Wykład 1

Teledetekcje- pomiar pośredni zdalny z danej odległości, Nośnikiem informacji jest promieniowanie elektromagnetyczne o szerokim zakresie. Czasem wykorzystuje się fale akustyczne w atmosferze. Zakres widma promieniowania zależy od potrzeb. Dla chmur wystarczy światło widzialne.

Radar - Wysyła promieniowanie które się odbija od danego elementu i wraca do radaru. Mówi nam o odległości od obiektu, jego rozmiarach, masywności, prędkości. Promieniowanie jakie stosuję się w radarze musi być podobne do promieniowania badanego obiektu. Stosuje się głównie mikrofale.

Satelita meteorologiczny - znajduje się na orbicie ziemskiej. Wyposażony w czujniki promieniowania widzialnego, podczerwonego i mikrofal. Monitoruje powierzchnię ziemi. Każdy pomiar jest obarczony jednak błędem. Zbieramy informacje o całej atmosferze.

Pomiary proste naziemne: - pomiary punktowe mają ważną zaletę: duża dokładność. Wady: ograniczone dane do jednego punktu.

Teledetekcje - wadą są błędy pomiarowe techniczne, zaletą jest to że skanujemy atmosferę w dużym zakresie

1. Satelity meteorologiczne

2. Radary meteorologiczne (mają również zastosowanie do hydrologii)

3. Inne techniki teledetekcyjne (sodary, lidary, systemy teledetekcji wyładowań burzowych)

Satelity

- geostacionjarne

- polarno - orbitujące

Prędkość satelity determinuje jej wysokość.

Satelita geostacjonarny : wysokość na orbicie nad 1 miejscem. Jeżeli prędkość kuli ziemskiej jest taka sama jak satelity to satelita jest zawsze nad tym samym punktem. Wysokość rzędu paru tysięcy km nad ziemią.

Satelita polarno - orbitujący. Są położone niżej od geostacjonarnych, ale nie są nad jednym punktem wyłącznie. Wysokość do 500km.

EUMESAT - wspólne korzystanie z danych teledetekcji satelitarnej.

Agencja NOAA - Amerykańska krajowa agencja badań. Publikowana również w Polsce.

EUMESAT - posiada dwa rodzaje satelitów

- Meteosat ( geostacjonarny) jest ich 8

- Metop (polarno-orbitujący)

Pomiar na terenie Polski nie jest ciągły, bo nie zawsze dany satelita obejmuje akurat zasięgiem nasz kraj.

NOAA

-Goes (geostacjonarne)

-Noaa (polarno - orbitujące)

Dane zbiera IMGW - ośrodek teledetekcji (Kraków). Dane są upowszechniane.

Wykład 2

Nośnik informacji - fale zwykle elektromagnetyczne, świetlne(lidar), dźwiękowe (sodar).

Fale elektromagnetyczne - określa λ (długość fali) i f (częstotliwość). Długi zakres mają.

Ich przykładem jest światło, fale radiowe, rentgenowskie, alfa, beta, gamma.

Zakres fal elektromagnetycznych.

Długość fali : 10⁵-10^-13 m

Częstotliwość : 10⁴-10²² Hz

Wiązka odbija się od obiektu i wraca do nas. Analizujemy promieniowanie odbite od obiektu (dotyczy radarów). Długość promieniowania powinna być w przybliżeniu rzędu obiektu który chcemy badać. Np. chmury (Skupisko małych kropel lodu lub deszczu). Radar tak „widzi” chmurę. Więc zakres fali jest mały (fale centymetrowe).

Mikrofale używamy do pomiarów meteorologicznych.

- milimetrowe

- centymetrowe - głównie te się wykorzystuje (3-5cm)

- decymetrowe

- metrowe (ultra krótkie)

Wykorzystuje się też światło ( nie trzeba go emitować), trochę poszerzone o podczerwień. Światło widzialne (nie emitujemy go sztucznie). Źródłem jest słońce, które oświetla wszystkie obiekty, ziemię i atmosferę. Promieniowanie świetlne ulega rozproszeniu w atmosferze. Atmosfera wtórnie emituje to promieniowanie

Układ „atmosfera - ziemia” pochłania promieniowanie i emituje je wtórnie.

Teledetekcje aktywne - My sami generujemy nośnik informacji (np. mikrofale). Radary głównie

Teledetekcja bierna - kiedy korzystamy z gotowego źródła promieniowania jakim jest promieniowanie wtórne układu „atmosfera - ziemia”. Jej zaletą jest to że nie musimy generować promieniowania. T. Bierna stosowana jest w satelitach meteorologicznych (aktywna też, ale większy % bierna). Zdjęcie - jest przykładem biernej teledetekcji.

