jako limitní. Pro zpracování velkého množství 1

11 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 CAPPI2 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

12 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 Historie využívání radarů v meteorologii sahá do konce druhé poloviny 2. 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 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 ve Velké Británii. Ale první 12

13 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 5. let. A teprve o desetiletí později byl u nás vyvinut první meteorologický radar TESLA RM-1, který byl umístěn na Milešovce v letech 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 a uveden do provozu o dva roky později. V letech 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 3 km. Tento radar byl pak v r nahrazen radiolokátorem MRL-5 (KRŠKA a ŠAMAJ, 24). Obr. 1 Přehledné znázornění maximálního dosahu radarů sítě CZRAD pro detekci meteorologických cílů (vyjádřeno kružnicemi) a pro určení intenzity srážek do 15 m nad povrchem (vyjádřeno polygony), (převzato z internetových stránek ČHMÚ: 13

14 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, 211) dle Mgr. Petra Nováka, Ph. D. Operativní měření radarů sítě CZRAD zahrnuje 15-2 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

15 v konstantní nadmořské výšce. V síti ČHMÚ se jedná o výšky 1 až 14 km s vertikálním krokem,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 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 km 2 (ČHMÚ, 22). 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., 24). Analogový signál zaznamenaný přijímačem je digitalizován a je zpracován 15

16 softwarem. Teprve pak se výsledná radarová informace dostává ke koncovému uživateli (ŘEZÁČOVÁ et al., 27) 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 T s. Převrácená hodnota T s je opakovací frekvence f r. Hodnota opakovací frekvence je většinou nastavitelná a určuje maximální dosah radaru r max. 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 1 a 3 km (ŘEZÁČOVÁ et al., 27), případně 1 a 2 km (ČHMÚ, 22). 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 R e, pro který platí 16

17 , kde R z 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 85 km (ŠÁLEK et al., 24). 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 h 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., 27). 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., 24). 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

18 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., 27). 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 1 km) dochází ke značnému podhodnocení srážek (ŠÁLEK et al., 24) 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 P t 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 P r 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

19 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

20 . 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,93 pro vodu a,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 [mm 6. m -3 ] (ŘEZÁČOVÁ et al., 27). 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. 24) 2

21 úpravách Finální podoba radarové rovnice pro meteorologické cíle je po provedených 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 Π M 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 Π M platí Kromě již zmíněné jednotky radiolokační odrazivosti se nejčastěji využívá logaritmické vyjádření radiolokační odrazivosti 1log Z, jehož jednotkou je [dbz]. Radarová rovnice pak může být vyjádřena jako 21

22 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., 24). 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 Z e. 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., 27, ŠÁLEK et al., 24). 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 vůbec nedocházelo k útlumu., což je teoretický přijatý výkon, kdyby v atmosféře 22

23 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=1 log (4R1,4). Převzato z publikace (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993). Koeficient útlumu k zahrnuje dílčí útlum v plynech k g, oblačnosti k c a srážkách k p. Hodnota k g v atmosféře činí pro λ > 3 cm asi,8 db.km -1. Nesrážkové oblačné částice se podílí na útlumu mnohem více než atmosférické plyny, a to v rozsahu od,8 do,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 I R. Je-li intenzita srážek vysoká, může dojít k výraznému utlumení, případně úplnému zastínění, srážek ve větší vzdálenosti od radaru (ŘEZÁČOVÁ et al., 27). Koeficient útlumu narůstá téměř lineárně s intenzitou srážek v případě λ = 1 cm. Při λ = 3 cm roste s intenzitou srážek I 1,31 (ŠÁLEK et al., 24). Podrobnější informace o útlumu radarového signálu v atmosféře nebí například práce (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993). 23

24 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, (2) v němž A t je amplituda elektromagnetické vlny, t je čas a ω 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 v r, 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 ω d, tedy 24

25 . (25) Následně je možné vyjádřit velikost posunu frekvence f d, (26) jehož hodnota je záporná v situaci, kdy se cíl pohybuje směrem od radaru (v r > ), či naopak kladná při pohybu cíle směrem k radaru (v r < ). Zatímco hodnota posunu frekvence f d 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 ω určuje ze dvou po sobě následujících měření pulsů n - 1 a n Dopplerovské dilema Změna fáze signálu radaru se počítá z diskrétních hodnot dle opakovací frekvence f r, 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 v dmax, resp. v případě nejvyšší jednoznačně měřitelné frekvence o Nyquistově frekvenci f dmax. Pro uvedené veličiny platí 25

