Metody badawcze meteorologii
- notatki do referatu
Opracowali:
Adam Orczyk
Kamil Zuber
Sieć meteorologiczna
Stacje meteorologiczne
Ogródek meteorologiczny
Budka meteorologiczna
Wielkości określające stan fizyczny atmosfery i podstawowe zasady ich pomiaru
Ciśnienie atmosferyczne
Promieniowanie
Usłonecznienie
Temperatura powietrza
Parowanie
Wilgotność powietrza
Zachmurzenie nieba
Opady atmosferyczne
Wiatr
Zjawiska atmosferyczne
Widzialność
Głównym źródłem pozwalającym poznawać zachodzące w atmosferze procesy i zjawiska są wyniki obserwacji i pomiarów meteorologicznych. Nieustanna zmienność procesów i zjawisk atmosferycznych zarówno w czasie jak i w przestrzeni wymaga utworzenia dużej liczby stacji meteorologicznych, które razem tworzą tzw. sieć stacji meteorologicznych. Najważniejszy cel - prognoza pogody. Służba pogody - terminowe informowanie ludności oraz organizacji administracyjnych i gospodarczych o aktualnym stanie pogody - informacje są przesyłane do biur pogody w danym kraju i udostępniane światu.
Podział jednostek terenowych
Stacje meteorologiczne (synoptyczne) pracują przede wszystkim na potrzeby służby pogody. Dokonują co najmniej 8 razy w ciągu doby obserwacji i pomiarów met. , których terminy określone są międzynarodowymi umowami - stanowią jedną z zasadniczych podstaw przygotowywanych przez służbę pogody prognoz na najbliższe dni.
Posterunki meteorologiczne (stacje klimatologiczne) wykonują obserwacje i pomiary 3 razy w ciągu doby, a ich zakres jest mniejszy niż na stacjach.
Posterunki opadowe (stacje opadowe) prowadzą raz w ciągu doby pomiary opadów atmosferycznych . Dostarczają informacji o ilości wody spadłej w postaci opadu deszczu lub śniegu.
Stacje meteorologiczne
Na naziemnych stacjach meteorologicznych dokonuje się w ściśle określonych terminach systematycznych obserwacji i pomiarów meteorologicznych. Pomiarami jest objęty zespół parametrów fizycznych powietrza atmosferycznego, wraz z zawartą w nim wodą, oraz gleby. Wykonuje się pomiary ciśnienia atmosferycznego, temperatury powietrza na różnych wysokościach nad powierzchnią gruntu, wody, zachmurzenia nieba, opadów atmosferycznych, kierunku i prędkości wiatru, widzialności, przezroczystości i zanieczyszczenia powietrza, grubości pokrywy śnieżnej i in. Na stacji dokonuje się również obserwacji niektórych zjawisk meteorologicznych i śledzi się ich rozwój.
Stosowane na stacji met. Przyrządy, ze względu na specyfikę budowy i rodzaj elementu wskaźnikowego, dzielą się na mierniki i rejestratory ( elektryczne i mechaniczne : samopisy (dobowe i tygodniowe))
Ogródek meteorologiczny
Wycinek otwartego terenu w kształcie kwadratu o boku co najmniej 15 m. , wyrównany porośnięty trawą o wysokości 15cm, z dala od wysokich przedmiotów (tak aby nie byłą utrudniona wymiana powietrza, jego przepływ nie było zasłaniane Słońce. Ważne jest też reprezentatywne położenie ogródka w danej okolicy.
Rozmieszczenie przyrządów - tak aby nie wywierał na siebie wpływu. Przyrządy umieszczone najniżej powinny znajdować się w południowej części ogródka, a wymagające montowania wyżej, w północnej. Teren ogrodzony płotem z wejściem od strony południowej.
Klatka meteorologiczna
Służy do zabezpieczenia przyrządów niezbędnych do pomiaru temperatury i wilgotności powietrza przed bezpośrednim działaniem promieni słonecznych, opadów atmosferycznych , osadów oraz silnych wiatrów. Jest to budka drewniana o szerokości ok. 75 cm oraz głębokości i wysokości ok. 50 cm., ścianki z podwójnych żaluzji, dno trzy deski, dach podwójny opada do tyłu, przód stanowię dwuskrzydłowe, żaluzjowe drzwiczki skierowane na północ, co zabezpiecza przyrządy przed dostępem bezpośredniego promieniowania słonecznego podczas dokonywania odczytów. Specyficzna konstrukcja klatki ma na celu zapewnienie przewiewności jej wnętrza, a tym samym eliminację różnic pomiędzy temperaturą i wilgotnością powietrza notowaną w klatce i na zewnątrz klatki. Jest umieszczona na specjalnym statywie na takiej wysokości , aby zbiorniczki umieszczonych w nie j termometrów znajdowały się na wysokości 2m nad powierzchnią gruntu.