Atmosfera blokuje pewne zakresy światła widzialnego - jest to spowodowane różnymi pierwiastkami (zw. Chemicznymi) znajdujących się w atmosferze. Zw. Chemiczne absorbują mniej lub bardziej promieniowanie. Okna atmosferyczne - te długości (zakresy) promieniowania światła - które atmosfera przepuszcza. Do pomiarów satelitarnych mamy wybrane zakresy światła widzialnego.

Obserwacja wierzchnich warstw atmosfery odbywa się w szerszym zakresie (gdyż tam absorbancja pierwiastków nie jest tak znaczna). W meteorologii głównie obserwujemy jednak chmury które są w niższych warstwach atmosfery (do paru km nad ziemią).

SATELITY METEOROLOGICZNE

Satelita - obiekt poruszający się z dużą prędkością, znajduje się nad atmosferą. Orbita satelity jest determinowana przez prędkość (większa prędkość im wyższa orbita).

-Orbita geostacjonarna - efekt zawieszenia satelity w tym samym miejscu. Satelita taki porusza się po jednej orbicie. Dlatego łatwo przechwycić z niego informacje. Orbita jest
25 000km nad ziemią. Zaletą jest ciągłość danych nad danym terenem.

-Satelita polarno - orbitująca - ich położenie się zmienia. Wysokość mieści się w granicach 500-800km. Dane pozyskuje się trudniej. Są zawsze nad innym punktem(obszarem). Są niżej, więc o wiele mniejszy obszar obserwujemy. Każdy przelot jest przez inne miejsce. Rzadko satelita znajdzie się nad tym samym miejscem.

EUMESAT (którego Polska jest członkiem) oraz NOAA posiada takie satelity. Dla każdego obywatela USA dane są dostępne i w efekcie dostępne dla nas. Polska korzysta z satelity geostacjonarnej, obejmującej Europę: Meteosat - teledetekcja bierna - światło, ewentualnie podczerwień (do analizy temperatury). Na satelitach geostacjonarnych nie używa się aktywnej teledetekcji. W Krakowie w IMGW jest stacja odbioru danych satelitarnych. Obiektem zmierzonym są zjawiska konwekcyjne: Burzowe (maja małą powierzchnię). Satelity geostacjonarne również podczerwień wykorzystują - bada się różnice temperatury atmosfery i ziemi. Podczerwień „działa” całą dobę, a światło jedynie w dzień. Natomiast satelity polarno orbitujące w pewnej części wykorzystują teledetekcje aktywną.

Podział satelitów:

-Geostacjonarne

-Meteosat (EUMETSAT)

-Goes (NOAA)

-Polarno-orbitujące

-Meteop (EUMETSAT)

-NOAA (NOAA)

Czujniki najczęściej stosowane w meteorologii i hydrologii:

-AVHRR (czynnik światła widzialnego i podczerwień - Vis i IR)

-AMSU (czujniki mikrofalowe MV)

Czujniki nie mierzą opadu wprost, tylko mierzą albedo.

A=1 gdy całe promieniowanie się odbije, ale tak się nie zdarza.
A=0 promieniowanie całkiem pochłonięte przez obiekt.

Jest to pomiar pośredni wykonywany przez satelity.

Mamy wielkość fizyczną (np. opad) X, a albedo mamy kilka (zgodnie z liczbą kanałów na czujniku)

A₁,A₂,…,A_n

X=f(A₁,A₂,…,A_n)

Bada się na podstawie danych historycznych. Wynik to może być różnego rodzaju kombinacja danych A₁,A₂,…,A_n (iloczyn A₁,A₂,…,A_n , średnie, sumy, różnice itp.).

Przykładowo:

Natężenie opadu wg czujnika:

NDVI - znormalizowany indeks roślinności. Mówi nam o tym czy dany teren jest zapełniony roślinnością, czy nie, lub w jakim stopniu. Mamy albedo z AVHRR, który ma 6 kanałów.

Wzór stworzony na podstawie danych historycznych.