26 , (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 r max. 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 > r max určí radar tento jako odraz nově vyslaného paprsku ve zdánlivé vzdálenosti r - r max. 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). (3) 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

27 Obr..4 Znázornění dopplerovského dilematu vztahu mezi r max, v dmax pro vlnové délky obvykle užívané u meteorologických radiolokátorů. (převzato z internetové stránky: ) Vertikální profily větru Dopplerovské radiolokátory umožňují měřit pole větru. Ideálně s využitím simultánních měření tří různých radarů v určité vzdálenosti (uvádí se v praxi 6-8 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

28 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, 22). 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., 27) 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., 27). 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, 22). 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, 22). 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., 27). 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

29 stacionární, má jím způsobená část echa podobu úzkého, ostře ohraničeného, radiálního paprsku. Zdrojem takového rušivého záření jsou zejména vysílače internetového připojení (ČHMÚ, 22). 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, 211). 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, 22). 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, 211) 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., 24). V prvé řadě jsou charakteristické existencí výrazných jader s vyšší odrazivostí, často s buněčnou strukturou, 29

30 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., 27). Obr. 5 Ukázka konvektivních cílů zaznamenaných dne ve 2: 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 ). 3

31 Obr. 6 Ukázka vrstevnatých cílů zaznamenaných dne 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 ). Oproti předchozím je pro vrstevnaté cíle (stratiformní) typický jednotvárný plošný charakter, neboť vznikají pomalými výstupnými pohyby vzduchu na velké ploše (i tisíců km 2 ). Přitom rychlost těchto pohybů vzduchu se pohybuje v řádech cm.s -1 (ŠÁLEK et al., 24). 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., 24). 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

32 (ŘEZÁČOVÁ et al., 27). Ledové částice obalené vodou se dle jistých měření vyskytují od 2 m nad úrovní nulové izotermy a až 5 m pod ní (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993) 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, 23). 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., 27). 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., 27). 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, 211). 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., 27). Díky modernizaci radarů 32

33 v rámci bylo možné vyvinout nové moderní radarové produkty odvozené ze základních objemových měření radarů. Například v práci (ZACHAROV, ŠÁLEK, NOVÁK, 24) 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, 24). Obr. 7 Zvýrazněná úroveň 2 km nad hladinou moře na jednotlivých PPI hladinách radaru Skalky. Převzato z (ZACHAROV, ŠÁLEK, 24). 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

34 Dosazením uvedeného vztahu do (13) vzniká po úpravě vztah kde I R je hodnota intenzity srážek. Hodnoty získané pomocí tohoto vzorce jsou do značné míry shodné s empiricky získanými daty. Proto byl odvozen obecný tvar tzv. Marshallova- Palmerova 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=2, b=1,6 odvozených pro srážky z vrstevnaté oblačnosti středních zeměpisných šířek (ŘEZÁČOVÁ et al., 27). Obr. 8 Grafický přehled celkem šedesáti devíti Z-R vztahů dle Battana. Převzato z publikace Doviaka a Zrniće (DOVIAK, ZRNIĆ, 1993). 34

35 V doméně radaru se často vyskytují různé typy srážek, pro něž uvedené hodnoty koeficientů neplatí. Dříve, zejména v 6. a 7. 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, 211). 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, 24) 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., 2). 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, 23). 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 r s, nadmořská výška h s či výška nejnižšího nezastíněného radarového paprsku h m. 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., 27). 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

36 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., 2b). 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., 2b). 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, 21), či na internetových stránkách Hlásné a předpovědní povodňové služby ČHMÚ 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., 27). 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