Zwartość klatki:
Psychrometr Augusta
Termometr maksymalny i minimalny
Termograf
Higrograf
Niekiedy w porze letniej umieszcza się ewaporometr Piche'a
Higrometr włosowy (w pobliżu tylnej ścianki)
Inne przyrządy w ogródku:
Deszczomierz i wiatromierz
Termometry do pomiaru temperatury gruntu
Pluwiograf
Heliograf
Nefoskop
Zmarzlinomierz
Przyrządy służące do pomiaru promirniowania słonecznego
Barometr i barograf są umieszczone w pomieszczeniu stacji, w pokoju obserwatora
Wielkości określające stan fizyczny atmosfery i podstawowe zasady ich pomiaru
Ciśnienie atmosferyczne
Ciśnieniem atmosferycznym nazywa się ciśnienie wywierane przez ciężar atmosfery. Liczbowo jest ono równe ciężarowi pionowego słupa powietrza rozciągającego się do powierzchni jednostkowej do zewnętrznej granicy atmosfery. W meteorologii mówi się o tzw. ciśnieniu normalnym. Jest to ciśnienie, które równoważy słup rtęci o wysokości 760mm, w temperaturze 0 C, na poziomie morza, na 45 szerokości geograficznej. Jednostki milimetry słupa rtęci, i przelicznik na paskale
(równanie).
Mierzymy: barometrami rtęciowymi lub niekiedy barometrami metalowymi (aneroidami).
Barometry naczyniowe "stacyjne" - budowa: szklana rurka , długości ok. 900 mm i średnicy 10 mm, wypełniona rtęcią. Górny koniec rurki jest zamknięty, a dolny zanurzony w metalowym zbiorniczku wypełnionym rtęcią. W rurce ponad rtęcią jest próżnia. Z boku słupka rtęci znajdującego się w rurce jest skala barometru w hektopaskalach lub milimetrach. Gdy ciśnienie powietrza wzrasta, słupek rtęci się wydłuża. Część rtęci z naczynia przechodzi do rurki. Gdy ciśnienie atmosferyczne się zmniejsza, przemieszcza się w odwrotnym kierunku. Wartości pomiaru należy skorygować o poprawki wynikające z niedoskonałości budowy przyrządu.
Aneroidy - konstrukcja:
Wykorzystano tu właściwości sprężyste metali. Zasadniczą częścią tego przyrządu jest zamknięte metalowe pudełko wykonane ze sprężystej blachy, z którego usunięto powietrze. Zmiany ciśnienia atmosferycznego powodują większe lub mniejsze ugięcie ścianek puszki, które są przenoszone przez układ dźwigni na wskazówkę poruszającą się na okrągłej tarczy wyskalowanej w jednostkach ciśnienia.
Barografy - do ciągłej rejestracji ciśnienia, oparty na zasadzie działania aneroidu z przyłączonym mechanizmem zegarowym.
Promieniowanie
W obserwacjach meteorologicznych pomiar natężenia promieniowania słonecznego obejmuje wszystkie podstawowe rodzaje promieniowania w atmosferze.
Obserwacje wykazują, że widmo promieniowania słonecznego poza atmosferą Ziemi jest zbliżone do widma ciała czarnego promieniującego w temperaturze ok. 6000 K , przy czym λ = 0,47 μm.
Promieniowanie nadfioletowe poza obszarem atmosfery ziemskiej stanowi ok. 7% energii widma słonecznego a przy powierzchni Ziemi stanowi już tylko ok. 3% energii promieniowania słonecznego.
Promieniowanie widzialne na górnej granicy atmosfery stanowi ok.. 52% energii w widmie promieniowania słonecznego. Im krótsza fala tym silniejszemu ulega rozpraszaniu przechodząc przez atmosferę.
Promieniowanie podczerwone jest pośrednikiem przy wymianie ciepła. Na fale dłuższe od 760 nm (0,76 μm) przypada ponad 40% energii w widmie promieniowania słonecznego(poza granicą atmosfery ziemskiej).
Natężenie promieniowania (powierzchniową gęstość strumienia promieniowanie) określa się w watach na metr kwadratowy. Wcześniejszymi jednostkami były
1 cal * cm -2 * min -1 równa 697,7 W*m -2 a
1 W*m -2 = 0,001434 cal * cm -2 * min -1 .
Pomiary bezpośredniego promieniowania słonecznego wykonuje się pyrheliometrami i aktynometrami.
Za pomocą pyrheliometrami można dokonać bezwzględnej wartości natężenia bezpośredniego promieniowania słonecznego.
Pyrheliometr Ångströma.
Zasadniczym elementem tego przyrządu jest układ dwóch płytek wykonanych ze stopu miedzi, niklu i manganu. Zewnętrzne powierzchnie płytek są zaczernione, a od spodu są umocowane spojenia ogniwa termoelektrycznego. Do obwodu jest wmontowany galwanometr. W trakcie pomiaru promieniowania bezpośredniego jedna płytka jest wystawiona na działanie promieni słonecznych, a druga jest osłonięta. Powstała różnica temperatur między płytkami powoduje przepływ prądu, którego obecność wskazuje galwanometr. Nagrzanie płytki kompensuje się następnie takim samym co do wielkości sztucznym nagrzaniem płytki osłoniętej w wyniku podłączenia do niej baterii. Do dokładnego pomiaru prądu kompensującego, natężenia prądu zużytego na ogrzanie płytki zasłoniętej używa się miliwoltomierza.