Jeżeli interesuje nas np. albedo budynków, a nie chmur - to chmury nam w tym przeszkadzają. Przyjmuje się że albedo jest większe od chmur niż od powierzchni ziemi. Zbiera się pomiary z danego miesiąca. Wyszukuje się wartości najmniejszą, bo to informacja że niebyło w tedy pewnie chmur (tak się przyjmuje). Najczęściej bierze się czas pomiarów 2tygodnie. Wtedy na pewno przynajmniej jeden dzień będzie bezchmurny-będzie miał najniższe albedo.

Zastosowanie do meteorologii:

Mierzymy i zbieramy informacje o chmurach (wszystko co z nimi związane, np. prędkość wiatru).

Zastosowanie do hydrologii:

Do szacowania opadu na powierzchnię ziemi. Pomiar parametrów do modeli opad-odpływ [opad efektywny scts, odpływ]

Satelity mówią mało o istotności badanych zjawisk. Nieco lepiej spisują się radary

RADARY METEOROLOGICZNE

Radar -są na powierzchni ziemi. Jest to urządzenie wysyłające wiązkę mikrofalową. Posiada nadajnik wysyłania wiązki mikrofalowych.

Antena wysyła i odbiera wiązkę. Antenę się przełącza na tryb nadawczy lub odbiorczy na przemian. Co jakiś czas się dokonuje pomiaru. Pomiar nie jest ciągły. Długość promieniowania jest dostosowana do danych obiektów meteorologicznych. Impuls jest krótki.

Co jakiś czas: (ok. 200 milisekund) jest wysyłany kolejno impuls.

PRF - częstotliwość powtarzania impulsów.

Wiązka jest tłumiona przez atmosferę. Czułość odbiornika jest charakteryzowana przez dwa parametry które wpływają na zasięg radaru. Zasięg radaru wynika z:

- Czułości radaru [dB]

- PRF

Praktyczny zasięg maksymalny radaru do 200km. Do 100km dane są dokładne, od 100-200 dane są szacunkowe.

Nas interesują wielkości fizyczne (opad, gęstość chmur, wilgotność). Radar emituje wiązkę mikrofalową z daną mocą Pt. Pr - moc wiązki odbitej, jest w niej cała informacja o obiekcie który badamy. Podstawowe równanie radiolokacji, wiąże moc sygnału odbitego z wysłanym wraz z innymi parametrami.

G- zysk anteny = stosunek mocy sygnału skupionego w wiązce wysłanej do wiązki sygnału gdyby była wysłana we wszystkich kierunkach.

σ - powierzchnia skuteczna obiektu który badamy

A - powierzchnia anteny

Lr - współczynnik straty mocy między nadajnikiem a odbiornikiem

r - odległość obiektu od radaru.

Wzór ten podaje się w skróconej postaci

Parametry radaru - stała radarowa „Cr”,

Odległość obiektu od radaru r.

Parametr Z - Odbiciowość radarowa
, ale na co dzień się w tych jednostkach nie podaje. Dlatego stosuje się skale logarytmiczną. Z[dBZ] - decybele odbiciowości. 1dBZ=10logZ „Z” w tym wzorze:
.

Przyjęło się że Z podajemy wyłącznie w dBZ.

Badamy np. natężenie opadu R. (R - natężenie opadu).

Związek Z i R wyznacza się sposobem empirycznym.

a)Z ˜ D⁶

D - średnica kropel. Im kropla większa, tym więcej odbije promieniowania z radaru. Dwa razy większa kropla oznacza 64 razy większa odbiciowość.

b)Z=a*R^b

a, b - współczynniki które się wyznacza empirycznie np.:

Z=200*R^1,6 wzór Morskala-Palmera [najczęściej stosowany]

Błędy związane z całymi pomiarami radarowymi:

- Przeliczenie Z-R. Niemożna stosować do śniegu. Mamy dużo innych różnych wzorów. Kłopot z doborem.

- Wiązka z radaru nie rozchodzi się w linii prostej. Wynika to z załamania fali w gęstym ośrodku.

- Wynik zależy od gęstości i temperatury ośrodków. [Przyjmuje się do obliczeń promień efektywny - promień po linii prostej]

- Pomiar zależy od zmiennych warunków - głównie gradient temperatury może być różny.

- Echa anomalnej propagacji (anaprop, AP). Problemem jest z wiązkami które dochodzą do radaru, a ich impulsy były wysłane w poprzednich cyklach. Problem z interpretacją wyników.

- Echa stałe.

Obraz jest zakłócony. Ponieważ lasy, góry i miasta się nie poruszają, to echa stałe, można wykryć i wyeliminować z obrazu podczas interpretacji.

- Echa ruchome. Ptaki, samoloty a nawet owady. Nie da się ich tak łatwo ominąć jak w przypadku ech stałych.