37 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., 23). Toto však dovolují pouze ty radary schopné vysílat a přijímat souběžně horizontálně i vertikálně polarizované záření, a tedy schopné pro obě polarizace měřit odrazivost Z H a Z V. U radiolokátorů, jež jsou vybaveny druhým přijímacím kanálem, umožňujícím měření odrazivosti s polarizací kolmou na vyslaný puls, lze určit tzv. křížovou odrazivost Z HV. 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 (23). Mezi nejčastěji používané polarimetrické veličiny patří diferenciální odrazivost Z DR (z angl. differential reflectivity) vyjádřená vztahem, (34) a je vhodná pro posuzování velikosti odrážejících částic (MEISCHNER et al., 23). Nejvyšší hodnoty Z DR (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., 24). Avšak jsou-li ledové částice obalené vodou, hodnoty Z DR jsou vyšší (ŘEZÁČOVÁ et al., 27). Lineární depolarizační poměr LDR (z angl. Linear depolarisation ratio) je vyjádřen vztahem, (35) kde Z HV 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., 27). Rovněž je užitečná pro identifikaci pozemních odrazů (MEISCHNER et al., 23). 37

38 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 za fází polarizovanou vertikálně. Vztah definující K DP je (36) Měřen je fázový posun při šíření polarizovaných vln na vzdálenost 1 km a jednotkou K DP je tedy [.km -1 ] (MEISCHNER et al., 23). 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 I R 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., 23). 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., 27). 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., 24). 38

39 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., 24). 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 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 komplikace 1 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

40 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 4 km 2 ) alespoň dvakrát. Společně s tímto jádrem je jako konvektivní struktura stanoveno okolí o ploše 15 km 2. Dále jsou do konvektivních struktura řazeny části echa z odrazivostí vyšší než 4 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 2 až 3 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 4 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). 4

41 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, 211). 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 1 x 1 km a 2 x 2 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 4 dbz (CALETKA, 211). Charakteristickým znakem, kterým se od sebe odlišuje oblačnost stratiformní a konvektivní, je rovněž doba její existence, resp. dynamika vývoje. U konvektivní 41

42 oblačnosti je míra fluktuace odrazivosti mnohem vyšší. A právě na ní může být identifikace rovněž založena. (CHENG and HOUZE 1979) 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. 1, 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 2 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 1 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

43 Obr. 1 Statistické vyjádření vertikálního profilu odrazivosti. Data naměřena dne 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 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 1 dbz do nižších hodnot (viz Obr. 11) (STEINER et al., 1995). 43

44 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, 2). 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 pohybuje okolo 2 db.km -1. Limitní má hodnotu 3,5 db.km -1. Je-li hodnota menší, jedná se o srážky konvektivní a naopak. Algoritmus BL vychází při identifikaci stratiformních srážek 44

45 z blízkosti maxima intenzity úrovně tání, tedy izotermy 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 C odrazivost klesá. Druhé kritérium je přidáno pro případ konvekce s maximem v blízkosti izotermy C (BIGGERSTRAFF and LISTENMAA, 2). Důležitou charakteristikou je také horizontální gradient odrazivosti. Prahovou hodnotou gradientu jsou 3, 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 4 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, 2). 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. < 3, db.km -1 a > 3,5 db.km -1 ; 2. < 28 dbz ve výšce zhruba dvakrát vyšší než je výška úrovně maximální odrazivosti Z max, < 3 db.km -1 a BBF >,6. 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 <,4. Dalším z přístupů je ten publikovaný v práci (ZHANG et al. 28). 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. 28) 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 C a tato část má maximální odrazivost. BBF tedy může nabývat hodnot od do 1 (ROSENFELD et al., 1995). 45

46 stratiformních struktur. Ovšem ne všechny stratiformní systémy musí nutně vrstvu bright band zahrnovat (WHITE et al., 22). 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., 28). K identifikaci konvektivního sloupce je nutné splnění některé z následujících podmínek: a) Hodnota Z v některé výšce je větší než 5 dbz 3 nebo b) hodnota Z v úrovni izotermy -1 C či výše je vyšší než 3 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., 28). Obr. 12 Znázornění jednotlivých elevací radarových měření, šíření radarových paprsků pod vlivem standardní atmosférické refrakce s vyznačením vrstvy bright band. Šedé čáry (r 1 a r 2 ) 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. h b,výška úrovně maximální odrazivosti je h m. (převzato: ZHANG et al., 28, s. 4) 3 Oproti práci (STEINER et al. 1995) je zde použit vyšší práh odrazivosti 5 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., 28). 46