Termoelektryczny aktynometr Sawinowa-Janiszewskiego (typ AT-50) należy do najbardziej rozpowszechnionych, często używanych do pomiarów natężenia bezpośredniego promieniowania słonecznego. Element pochłaniający promieniowanie słoneczne stanowi cienka srebrna tarcza o zaczernionej powierzchni górnej. Tarcza jest połączona z baterią termoelektryczną, która swym wyglądem przypomina gwiazdkę. Różnica temperatur pomiędzy zewnętrznymi i wewnętrznymi elementami termo stosu wywołuje przepływ prądu termoelektrycznego, którego wielkość jest proporcjonalna do natężenia promieniowania słonecznego i jest mierzona za pomocą galwanometru podłączonego do aktynometru. Wielkość natężenia bezpośredniego promieniowania słonecznego I = k*n, gdzie k to stały współczynnik określony oddzielnie dla każdego zestawu, obliczony na podstawie porównania ze wskazaniami pyheliometru, n to liczba działek wskazywanych przez wskazówkę galwanometru.
Solarymetr Gorczyńskiego - można nim zmierzyć wielkości wszystkich składowych promieniowania padającego. Wyniki mają charakter względny. Natężenie danego rodzaju promieniowania jest proporcjonalne do liczby działek wskazywanych przez miliwoltomierz i wielkość stałej charakteryzującej dany egzemplarz przyrządu. Głównym elementem we wspomnianym solarymetrze jest termos Molla składający się z kilkudziesięciu termo ogniw (80) zestawionych w kilku rzędach na metalowej podstawie w kształcie koła o średnicy ok. 2 cm. Termo ogniwa stanowią cienkie płytki wykonani z konstantanu i manganianu. Spojenia tych metali są na przemian zabarwione na biało i na czarno. Wskutek różnicy w pochłanianiu promieniowania słonecznego przez spojenia, powstaje między nimi różnica temperatur proporcjonalna do natężenia padającego promieniowania, wywołująca przepływ prądu, którego napięcie wskazuje przyłączony do termostosu miliwoltomierz. Termostos jest osłonięty szklaną kopułką, która chroni go do wpływów atmosfery.
Sposób wykonania pomiaru:
Na termostos nakładamy rurkę pyrheliometryczną (tubus) w celu wyeliminowania wpływu na wielkość pomiaru promieniowania rozproszonego. Termostos ustawia się prostopadle do padania promieni słonecznych.
Przy pomiarze promieniowania rozproszonego solarymetr ustawia się poziomo, zdejmuje rurę pyrheliometryczną, termostos się zaciemnia ruchomym ekranem dyfuzyjnym zamocowanym na specjalnym wysięgniku.
Pomiar promieniowania całkowitego odbywa się przy termostosie ustawionym poziomo i całkowicie odsłoniętym dla promieniowania rozproszonego i bezpośredniego.
Bilansomierze służą do pomiaru chwilowych wartości bilansu (różnicy pomiędzy sumą natężeń wszystkich rodzajów promieniowania docierającego do powierzchni Ziemi a sumą natężeń promieniowania traconego przez tę powierzchnię.
Bilansomierz Janiszewsiego. Najważniejszym w nim elementem są dwie miedziane płytki równolegle względem siebie, zamocowane jedna nad drugą. Do wewnętrznych powierzchni płytek są przymocowane spojenia baterii termooogniw. Powierzchnia zewnętrzna płytek jest zaczerniona. Całość zestawu jest połączona z miliwoltomierzem. W celu pomiaru przyrząd ustawiamy w miejscu odkrytym w pozycji poziomej, odczytu dokonuje się po upływie 10 s od zasłonięcia termostosu ekranem dyfuzyjnym, będącym integralną częścią bilansomierza. Jednocześnie w pomiarami bilansomierza wykonuje się pomiar natężenia promieniowania bezpośredniego na powierzchnie prostopadłą i pomiar prędkości wiatru. Wilgotność i przepływ powietrza mają tu duże znaczenie.
Chwilową wielkość bilansu promieniowania można obliczyć następująco: (->skan)
Usłonecznienie
Usłonecznienie to czas dopływu bezpośredniego promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi. Zależna od wielkości dnia i wielkości zachmurzenia ogólnego nieba.
Wyróżnia się:
Usłonecznienie możliwe - czas od wschodu do zachodu Słońca, określane w godzinach
Usłonecznienie rzeczywiste, określane w godzinach oraz procentach usłoneczniena możliwego.
Heliograf Campbela-Stokesa
Szklana kula o średnicy ok.10 cm. Spełniająca rolę soczewki skupiającej promienie słoneczne.
Na metalowym półpierścieniu umieszczonym w odległości ogniskowej znajduje się tekturowy pasek, na którym w miarę przemieszczania się Słońca jest wypalany przez promienia słoneczne ślad.