Na potrzeby meteorologii każde inne echa oprócz tych pochodzących z obiektów meteorologicznych są echami zakłóceń.

- Blokowanie wiązki radarowej. Odwrotny problem do ech. Nie widzimy całej chmury, tylko jej wierzchołek.

- echa z zewnętrznych nadajników. Chodzi głównie o nadajniki do telefonii komórkowej lub bezprzewodowego Internetu. Te nadajniki emitują sygnały które mogą trafić do radaru meteorologicznego.

Geometria pomiaru radarowego.

Aby pomiar był dokładny musi być wąska wiązka, ale w tedy jest mały zasięg. Aby mieć obraz całej atmosfery, dużo pomiarów trzeba robić. Wysyłamy wiązkę co 1^o, dookoła (antena się obraca) - czyli 360 pomiarów, co 1km (250 pomiarów). 1 pomiar trwa t=20sekund (obrót anteny). Ale co 10 minut musi być w tym punkcie, a radar obraca się w to samo miejsce za 30minut.

Wynik jest w układzie sferycznym:

- azymut α (stopnie)

- kąt podniesienia ε (stopnie)

- odległość promienia L (metry)

Podstawowe dane, dane objętościowe = Wolum. Są to dane opisane w układzie sferycznym. Z tych wolumów generuje się produkty dwuwymiarowe-zwykłe obrazki, mapy itp. Bo trójwymiarowe dane wolumowe się nie da się przedstawić na obrazku.

Dane źródłowe:

-Wolum (3D) pełne dane bez obróbki

Dane przetworzone

-Produkty (2D) pewna praktyczna interesująca nas część wolumu.

Dane wolumowe: trójwymiarowy spłaszczony walec do 400km średnicy. Są to pliki objętościowe. Wolum powstaje przez wykonanie kilkunastu obrotów anteny. W tym czasie zrobiony jest skan. Wiązka o szerokości 1^o skanuje atmosferę. (1 obrót trwa 20 sekund)

Przy dużych kątach podniesienia nie trzeba tak gęsto robić pomiarów. Liniowa odległość nie jest duża. Im wyższy kąt podniesienia, tym rzadsze pomiary. Takie dane trudno się ogląda (choć są nawet programy do tego). Z Wolumów również korzysta się do modeli matematycznych. My generujemy dane wolumowe automatycznie w dane 2D (produkty).

3D(wolumy) - liczby na ogół (w modelach numerycznych)

2D(produkty) - obrazki na ogół.

Efekt Dopplera - jeżeli źródło sygnału jest w ruchu względem obserwatora, to częstotliwość tego sygnału rośnie, gdy się zbliża to źródło do obserwatora, a częstotliwość maleje gdy się od obserwatora oddala.

Wykorzystuje się to zjawisko do określenia prędkości względnej danych obiektów (względem nas) meteorologicznych. Zmiana częstotliwości f_D jest proporcjonalna do prędkości

V - prędkość

λ - długość sygnału.

Radar dopplerowski mierzy:

- Odbiciowość Z

- Prędkość V

Równocześnie się tego nie mierzy. Mamy dwa osobne wolumy czyli dwa osobne pomiary. Pomiar 1 wolumu trwa 3 minuty, 7 minut drugi, łącznie pomiar trwa 10 minut.

Radary podwójnie spolaryzowane

Następuje polaryzacja wiązki radarowej. Odbiciowość zależy od średnicy kropel w potędze szóstej. Problem polega w tym że kropla nie jest okrągła, tylko poziomo spłaszczona, ma różne średnie. Radar zwykły mierzy tylko 1 średnice.

Oprócz tego opad nie zawsze spada tylko w postaci kropli. [opad śniegu ma całkiem inną geometrię]. Mierząc odbiciowość trzeba wiedzieć jaki jest rodzaj opadu. Radar podwójnie spolaryzowany wysyła 2 wiązki. Jedna spolaryzowana pionowo druga poziomo.

Z_HH - odbiciowość pozioma

Z_VV - odbiciowość pionowa

Część fali ulega depolaryzacji (wysyłamy poziomą wiązkę, część wraca jako pionowa lub odwrotnie) z tego się wylicza współczynniki korygujące te błędy. Radary te stają standardem.

Produkty (dane 2D)

Produktów jest dużo i mają różne znaczenie.

Produkty standardowe - podstawowe.

1. PPI (Plan position indicator)

- Jeden obrót anteny ustalony przy danym koncie elewacji.