47 Oblast, s níž se pracuje, má tvar mezikruží, jehož okraje mají od radaru vzdálenosti r 1 a r 2. 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 r 2 jeví 2 km a 8 km (ZHANG et al., 28). Data odrazivosti jsou rozčleněna do podoby rovnoměrně rozmístěných vrstev. Výška každé vrstvy je definována vztahem (37) kde Δh je tloušťka vrstvy (defaultně 2 m), N je počet vertikálních vrstev (defaultně 98) a h je výška nejnižší úrovně (defaultně 5 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 > Z (stanovena limitní hodnota). Dále je vyžadována jistý minimální počet měření M se Z Z (pro zajištění reprezentativní hodnoty pro celý VPR). Z i M jsou adaptabilní parametry, ale defaultně je stanovena limitní hodnota Z 1 dbz a M 1. 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., 28). Bright band, coby typický znak stratiformních srážek, se projevuje charakteristicky ve VPR. Nad úrovní izotermy C (ta se nachází ve výšce h a ) se většinou vyskytují 47

48 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 h m ) 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 h b. Obr. 13 Schematické znázornění koncepčního modelu vrstvy bright band ve vertikálním profilu odrazivosti, kde h a je výška horní hranice bright band, hm je výška maximální úrovně odrazivosti a h b je výška spodní hranice bright band. (převzato: ZHANG et al., 28) Hledání maxima v rámci VPR začíná 5 m nad úrovní modelované izotermy 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 1 %. Bright band je přítomen ve VPR, jestliže jsou splněny následující podmínky: ; ;. (4) 4 Přidání 5m vrstvy nad úrovní modelované izotermy C je zvoleno z důvodu zohlednění nejistoty úrovně modelované izotermy (ZHANG et al., 28). 48

49 Parametry D a D 1 jsou adaptabilní parametry, které vyplývají z mocnosti a symetrie vrstvy bright band. Na základě analýzy mnoha VPR je stanovena empirická hodnota 1 km pro D 1 a 1,5 km pro D 5 (ZHANG et al., 28). Pokud vrstva bright band existuje, je horní a dolní hranice definovaná podle následujících vztahů: (41) (42) D t a D b jsou vrstvy nad a pod úrovní maxima odrazivosti v rámci vrstvy bright band (defaultní hodnoty jsou D t = 5 m a D b = 7 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., 28). Práce Riga a dalších autorů (RIGO, LLASAT, 24) 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 Z bg Z - Z bg > (1/a)*cos(πZ bg /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, 21, LLASAT and RIGO, 22) je známá limitní hodnota Z pohybující se mezi 4 a 45 dbz. Druhý bod vychází z práce (SÁNCHEZ and DIEZMA, 21): Jestliže hodnota Z určitého gridu převyšuje hodnotu určité funkce, která závisí na Z a 5 Hodnoty D a D 1 plynou ze skenovací strategie a rozlišení při radarových měřeních. 49

50 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. III. 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 (3, 35, 4, 45, 5, 55 a 6 dbz). Poté jsou v v oblastech s konvektivními jádry vybírány zóny s odrazivostí stejnou jako jádro, a to alespoň v šesti gridech (tj. 24 km 2 ), 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, 24). 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 x c a y c 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, 24). 5

51 Naproti tomu u 3-D struktur je vypočtena také hodnota z c (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 VIL 7 (Vertically Integrated Liquid) (RIGO and LLASAT, 24). 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, 24). 7 VIL [kg.m -2 ] je určen na základě radiolokační odrazivosti Z, výšky základy oblačnosti h z a výšky horní hranice oblačnosti h t. 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, 24, ŘEZÁČOVÁ et al, 27). 51

52 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 (:1) do (14:3) 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, km až do hladiny 14, km). Jejich vertikální krok činí,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

53 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, 211) 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 4 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, 211) jsou využívána dvourozměrná pole maximálních odrazivostí, zde je klasifikace prováděna pro trojrozměrná objemová data dle hladiny CAPPI2 ve výšce 2 km. Při dosažení či překročení hodnoty odrazivosti 4 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 dbz, která zaručuje vyloučení chybných či zanedbatelných hodnot, ovšem bez převýšení hodnoty 4 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