Sumowanie długości śladów wypalonych na pasku informują o łącznej długości czasu, kiedy promienie słoneczne bezpośrednio docierały do powierzchni Ziemi, a więc o liczbie godzin usłonecznienia rzeczywistego.
Ustawia siew miejscu nie osłoniętym. Poziomo orientując go na kierunek północ- południe oraz na szerokość geograficzną miejsca pomiaru. Pasek na przyrządzie zmienia się raz na dobę, wcześnie rano lub późno wieczorem (po zachodzie lub przed zachodem Słońca).
Temperatura powietrza
Temperatura powietrza jest jednym z bardzo ważnych elementów pogody, którego pomiary rozpoczęto stosunkowo wcześnie, bowiem już w XVIII w. - jest wielkością fizyczną określającą stopień nagrzania ciała.
Temperaturę określa się w stopniach skali termometrycznej:
Skala Celsjusza - (0º) temperatura powodująca chemicznie topnienie czystego lodu, a temperaturę wrzenia wody chemicznie czystej przy ciśnieniu 760 mm Hg jako 100º. Jednostka podstawowa setna część odległości między punktami 0º i 100º.
Skala fahrenheita (Stany Zjednoczone, Wspólnota Brytyjska) - temperaturze topnienia lodu odpowiada punkt 32ºF, a temperaturze wrzenia wody punkt 212ºF. Odległość między tymi punktami podzielono na 180 części. Przelicznik na ºC
,
Skala Reaumure'a - punkty stałe na tej skali są takie same jak w skali Celsjusza, ale odległości między nimi podzielono tylko na 80 części.
Skala Kelwina (bezwzględna skala temperatury) -0 K temperatura w której ustaje ruch cieplny cząsteczek (-273,16ºC). Kelwin jest
częścią temperatury punktu potrójnego wody (ppt odpowiada temp. 0,01ºC). Jeden stopień tej skali jest równy jednemu stopniowi skali Celsjusza. W praktyce przyjmuje się, że 0K = -273,16ºC a 0ºC=273 K. Przelicznik
,
Podział termometrów:
Cieczowe - wykorzystano zjawisko objętościowej rozszerzalności cieplnej cieczy, najczęściej rtęci lub alkoholu. Należą do najczęściej używanych na stacjach meteorologicznych.
Deformacyjne - liniowe odkształcanie ciał pod wpływem zmian temperatury
Oporowe - związek oporu elektrycznego przewodników i półprzewodników ze zmianami temp.
Termoelektryczne - zdolność powstania siły termoelektrycznej w obwodzie złożonym z tych materiałów, których spojenia mają różną temperaturę.
Posługując się termometrami cieczowymi w praktyce mierzymy długość znajdującego się w szklanej rurce słupa cieczy. Jeśli wielkość współczynnika rozszerzalności objętościowej cieczy znajdującej się w termometrze są proporcjonalne do zmian temperatury. Ciecz wznosi się w kapilarze na taką wysokość, jaka wynika z aktualnej temperatury cieczy. Proces wyrównywania temperatur wymaga pewnego czasu, zależ y od zespołu właściwości cieplnych przyrządu (jest to tzw. bezwładność cieplna termometru).
Najczęściej cieczą termometryczną jest rtęć. Do pomiaru temperatury poniżej -38ºC używa się termometrów alkoholowych.
Termometr stacyjny - służy do pomiaru aktualnej temperatury powietrza, ustawiony pionowo w klatce meteorologicznej jest jednocześnie elementem składowym psychrometru Augusta. Zakres mierzonych temperatur wynosi od -38ºC do +50ºC, a najmniejsze działki na skali termometru wynoszą 0,2ºC (umożliwia praktycznie odczyt z dokładnością do 0,1ºC.
Termometry ekstremalne:
Maksymalny - połączenie kapilary ze zbiorniczkiem jest wyraźnie zwężone. Zwężenie to jest spowodowane umieszczeniem w kapilarze cienkiego pręcika szklanego. Podczas wzrostu temperatury ciecz termometryczna rozszerza się, wytwarzając dostatecznie wysokie ciśnienie umożliwiające przemieszczenie się cieczy przez przewężenie i wędrówkę do kapilary. Podczas obniżania się temperatury następuje przerwanie słupka cieczy w miejscu przewężenia, w kapilarze pozostaje tyle cieczy termometrycznej, ile jej wydostało się ze zbiorniczka w czasie wystąpienia najwyższej temperatury. (w klatce umieszcza się w pozycji niemal poziomej, 5º względem poziomu).
Minimalny - cieczą term. jest alkohol (toluol). Płyn ten wolno reaguje na zmiany temperatury, stąd zbiorniczek tego termometru ma specyficzny kształt, widełkowaty i wydłużony, zapewniający większą powierzchnię. W zbiorniczku jest zanurzony oznakowany kontrastową barwą pręcik.
Termometr na stanowisku pomiarowym jest umieszczony w pozycji poziomej. Wzrost temperatury i związane z nim przemieszczanie się cieczy w górę skali nie wywiera wpływu na położenie pręcika. Spadek temperatury natomiast powoduje , że pręcik przesuwa się wraz z meniskiem cieczy w dół kapilary. Pręcik zatrzymuje się w miejscu wskazanym przez najniższą temperaturę.