Taki produkt generuje się dla innych produktów, ale samego PPI raczej się już nie stosuje

2. CAPPI (constaht atitude PPI)

- przekrój poziomy

Składa się z kilki produktów PPI

Bierze się punkty przecięcia na danej wysokości jakiej chcemy - w tym przypadku na 3km. Resztę punktów się interpoluje. Jest to ważne dla synoptyków. W hydrologii trzeba by ten zasięg dać niżej, ale im niżej mamy przekrój, tym zasięg jest mniejszy, a musimy mieć nisko przekrój, bo interesuje nas ile opadu spadnie na ziemie, lecz zasięg nie może być za mały.

3. Pseudo CAPPI (P. CAPPI)

Produkt podobny do CAPPI. Różni się tym że w P.CAPPI. bierzemy wartości dla najniższej wiązki (czyli najniższy PPI) do interpolacji reszty danych.

4. MAX

Jest to rzut maksymalnych wartości na płaszczyzny: pionowe i poziome.

Daje wartości maksymalne na mapie w danych pikselach (nie wiemy tylko na jakich są wysokościach). Stosuje się to do analiz burzowych. Łatwo wychwycić intensywne zjawiska.

5. RHI

Przekrój pionowy. Ruch anteny w górę (w pionie). Punktem początkowym jest antena. Obraz jest trochę ograniczony.

6. VCUT

Jest to przekrój pionowy, ale jest generowany z wolumu. Przekrój od 2 wybranych wartości chwilowych - mierzy się w ten sposób.

7. PAC (Precipitation Accumulation)

W hydrologii interesuje nas suma opadów. Stosuje się złożenia produktów.

Generuje się z powyższych 6 produktów.

8. VIL (Vertically integrated Liquid Water)

Jest to przekrój pionowy scałkowany. Przedstawia ilość płynnej wody.

9. SRI

Podobny do CAPPI ale nie odnosi się do metrów nad poziomem morza, tylko do rzeczywistej wysokości terenu. Do systemu musi być wprowadzona mapa terenu na którą nanosi się wyniki. Produkt ten przedstawia pomiary opadu na powierzchnię ziemi.

Przekrój poziomy prędkości wiatru. Zawsze się mierzy prędkość (radar) jako dane radialne. Te wszystkie produkty nie są używane do złożonych produktów dopplerowskich.

Produkty dopplerowskie standardowe:

1. VVP (2) (Volume Velocity Proccessing)

Pionowy rozkład prędkości wiatru w miejscu radaru.

Mierzy się prędkość dopplerowska i na danej wysokości wyciąga się średnią. Określamy kierunek i wartość wiatru. Jest to profil pionowy rozkładu wiatru. Nas interesuje żeby mieć informacje o wietrze nie tylko w miejscu gdzie jest radar. Określa się to w pewnym przybliżeniu. W praktyce stosuje się metodę uproszczoną w tym temacie.

Dokonujemy pomiaru punktów 1 i 2, analizujemy jak się zmienia badane zjawisko w odległości od 1 do 2. Możemy użyć wielu punktów (np. 3). Radar zmierzy zmianę tylko od obiektów od których odbiły się wiązki.

2. UWT (2) - Uniform Wind Technologi [HWIND]

Analizuje wektory prędkości wiatru. Musi być obiekt na którym mierzymy prędkość (na przykład na chmurach).

Głównie są to produkty zastosowaniu dla hydrologii. Stanowi to wejście do modeli opad-odpływ. Ważny jest rozkład opadu nad zlewniami poszczególnymi. Stanowią te dane również wejście do modeli meteorologicznych (prognozowanie pogody).

Turbulencje - zmienność prędkości w czasie (wiatru) gwałtowana.

Uskok wiatru - zmiana gwałtowana kierunku wiatru.

Korekty danych radarowych

Część algorytmów generuje dane radarowe. Trzeba eliminować echa które nie stanowią ech obiektów meteorologicznych.

Formy korekt:

- Filtr Dopplerowski. Włącza się już podczas pomiaru. Eliminuje echa z prędkością zero (obiekty stałe, góry budynki). Radar musi być skalibrowany pod względem technicznym. Echo stałe w innym pomiarze może być inne. I to stanowi problem.

- Poprawka na pionowy profil odbiciowości radarowej (VPR). Odbiciowość nie jest taka sama w profilu odbiciowościowym. Im wyższej tym opad większy bo dół paruje. Wyliczamy wartości odbiciowości na danej wysokości za pomocą konkretnych wzorów (spadek natężenia opadu).