54 optimální se jeví oblast ve vzdálenosti minimálně 2 km a maximálně 6 km. Radar Skalky se nachází přesně uprostřed dvourozměrného pole a jeho souřadnice [X r ; Y r ] 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 [X p ; Y p ] 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 [X p ] a [Y p ] 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

55 3.3 Klasifikace Konvektivní a nekonvektivní části echa 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, 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 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 2 do 6 km od radaru. Průběh nadmořské výšky radarového paprsku s nejnižší používanou elevací,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 2 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

56 výška paprsku [m n. m.] výška paprsku [m n. m.] vzdálenost od radaru [km] Obr. 14 Průběh nadmořské výšky radarového paprsku s nejnižší elevací,1 v rozmezí vzdáleností 2 až 6 km od radaru Skalky (73 m n. m.) vzdálenost od radaru [km] Obr. 15 Průběh nadmořské výšky radarového paprsku s nejvyšší elevací 21,6 v rozmezí vzdáleností 2 až 6 km od radaru Skalky (73 m n. m.). Na nejnižší hladině CAPPI1 v rámci souboru konvektivních hodnot je nejvíce zastoupeným interval od, do 2, 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 4, do 42, dbz (rovněž 334 případů). V intervalech vyšších odrazivostí je zastoupení mizivé či žádné. Až přibližně od 1, dbz dochází ke zvyšování četností směrem k výraznému maximu na 56

57 intervalu odrazivostí 4, až 42, dbz. Směrem k vyšším hodnotám pak dochází opět k výraznému poklesu. U souboru nekonvektivních (resp. stratiformních) případů je nejvíce zastoupeným rovněž interval, až 2, 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 1, až 12, 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, až 2, dbz (u konvektivních částí echa klesají četnosti na tomto intervalu až na ), což je dáno nastavením algoritmu, který klasifikuje oblast konvektivních a nekonvektivních částí radarového echa na hladině CAPPI2 (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, až 2, dbz setrvávají u konvektivních případů až do hladiny CAPPI5 (nulové četnosti jsou v rozmezí od CAPPI15 do CAPPI3). U nekonvektivních případů vykazují relativně nízké četnosti nejnižšího intervalu průměrné radiolokační odrazivosti hladiny CAPPI15 a CAPPI2. 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 CAPPI35 de facto k vymizení druhotného výrazněji vyjádřeného maxima četnosti. Na vyšších hladinách CAPPI (přibližně CAPPI75) 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 CAPPI14). 57

58 Tab. 1 Přehled základních popisných statistik souboru hodnot průměrných radiolokačních odrazivostí konvektivních částí echa na jednotlivých CAPPI hladinách. N platných Průměr Medián Modus Četnost Min. Max. Dolní Horní Rozptyl Sm. odch. CAPPI ,1 38,2, 334, 47,2 2,5 4,5 29,1 17, CAPPI , 41,4 41, 26 19, 47,6 4, 42,6 6,5 2,6 CAPPI ,6 42,5 4, 51 4, 49,6 41,5 43,5 2,3 1,5 CAPPI ,1 41,4 39, , 51,8 39,8 42,6 5,8 2,4 CAPPI ,1 39,7 37, 19 9,1 51,9 37,4 41,5 13,4 3,7 CAPPI ,3 37,5 32, 19 2, 5,8 34, 39,5 25,8 5,1 CAPPI ,3 33,9 29, 14, 53,3 29,1 37, 5,7 7,1 CAPPI , 3,2, 23, 54,5 23,5 34, 8,2 9, CAPPI ,8 26,2, 62, 52,8 18,2 3,8 1,6 1, CAPPI ,5 21,5, 133, 49,8 12,4 27,3 112,8 1,6 CAPPI ,4 17,8, 21, 46, 7,8 24, 111,4 1,6 CAPPI ,8 14,3, 27, 44,3 4,2 21,4 13,2 1,2 CAPPI ,4 11,3, 356, 42,4, 18,4 93,7 9,7 CAPPI ,6 8,6, 436, 42,7, 15,9 83,4 9,1 CAPPI ,1 6,6, 518, 43,2, 14,1 73,5 8,6 CAPPI , 4,5, 562, 41,, 12,4 64,1 8, CAPPI ,9 2,2, 627, 38,1, 1,8 55,3 7,4 CAPPI ,9,, 717, 35,, 9,2 47,4 6,9 CAPPI ,1,, 792, 31,6, 7,7 4,9 6,4 CAPPI ,4,, 853, 27,5, 5,8 33,9 5,8 CAPPI ,,, 913, 26,6, 4,7 28,4 5,3 CAPPI ,5,, 949, 25,5, 3,2 23,6 4,9 CAPPI ,2,, 987, 24,2, 1,8 19,4 4,4 CAPPI ,9,, 114, 23,5,, 16, 4, CAPPI ,6,, 145, 22,3,, 13,3 3,6 CAPPI ,3,, 197, 24,3,, 11, 3,3 CAPPI ,,, 1137, 22,,, 8,6 2,9 58