Termometr jest umieszczony w pozycji poziomej w miejscu pomiaru.
Termograf - częścią reagującą na zmiany temperatury jest tu płytka bimetaliczna (dwa spojone płytki metalowe o różnych współczynnikach rozszerzalności cieplnej. Zapis odbywa się na pasku papierowym zwanym termogramem.
Katatermometr Hilla - jest termometrem cieczowym używanym do pomiarów wielkości ochładzania przy średniej temperaturze ciała człowieka 36,5ºC. Jest zbudowany z kapilary zakończonej u dołu zbiorniczkiem o powierzchni ok. 23 cm2. Górny koniec kapilary ma niewielkie rozszerzenie tworzące drugi zbiorniczek. Skala ma tylko dwie działki, z których dolna ma oznaczenie 35ºC, a górna 38ºC.
Pomiar: ogrzewamy dolny zbiorniczek katatermometr przez zanurzenie go w wodzie o temperaturze 70-80ºC i tak długo podgrzewamy, aż rozszerzająca się pod wpływem ciepła ciecz wypełni 1/3 objętości zbiorniczka górnego. Po osuszeniu przyrządu należ go zawiesić na statywie i osłonić przed promieniami słonecznymi oraz opadami atmosferycznymi ale nie może być osłonięty przed wiatrem. Pomiar polega na zmierzeniu czasu, w którym odbywa się spadek temperatury katatermometru od 38ºC do 35ºC. Prędkość opadania słupka jest mierzona z dokładnością do 0,1 m/s. Pomiar jest dokonywany czterokrotnie, a z trzech ostatnich odczytów wylicza się średnią arytmetyczną czasu opadania cieczy. Ochładzanie wyliczamy wg. Formuły:
gdzie Q oznacza ilość ciepła przypadającą na 1 cm2 powierzchni zbiorniczka w mcal · cm2 (stała przyrządu), a t oznacza czas spadku temperatury pomiędzy wcześniej wspomnianymi jej wartościami zaznaczonymi na przyrządzie.
Pomiar ochładzania wilgotnego wykonuje się tak samo, jak pomiar wielkości ochładzania suchego, po uprzednim nałożeniu na zbiorniczek z cieczą termometryczną specjalnej "koszulki".
Czas opadania cieczy w katorymetrze wilgotnym jest z reguły krótszy niż w suchym, a wielkość tej różnicy czasu opadania cieczy jest ściśle związana z ilością pary wodnej zawartej w powietrzu atmosferycznym. Wielkość ochładzania wilgotnego jest sumą wielkości ochładzania suchego i straty ciepła wynikającej z parowania zwilżonej powierzchni zbiorniczka.
Parowanie
W procesie parowania mamy do czynienia z dwoma zjawiskami. W wyniku dopływu energii cieplnej z otoczenia z otoczenia następuje odrywanie się cząsteczek od powierzchni parującej i przedostawanie się ich do powietrza atmosferycznego. Jednocześnie trwa zjawisko przechodzenia cząsteczek cieczy parującej z atmosfery do powierzchni parującej.
Na prędkość parowania wpływa m.in.
kształt powierzchni parującej,
aktualna prężność paru wodnej,
ciśnienie atmosferyczne,
prędkość wiatru.
Parowanie potencjalne - to maksymalna ilość pary wodnej jaką może wchłonąć w danych warunkach powietrze atmosferyczne (zdolność ewaporacyjna atmosfery)
Parowanie rzeczywiste - to ilość wyparowanej wody w określonych warunkach pogodowych. Może być ono określone jako parowanie z wolnej powierzchni wody lub rozumiane jako parowanie terenowe, na które składa się parowanie z gruntu i z roślinności (transpiracja).
Ewaporometry - przyrządy do pomiaru wielkości parowania.
Ewaporometr Piche'a - rurka szklana długości ok. 30 cm i średnicy ok.10 mm otwarty z jednego końca. Drugi, zamknięty koniec, ma uchwyt do pionowego zawieszenia przyrządu. Rurka ma podziałkę w milimetrach.
Rurkę po napełnieniu destylowaną wodą i zakryciu otworu krążkiem bibuły o średnicy 40 mm zawiesza się w klatce meteorologicznej. Woda znajdująca się w rurce wsiąka w bibułę, z której paruje, obniżają c swój poziom w rurce. Różnice poziomów wody w rurce, zanotowane podczas kolejnych obserwacji, dostarczają informacji o warunkach parowania. Wskazania przyrządu nie dostarczają jednak ścisłych danych ani o rzeczywistej wielkości parowania terenowego, ani o wielkości parowania z powierzchni wodnej.
Ewaporometr Wilda - za pomocą tego przyrządu można określić wagowo ilość wyparowanej wody. Jest to wago uchylna, w której szalkę stanowi blaszany zbiorniczek, o powierzchni 250 cm2 i głębokości 15 m, napełniony wodą. Przyrząd ustawia się pod daszkiem żaluzjowym, a wskazówka wagi pozwala określić wielkość parowania z dokładnością 0,1 mm.