Im dalej od radaru tym mniej ech. Wyniki uśrednia się dla każdego profilu pionowego odbiciowości.

Poprawka ta ma jeszcze jedno zastosowanie. Opad może być różny. Lód, śnieg, grad, krople deszczu - zależy to od temperatury. W troposferze temperatura maleje wraz z wysokością.

Dla nas najważniejszy punkt do 0^oC - temperatura topnienia, gdzie kryształku lodu topnieją. Stosujemy izotermy 0^oC. Płaszczyzna z liniami 0^oC. Opad topnieje gdy „przejdzie” przez tą izotermę.

Odbiciowość od bryłek w warstwie topnienia jest wysoka, a deszczu mała.

Nagły wzrost odbiciowości - a opad w cale nie jest większy. Jeżeli mierzymy ilość wody mamy zawyżenie wyników. = jest to zjawisko jasnego pasma. Aby mieć dobre wyniki trzeba to zjawisko wyeliminować

Poprawka przegląda wszystkie dane wyższe niż średnie. Niektóre algorytmy „widzą” gdzie jest izoterma 0^oC i od razu odrzucają wyniki. W wolumie się koryguje odbiciowość na wysokości gdzie jest izoterma 0^oC. W zimie niema izotermy OC bo wszędzie jest minus zero i niema efektu jasnego pasma w przypadku zjawisk konwekcyjnych. Chmury burzowe - temperatura wymieszana. Poprawka więc nie jest taka prosta w naszych warunkach klimatycznych.

Podsumowanie poprawki:

a)Sprowadza „R” z wiązki radarowej do powierzchni ziemi

b)usuwanie efektu jasnego pasma.

K O L O K W I U M 2:

WYKLAD : CD korekty:

- adjustacja danymi deszczomierzowymi.

Deszczomierz mierzy w danym punkcie opad (część wody może odparować, wiatr może nawiać opad do deszczomierza - więc również są tu małe błędy. Największym błędem deszczomierzowym jest zwiewanie opadu przez wiatr, pomiar jest zaniżony bo krople niewpadają do deszczomierza, tylko obok. Ten błąd można oszacować pewnymi wzorami). Pomiar deszczomierzowy przyjmujemy za dokładny punktowy (choć błędy deszczomierzowe sięgają niekiedy 20%). Problem jest z tym, co z danymi między deszczomierzami (np. komórka burzowo może „uciec” deszczomierzowi”). Siatka deszczomierzy zazwyczaj nie jest równomierna (średnio co 20km jest deszczomierz).

Radar daje nam informacje przestrzenną - uśrednioną. Ale są większe błędy pomiarowe. Koryguje się je właśnie deszczomierzami. Opad mierzony radarem i deszczomierzem, to dwie różne wartości.

Mamy więc 3 rodzaje opadu:

1. Radarowy „R”

2. Deszczomierzowy „G”

3. Prawdziwy „T” (ten nas interesuje)

Żeby wyznaczyć opad prawdziwy trzeba przyjąć pewne wstępne założenia.

Założenie 1.

Pomiary deszczomierzowe są dokładne w swoim punkcie

Założenie 2.

Jeżeli mamy sieć deszczomierzową to średnia z całej sieci jest dokładna.

Gśr = Tśr

Rśr ≠ Tśr

Średnią radarową trzeba sprowadzić do średniej opadu prawdziwego

Skoro Gśr = Tśr (z danego terenu[sieci]). Tak przeprowadzamy korektę:

Gśr=Tśr -> Rśr' = Rśr + (Tśr - Rśr).

Niektóre zjawiska komplikują tę korektę. W rzeczywistości błędy nie są takie same w chmurze danych, więc niemożna tak idealnie równomiernie przesunąć tej chmury w odpowiednie wartości danych.

Po przesunięciu danych, błędy radaru zbliżają się do zera (są mniejsze).

Rśr' = f(Gśr, L)

Rśr = f(Gśr, L, inne parametry)

Rśr' є (1/2Rśr, 2Rśr) Rśr' - opada radarowy średni poprawiony

TEMAT: KOMBINACJE RADAR - DESZCZOMIERZ

Jest to dalszy etap postępowania z danymi

Metoda SINNCLAIRA - PEGRAMA

- R, G - dane po interpolacji

1. Obliczamy opad średni radarowy i deszczomierzowy, ale tylko w tych pikselach gdzie są deszczomierze. Otrzymujemy Rśr i Gśr (w lokalizacji deszczomierzy)

2. ΔR - różnice danych

3. Rśr' = Rśr + ΔR Opad średni skorygowany o ΔR.

Kombinacja ma na celu odtworzenie prawdziwego T pola opadu.