59 Tab. 2 Přehled základních popisných statistik souboru hodnot průměrných radiolokačních odrazivostí nekonvektivních částí echa na jednotlivých CAPPI hladinách. Hladina N platn. Průměr Medián Modus Četnost Min. Max. Dolní Horní Rozptyl Sm. odch. CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI CAPPI

60 CAPPI1 CAPPI15 CAPPI2 CAPPI25 CAPPI3 CAPPI35 CAPPI4 CAPPI45 CAPPI5 CAPPI55 CAPPI6 CAPPI65 CAPPI7 CAPPI75 CAPPI8 CAPPI85 CAPPI9 CAPPI95 CAPPI1 CAPPI15 CAPPI11 CAPPI115 CAPPI12 CAPPI125 CAPPI13 CAPPI135 CAPPI14 Medián 25%-75% Min-Max Obr. 16 Krabicové diagramy rozložení průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na všech CAPPI hladinách pro všechny nekonvektivní případy CAPPI1 CAPPI15 CAPPI2 CAPPI25 CAPPI3 CAPPI35 CAPPI4 CAPPI45 CAPPI5 CAPPI55 CAPPI6 CAPPI65 CAPPI7 CAPPI75 CAPPI8 CAPPI85 CAPPI9 CAPPI95 CAPPI1 CAPPI15 CAPPI11 CAPPI115 CAPPI12 CAPPI125 CAPPI13 CAPPI135 CAPPI14 Medián 25%-75% Min-Max Obr. 17 Krabicové diagramy rozložení průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na všech CAPPI hladinách pro všechny konvektivní případy. 6

61 35 (a) 14 (b) radiolokační odraziovst [dbz] Obr. 18 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI1 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 6 (a) 8 (b) Obr. 19Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI15 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 7 (a) 8 (b) Obr. 2 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI2 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 61

62 5 (a) 12 (b) radilokační odrazivost [dbz] Obr. 21 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI25 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 45 (a) 14 (b) Obr. 22 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI3 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. (a) (b) radkiolokační odrazivost [dbz] Obr. 23 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI35 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 62

63 24 (a) 18 (b) raiolokační odrazivost [dbz] Obr. 24 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI4 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 2 (a) 2 (b) Obr. 25 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI45 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 18 (a) 24 (b) Obr. 26 Histogram průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] konvektivní části echa na hladině CAPPI5. 63

64 (a) (b) Obr. 27 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI55 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa (a) (b) Obr. 28 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI6 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa (a) 35 (b) Obr. 29 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI65 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 64

65 45 (a) 35 (b) Obr. 3 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI7 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 5 (a) 4 (b) Obr. 31 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI75 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 6 (a) 4 (b) Obr. 32 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI8 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 65

66 7 (a) 4 (b) Obr. 33 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI85 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 7 (a) 45 (b) Obr. 34 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI9 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 9 (a) 45 (b) Obr. 35 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI95 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 66

67 9 (a) 5 (b) Obr. 36 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI1 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 1 (a) 5 (b) Obr. 37 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI15 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 1 (a) 5 (b) Obr. 38 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI11 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 67