Wilgotność powietrza
Jest to zawartość pary wodnej w powietrzu. Tak jak wszystkie inne składniki gazowe atmosfery, również i para wodna wywiera ciśnienie. Ciśnienie wywierane przez parę wodną zawartą w powietrzu atmosferycznym, zgodnie z prawem J. Daltona (1766-1844), jest niezależne od obecności pozostałych gazów. Można więc to ciśnienie zmierzyć. W meteorologii nazywamy je prężnością pary wodnej.
Prężność aktualną, oznacza się zazwyczaj symbolem e, jest to ciśnienie wywierane przez parę wodną zawartą aktualnie w powietrzu.
Prężność maksymalna pary wodnej , oznaczana jako E jest to największe ciśnienie wywierane przez parę wodną względem płaskiej powierzchni wody w danej temperaturze
Określa się je w hPa lub w mm Hg.
Wilgotność względna powietrza - jest to stosunek prężności pary wodnej znajdującej się aktualnie w powietrzu w danej temperaturze do prężności pary wodnej nasyconej w tej samej temperaturze.
.
Niedosyt wilgotności powietrza - różnica między prężnością pary wodnej nasyconej i prężnością pary znajdującej się aktualnie w powietrzu.
Wilgotność bezwzględna to gęstość pary wodnej zawartej w powietrzu atmosferycznym. Wyrażona jest liczbą gramów pary wodnej zawartej w 1 m3 powietrza lub w g · m3 .
d = 216,7 e · T -1
Wilgotność właściwa to ilość gramów pary wodnej zawarta w 1 kg powietrza wilgotnego.
q = 622 · e · (p - 0,378 · e) -1 ,
p - ciśnienie atmosferyczne, T temperatura w kelwinach.
Temperatura punktu rosy oznacza temperaturę do jakiej należy ochłodzić powietrze przy stałej prężności pary wodnej, aby prężność aktualna pary wodnej stała się równa prężności maksymalnej (e = E).
Najpowszechniej stosowane w praktyce meteorologicznej przyrządy służące do pomiaru wilgotności powietrza skonstruowano opierając się na zjawisku pochłaniania paru wodnej przez niektóre ciała lub przy ich konstrukcji wykorzystano zależność intensywności parowania od niedosytu wilgotności.
Higrometr włosowy - pozwala bezpośrednio zmierzyć wilgotność względną powietrza (patrz także higrograf). W przyrządach tych wykorzystano właściwości wydłużania się odtłuszczonego włosa ludzkiego w miarę wzrostu wilgotności i kurczenia się w przypadki zmniejszania się wilgotności powietrza.
Na stacjach meteorologicznych z reguły jest używany jako przyrząd pomocniczy, służący do pomiaru wilgotności powietrza, zwłaszcza przy bardzo niskich temperaturach, kiedy są utrudnione odczyty wskazań psychrometru Augusta, z powodu stałego zamarzania wody na batyście termometru wilgotnego.
Zależność intensywności parowania od niedosytu wilgotności powietrza wykorzystują konstrukcje psychrometów Augusta i Assmanna. Intensywność parowania wywiera wpływ na mierzoną tymi psychrometrami różnicę temperatury powietrza na tzw. termometrze suchym i wilgotnym.
Psychrometr Augusta składa się z dwóch jednakowych termometrów stacyjnych, z których jeden ma zbiorniczek rtęci owinięty batystem. Koniec tkaniny jest stale zanurzony w pojemniku z wodą paruje, powodując obniżenie temperatury. W rezultacie termometr wilgotny wskazuje temperaturę niższą niż termometr suchy.
Różnica będzie tym większa, im więcej wydobędzie parować z termometru wilgotnego. Z kolei dużo wody będzie mogło wyparować, duża ilość paru wodnej będzie mogła zmieścić się w otaczającym termometr powietrzu atmosferyczny wtedy, gdy to powietrze będzie suche, będzie zawierać małą ilość pary wodnej.
Na podstawie wskazań obu termometrów, stosując wzory psychrometryczne, można obliczyć ciśnienie wywierane przez parę wodną zwartą aktualnie w powietrzu:
e = E - A · ( ts - tw ) · p ,
gdzie: e - aktualna prężność pary wodnej (hPa), E - prężność maksymalna pary wodnej w temperaturze termometru wilgotnego, A - współczynnik psychrometryczny = 0,0007946 dla wody i 0,0007060 dla lodu,
ts temperatura termometru suchego (ºC), tw - temperatura termometru wilgotnego (ºC), p - ciśnienie powietrza atmosferycznego (hPa).
Psychrometr Assmanna w przeciwieństwie do Augusta służy do pomiaru temperatury i wilgotności powietrza poza klatką meteorologiczną, bowiem zbiorniczki z rtęcią w termometrach mają specjalne osłony chroniące przed wpływem bezpośredniego promieniowania słonecznego i opadem atmosferycznym, jest on ponadto wyposażony w wentylator zapewniający stały przepływ powietrza z jednakową prędkością, ok. 2 m/s. Charakterystyki wilgotności powietrza odczytujemy ze wzoru
e = E - 0,5 · ( ts - tw ) · p · 755 -1,
Zachmurzenie nieba
Zachmurzenie nieba jest ważnym elementem pogody, bowiem od niego głównie będzie zależała m.in. ilość dopływającego do powierzchni Ziemi bezpośredniego promieniowania słonecznego.