TEMAT: Zastosowanie

„Nowcasting opadów”

Jest to prognoza (Farecasting).

Prognoza zwykła może być:

- P. Długoterminowa = na miesiące. Im czas prognozy większy, tym mniejsze prawdopodobieństwo jej sprawdzalności.

- P. Krótkoterminowe = ok. 2 dni. Są dokładniejsze od p. długoterminowych.

Prognozy Nowcasting - prognoza na teraz. Czas : minuty, godziny. Zwykle prognoza na 2h. Jest to prognoza na bardzo krótki czas wyprzedzenia. Istotą tego jest ekstrapolacja (szukanie danych poza znanymi danymi) - stan obecny + trend.

Ryc. Istota ekstra i interpolacji.

Adwekcja pól meteorologicznych jest w miarę stabilna. Przesuwa się z jakąś prędkością w miarę stałą w danym kierunku.

Najprostsze podejście: (ale stosowane w praktyce)

- Zakładamy że pole obecne przesuwa się zgodnie z wektorem adwekcji

- Wzór (wygląd) pola opadu nie zmienia się. (opady mamy konwekcyjne [burzowe] - zmienne bardzo czasowo i przestrzennie, mamy też opady warstwowe - z mniejszą różnorodnością czasoprzestrzenną).

Prognozy przy tych założeniach mają praktyczna sprawdzalność, z wyprzedzeniem czasowym od 15 minut do 1 godziny. Bierze się obrazy z 2 radarów: obecny i sprzed 10 minut. Porównuje się je.

Oblicza się wektor przesunięcia. Stosuje się wektor przemieszczania się tej struktury (pola opadu). Nakłada się te obrazki jeden na drugi. Tak manipulujemy obrazami aby struktury były na siebie nałożone. Obliczamy o ile musieliśmy przesunąć 2 obrazek względem pierwszego i w jakim kierunku, aby się nałożyły struktury na siebie. \

Otrzymaliśmy w ten sposób wektor przesunięcia

Teraz korzystając z założenia pierwszego, że wektor się nie zmienia. Robimy prognozę na następne 10 minut.

Wektory V są takie same i w tym samym kierunku.

W rzeczywistości kształt echa się trochę zmienia. Jakość prognoz zależy od sytuacji meteorologicznych. Sytuacje meteorologiczne:

-konwekcyjne
-nie konwekcyjne (chmury warstwowe i inne).

Zjawisko konwekcji - unoszenia się warstw ciepłych powietrza w górę - skutkuje burzą. Następuje szybka zmiana warunków meteorologicznych. Poszczególne komórki burzowe występują przypadkowo. Radarem „widzimy” obszar - strefę burzy, „nie widzimy” komórki burzowej. Trudno się prognozuje zjawisko burzy.

Czas prognozy w tym przypadku wynosi max na 15 minut. Dziś tworzymy prognozy hybrydowe. (łączone)

- Nowcasting

-Modele numeryczne

Model numeryczny ma gorszą jakość startową, ale jakość nie espada tak drastycznie z czasem jak w przypadku nowcastingu. Nakładamy na model numeryczny na nowcasting. Łączy się je w momencie gdzie model numeryczny jest lepszy jakościowo od nowcastingu.

- dla mniejszych czasów wyprzedzenia, większą wagę ma nowcasting

- dla większych czasów wyprzedzenia, większą wagę ma model numeryczny.

R(t)=Rn(t)*Wn + Rm(t)*Wm

Nowcasting model numeryczny

A wagi W są to pewne funkcje czasu.

Podsumowanie łącznej prognozy:

[ Inne modele prognoz:

-NIMROD (brytyjski)

- INCA (austryjacki) ]

Założenia ?Hybrydy:

- stały wektor przemieszczenia

- niezmieniające się kształty echa.

Wektor przemieszczenia. Wyznaczanie:

- Korelacja wzajemna. Wiatr jest różny na różnych wysokościach (pod względem prędkości i kierunku). Mapę dzieli się na sektory i dla każdego sektora wyznacza się wektora prędkości;

- Korelacja dla pola podzielonego na sektory. Sektory wyznacza się zależnie od kształtu badanego obiektu;

- pomiary dopplerowskie (prędkość wiatru);

- Korzystanie z pomiarów innymi technikami (na ogół satelitarne).