68 12 (a) 6 (b) Obr. 39 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI115 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 12 (a) 6 (b) Obr. 4 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI12 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 12 (a) 6 (b) Obr. 41 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI125 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 68

69 12 (a) 6 (b) Obr. 42 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI13 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 12 (a) 6 (b) Obr. 43 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI135 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 14 (a) 6 (b) Obr. 44 Histogramy četností průměrných radiolokačních odrazivostí [dbz] na hladině CAPPI14 pro konvektivní (a) a nekonvektivní (b) část echa. 69

70 Průměrné vertikální profily odrazivosti 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, km, kde činí shodně 1,3 dbz. Poté směrem výše dochází k jejich poklesu. Od hladiny CAPPI2 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, km. Jeho hodnota činí 42,6 dbz. Směrem výše i níže hodnoty klesají. Výrazný pokles průměrných hodnot radiolokačních odrazivostí na hladině CAPPI1 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 CAPPI1 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. 7

71 výška CAPPI hladiny [km] výška CAPPI hladiny [km] kovektivní nekonvektivní Obr. 45 Vertikální profil průměrné radiolokační odrazivosti [dbz] pro konvektivní a nekonvektivní případy kovektivní nekonvektivní Obr. 46 Vertikální profil průměrné radiolokační odrazivosti [dbz] pro konvektivní a nekonvektivní případy s vynecháním hladiny CAPPI1. 71

72 výška CAPPI hladiny [km] avg_z/max konvektivní nekonvektivní Obr. 47 Graf průběhu podílu průměrných hodnot odrazivostí na každé CAPPI hladině a maximální průměrné hodnoty v rámci celého konvektivního/nekonvektivního vertikálního profilu 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

73 srozumitelnost byly pojmenovány max, nad a pod. V případech, kde maximum v rámci celého vertikálního profilu leželo na nejnižší hladině CAPPI1, 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. 5) 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, 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,5 dbz, u souboru konvektivního činí modus 1, 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 4, dbz až 46, 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,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, 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

74 rozdíl radiolokační odrazivosti [dbz] 5 max - nad max - pod nekonv ektiv ní konv ektiv ní Medián 25%-75% Min-Max 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. rozdíl radiolokační odrazivosti [dbz] nekonv ektiv ní konv ektiv ní Medián 25%-75% Min-Max 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. případy N platných Průměr Medián Modus Četnost Min. Max. Dolní Horní Rozptyl Sm. odch. nekonvektivní ,5 1,2,5 48, 29,3,57 2,45 12,8 3,58 konvektivní , 1,3 1, 41, 47,2,78 2,5 88,41 9,4 nekonvektivní 548 2,2 1,5 1,5 56, 22,,77 2,55 6,14 2,48 konvektivní ,6 1,1 1, 51, 13,,63 2, 2,3 1,42 74

75 ,,5 1, 1,5 2, 2,5 3, 3,5 4, 4,5 5, 5,5 6, 6,5 7, 7,5 8, 8,5 9, 9,5 1, 1,5 11, 11,5 12, 12,5 13, 13,5 14, 14,5 15, 15,5 16, 16,5 17, 17,5 18, 18,5 19, 19,5 2, 2,5 21, 21,5 22, 22,5 23, 23,5 24, 24,5 25, 25,5 26, 26,5 27, 27,5 28, 28,5 29, 29,5 3, rozdíl radiolokační odrazivosti [dbz] Obr. 5 Histogram četností rozdílů max-pod průměrných radiolokačních odrazivostí mezi hladinou CAPPI s maximální průměrnou hodnotou odrazivosti a hladinou CAPPI nižší pro nekonvektivní případy , 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 1, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 2, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28, 29, 3, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37, 38, 39, 4, 41, 42, 43, 44, 45, 46, 47, 48, 49, 5, 51, 52, 53, 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

76 ,,5 1, 1,5 2, 2,5 3, 3,5 4, 4,5 5, 5,5 6, 6,5 7, 7,5 8, 8,5 9, 9,5 1, 1,5 11, 11,5 12, 12,5 13, 13,5 14, 14,5 15, 15,5 16, 16,5 17, 17,5 18, 18,5 19, 19,5 2, 2,5 21, 21,5 22, 22,5 23, 23,5 24, 24,5 25, 25,5 26, 26,5 27, 27,5 28, 28,5 29, 29,5 3, 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 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