Obserwacje meteorologiczne tego typu elementu pogody ograniczają się głównie do oceny wielkości pokrycia nieba przez chmury, a więc do oceny stopnia zachmurzenia nieba oraz do określenia rodzajów występujących chmur. Niekiedy określa się jeszcze wysokość podstawy chmur oraz elementy ich ruchu.
Oceny stopnia pokrycia nieba przez chmury dokonuje się wizualnie, tzn. szacuje się najczęściej, ilość dziesiątych części nieba okrywają chmury (skala od 0 do 8, ile oktanów ).
Aby móc w sposób jednakowy prowadzić obserwacje nad wyglądem chmur, w miarę poprawnie określić ich postaci, już w ubiegłym wieku powstały pierwsze klasyfikacje chmur.
Międzynarodowy atlas chmur. - 10 głównych rodzajów chmur wykluczających się nawzajem, które z kolei jeszcze dzielą się na gatunki, których jest czternaści, oraz odmiany.
Opady atmosferyczne
Opadające z atmosfery na powierzchnię Ziemi ciekłe lub stałe produkty kondensacji pary wodnej. Opady te opisuje się , podając ich rodzaj oraz charakter. Wysokość opadu, którą wyraża się w milimetrach, oznacza grubość warstwy wody, jaka utworzyłaby się na powierzchni Ziemi, gdyby woda pochodząca z opadu nie spływała, nie wsiąkała i nie parowała.
Głównymi rodzajami opadów są:
Deszcz
Mżawka
Śnieg
Krupy śnieżne
Śnieg ziarnisty
Grad
Słupki lodowe
Ze względu na czas trwania, opady dzielimy na ciągłe (jednostajne o małym natężeniu, trwające kilkanaście i więcej godzin) oraz przelotne (krótkotrwałe, do kilkudziesięciu minut, o zmiennym natężeniu).
Podstawowym przyrządem do pomiary opadu jest deszczomierz. Stanowi go okrągły blaszany pojemnik o określonej powierzchni wlotowej, mający wewnątrz mniejszy zbiornik, w którym gromadzi się woda opadowa. W Polsce używa się na terenach położonych do 500m n.p.m. deszczomierzy Hellmanna o powierzchni wlotu 200 cm2 , a na górskich stacjach meteorologicznych używa się deszczomierzy o powierzchni wlotu znacznie większej - 500 cm2 . Wlot deszczomierza znajduje się na wysokości 100 cm nad powierzchnią terenu. Każdego dnia o godzinie 7 rano dokonuje się odczytu ilości spadłego opadu w ciągu doby, z dokładnością do 0,1 mm. Jeden milimetr opadu odpowiada 1 l wody spadłej na powierzchnię 1 m2. Pomiar w przypadku opadu ciekłego polega na przelaniu wody opadowej ze zbiornika deszczomierza do wyskalowanej menzurki. Dokładność odczytu we wszystkich deszczomierzach wynosi 0,1 mm. W przypadku opadu śniegu, pomiaru wielkości opadu dokonuje się po uprzednim stopnieniu śniegu w temperaturze pokojowej, przykrywając wlot deszczomierza, w celu uniknięcia strat wody opadowej w wyniku jej wyparowania w czasie topnienia śniegu.
Pluwiograf
Również i w przypadku opadów ma zastosowanie przyrząd samopiszący zwany
pluwiografem, z którego zapisów m.in. możemy dowiedzieć się o czasie trwania opadu oraz jest początku i końcu. Jego powierzchnia chwytna wynosi 200 cm2. woda opadowa przez lejek i rurkę dostaje się do zbiornika pływakowego. Pływak w zbiorniku jest połączony z piórkiem samopisu. Spływająca do naczynia woda powoduje podniesienia się pływaka. Jeśli deszcz nie pada, piórko kreśli linię poziomą, a w przypadku opadu kreśli linię wznoszącą się. Wielkość nachylenia linii zależy od natężenia opadu. Analiza wykreślonej w ten sposób krzywej (pluwiogram) dostarcza dokładnych danych o memencie początku i końca opadu, sumie opadu oraz jego natężeniu.
Opady atmosferyczne w postaci śniegu często tworzą pokrywę śnieżną. Obserwacje i pomiary pokrywy śnieżnej dotyczą zazwyczaj jej grubości, zawartości wody w śniegu oraz określenia początku i końca okresu jej zalegania. Odczytu grubości pokrywy śnieżniej na śniego -wskazie dokonuje się z dokładnością do 1 cm. Pomiaru dokonuje się rano, o godzinie 6 GMT.
Równoważnik wodny śniegu - informuje o grubości warstwy wody wyrażonej w milimetrach w warstwie śniegu o grubości 1 cm.