Dzisiaj próbuje się stosować nowe technologie na zasadzenie „neuronów”. Program zawiera szablony danych do których porównuje się badane zjawisko. Posiada taki program pełno danych historycznych. Na razie skuteczność tego jest mała. Są to metody „sztucznej inteligencji” ale jest to zbyt daleko idąca nazwa.

Prognoza i jej skuteczność zależna jest od jej celu. Z punktu widzenia hydrologii np. ważne jest czy spadnie 5mm czy 10mm opadu.

Badanie skuteczności prognozy:

r - wsp. Korelacji - mówi nam czy zmiana 1 wielkości powoduje zmianę drugiej wielkości

σ - odchylenie standardowe.

Jak rośnie 1 wykres, to 2 też. (korelacja)

	Najlepsza wartość	Najgorsza wartość
r	1	0
σ	0	- ∞ +

r: korelacja może przyjąć wartość -1, gdy zjawisko 2 wykresu jest odwrotne do 1 wykresu. Znak - niema znaczenia, bo jeżeli jest |1| to zjawiska są ze sobą powiązane.

Xp - prognozowana wartość

Xr - dane rzeczywiste zmierzone (w czasie zastosowania prognozy)

N - liczba danych

σ=0 wykresy się pokrywają.

Ryc. Przykład przesuniętego maksimum.

Jest tu małe odchylenie standardowe, ale gorszy wsp. Korelacji.

Mamy współczynniki określające r i σ. Tabela wielodzielcza.

	OBSERWACJA		prognoza
			opad	Bez opadu
Pomiar	opad	a	b
		Bez opadu	c	d

Np. C - prognoza mówi że padało a pomiar mówi że nie padało.

1. POD - prawdopodobieństwo wykrycia

Im wyższy tym lepiej (max 1).

2. FAR - wskaźnik fałszywych alarmów.

FAR=0 oznacza że nie było fałszywych alarmów.

3. CIS - krytyczny wskaźnik sukcesów

Wartości kryteriów dla idealnie zaprognozowanej pogody:

r	1
σ	0
CIS	1
POD	1
FAR	0

(wartości a, b, c, d, przyjmują wartości liczbowe).

Wyżej opisane wskaźniki opisują problemy ilościowe.

Niżej opisano problemy jakościowe (zależne głównie od rozdzielczości).

Lepsza rozdzielczość - lepsza jakość

TEMAT: ZASTOSOWANIE HYDROLOGICZNE DANYCH RADAROWYCH

Dane radarowe stanowią wejście do modeli opad - odpływ. Oprócz pomiaru opadu, stosuje się też prognozy opadu.

Model ma na celu prognozowanie odpływu. Czas dobiegu Td czas jaki woda opadowa potrzebuje do dopłynięcia do rzeki, od najdalej wysuniętego miejsca w zlewni. To co spadło wcześniej od czasu dobiegu jest już w cieku.

Dane meteorologiczne: opad

Dane hydrologiczne: odpływ (na podstawie hydrografu odpływu - zależności przepływu od czasu).

Problem jest z danymi od „To” w stronę prognozowaną.

Prognozy:

- model numeryczny

- nowcasting

(początkowo korzysta się z nowcastingu, a następnie z biegiem czasu bierzemy dane z modeli numerycznych).

Im czas wyprzedzenia wyższy to i tak jakość prognozy spada.

TEMAT: ZASTOSOWANIE DANYCH TELEDETEKCJI W METEOROLOGII

Dane teledetekcyjne stosujemy jako wejście do modeli numerycznych - meteorologicznych

Te dane wejściowe SA skomplikowane. Są z 3h wstecz mniej więcej. Oprócz radaru mamy też dane deszczomierzowe. Dane radarowe dają nam informacje o opadzie w całej atmosferze, a dane deszczomierzowe to informacja o opadzie na powierzchnie. Dodatkowo mamy tez informacje o temperaturowe, ciśnienie, itp.

Pole meteorologiczne: Siatka danych o rozdzielczości 7km. Ale są już na świecie siatki meteorologiczne o rozdzielczości 2,8km.

Modele numeryczne:

- COSMO (niemiecki ale Polska też na dostęp)

- ALADIN (między narodowy, w Polsce stosowany)

- ICM (Model brytyjski)

Pierwsze dwa - pieczęć ma IMGW

ICM - Uniwersytet Warszawski ma pieczęć

27

---