77 Výška [m n. m.] Rozdíl výšek nulové izotermy a maxima odrazivosti 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 21, 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 do na Obr. 54. Z uvedeného grafu je patrné, že výška nulové izotermy se dosti výrazným způsobem měnila. Konkrétně maximum její odhadované úrovně činilo více než 43 m, minimum více o něco více než 25 m Datum Obr. 54 Vývoj výšky nulové izotermy v období od do na základě interpolace sondážních měření prováděných na stanici Prostějov (v termínu , 12: na stanici Vídeň). 77

78 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_t -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 34 m. Hodnota mediánu je 37 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 až 5 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 152 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,7 %. Konkrétně je to 9 případů z celkových Rozdíl výšek v rozmezí až 5 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

79 průměrné hodnoty odrazivosti pokrývají větší rozsah vertikálního profilu, nicméně i zde je patrné, že se shlukují do určité vrstvy. Konkrétně zejména do výšek od 9 do 24 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_t -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 Četnost Min. Max. Dolní Horní Rozptyl Sm. odch. nekonvektivní ,8 249,4 konvektivní ,4 589, rozdíl výšky [m] nekonvektivní konvektivní Medián 25%-75% Min-Max Obr. 55 Krabicový graf rozložení rozdílů výšek vyska_t -vyska_max mezi CAPPI hladinou s maximem průměrné radiolokační odrazivosti a odhadovanou úrovní nulové izotermy. 79

80 rozdíl výšky [m] Obr. 56 Histogram četností rozdílu výšky vyska_t -vyska_max CAPPI hladiny s maximální hodnotou průměrné odrazivosti a odhadovanou výškou nulové izotermy na základě interpolace ze sondážních měření pro nekonvektivní případy rozdíl výšek [m] Obr. 57 Histogram četností rozdílu výšky vyska_t -vyska_max CAPPI hladiny s maximální hodnotou průměrné odrazivosti a odhadovanou výškou nulové izotermy na základě interpolace ze sondážních měření pro konvektivní případy. 8

81 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 37 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 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 1, %, u konvektivních pak, jak již bylo uvedeno, došlo k poklesu na, %. Konkrétní hodnoty absolutních i relativních četností jednotlivých intervalů rozdílů výšek případů konvektivních i nekonvektivních jsou uvedeny v tabulkách Příloh č. 5 a 7. 81

82 Tab. 5 Popisné statistiky rozdílů výšky vyska_t -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 Průměr Medián Modus Četnost Min. Max. Dolní Horní Rozptyl Sm.odch. nekonvektivní konvektivní rozdíl výšek [m] Obr. 58 Histogram četností rozdílů vyska_t -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 rozdíl výšek [m] Obr. 59 Histogram četností rozdílů výšky vyska_t -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

83 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 CAPPI2. 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 CAPPI2. 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 212, neboť v roce 21 nebylo možné nahlížet na vizualizaci samostatných dat radarových odrazivostí na hladině CAPPI2 a zároveň na boční průměty odrazivosti pro přiblížené území. Konkrétně byly vybrány případy z :1, : a :, které jsou uvedeny na Obr. 6, 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 se vyskytuje zhruba 37 blesků mimo oblast diagnostikovanou jako konvektivní, na snímku z je to pak zhruba 95 blesků, na snímku z je to zhruba 11 blesků. Na základě vybraných případů, kdy byly zaznamenány elektrické výboje, se tedy ukazuje, že 83

84 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 CAPPI2 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. 6). Obr. 6 Detailní pohled na část radioecha v okolí radaru Skalky na hladině CAPPI2 s bočními průměty maximálních radiolokačních odrazivostí ze dne , :1. 84

85 Obr. 61 Detailní pohled na část radioecha v okolí radaru Skalky na hladině CAPPI2 s bočními průměty maximálních radiolokačních odrazivostí ze dne , 21:. Obr. 62 Detailní pohled na část radioecha v okolí radaru Skalky na hladině CAPPI2 s bočními průměty maximálních radiolokačních odrazivostí ze dne , 1:. 85