Wskaźnik gęstości śniegu stosunek masy wody zawartej w śniegu do objętości śniegu wyrażony w g · cm -3 .
Wiatr
Wiatr to poziomy ruch powietrza względem powierzchni Ziemi, spowodowany różnicą ciśnienia atmosferycznego. Określa się dwie jego cechy, prędkość i kierunek.
Kierunek wiatru wyznacza się w stopniach miary kątowej według 16 - stopniowej skali lub w rumbach, a jego prędkość w metrach na sekundę lub w kilometrach na godzinę.
Wiatromierz Wilda - wychylenie pod wpływem wiatru pionowej płytki powalało na oszacowanie jego prędkości, a 8 umieszczonych poziomo prętów oraz obracający się wskaźnik pozwalał na przybliżone wskazanie kierunku skąd wieje wiatr.
Anemometr Robinsona - obracające się po wpływem wiatru czasze, połączone na stałe z osią i ślimacznicą, wprawiają w ruch licznik obrotów. Przed włączeniem anemometru zapisuje się stan licznika obrotów. Po włączeniu i upływie określonego czasu (najczęściej 100 s ), ponownie odczytuje się stan licznika. Proste przeliczenie pozwala otrzymać dane o prędkości wiatru w metrach na sekundę.
Anemometry elektryczne mają wirniki czasowe, w których pomiar prędkości kątowej ruchy obrotowego wirnika odbywa się sposobem elektrycznym, stosuje się w nich różne sposoby przetwarzania prędkości obrotu na sygnał elektryczny. Ogólnie biorąc, najczęściej są to przyrządy, w których obracający się czujnik przyrządu wprawia w ruch prądnicę prądu zmiennego, wytwarzającą prąd indukcyjny proporcjonalny od prędkości obrotu czujnika. Woltomierz wmontowany do obwodu, wskazujący napięcie powstałego prądu, jest zwykle już wyskalowany bezpośrednio w m/s.
Anemograf - przyrząd od ciągłej rejestracji prędkości wiatru.
Anmorumbometry - które jednocześnie informują o prędkości i kierunku wiatru.
Zjawiska atmosferyczne
Ważne uzupełnienie instrumentalnych metod badania pogody stanowią obserwacje zjawisk atmosferycznych, tzw. meteorów (wszystkie zjawiska, które możemy spostrzec za pomocą naszych zmysłów. (nasilenie obfitość lub wyrazistość przyjmując dla większości zjawisk 3-stopniową gradację ich natężenia, ponadto notuje się czas wystąpienia danego zjawiska)
Hydrometeory:
Deszcz, mżawka, śnieg, krupy śnieżne, pył diamentowy
Mgłą
Mgła lodowa
Mgła w ławicach
Mgła przyziemna
Zamglenie
Zamieć śnieżna niska
Zamieć śnieżna wysoka
Pył wodny
Rosa
Rosa biała
Szron
Sadź
Gołoledź
Osad kropelek mgły
Trąba
Litometeory:
Zmętnienie opalizujące
Zmętnienie pyłowe
Dymy
Wir pyłowy lub piaskowy
Fotometeory:
Halo słoneczne, halo księżycowe
Wieniec wokół Słońca lub Księżyca
Tęcza
Miraż
Elektrometeory:
Burza
Błyskawica
Zorza polarna
Ognie Świętego Elma
Widzialność
Widzialność jest wskaźnikiem przezroczystości atmosfery. Określa się widzialność w kierunku poziomym, czyli największą odległość z jakiej, przy danym typie pogody, obserwowany obiekt jest jeszcze widoczny, zakładając że obserwator na przeciętnie dobry wzrok.
Ocenę widzialności dokonuje się wizualnie, ustalając, który z raperów rozmieszczonych w ustalonych odległościach jest jeszcze widoczny.
RADAROWA STACJA METEOROLOGICZNA
W 1996 r. został uruchomiony pod Katowicami dopplerowski radar meteorologiczny. Praktyczny zasięg radaru przy obserwacji obiektów meteorologicznych wynosi 200 km, a przy pomiarze opadów na powierzchnię ziemi 100 km. Pośród jego zastosowań ważne będzie wykorzystanie do osłony przeciwpowodziowej. Szczególnie będzie przydatny w zlewniach górskich, gdzie prognozy hydrologiczne wykonuje się za pomocą modeli typu opad-odpływ. Podstawowym problemem tych modeli jest uzyskanie dokładnej informacji o wejściu, którym jest dla nich opad. Radar umożliwia przede wszystkim estymację przestrzenną pola opadowego. Jego duża rozdzielczość przestrzenna (ok. 0,5 - 1 km) umożliwia ominięcie podstawowej trudności, jaką stanowi w zlewniach górskich duże orograficzne zróżnicowanie wysokości opadów. Istotna jest też natychmiastowość uzyskiwania informacji. Dalsze możliwości daje obserwacja i analiza obrazu radarowego, dzięki której możliwe jest uzyskiwanie w miarę dokładnych prognoz o przemieszczaniu się pola opadowego w horyzoncie czasowym ok. 2-3 godzin. Wydłużenie tego horyzontu jest możliwe przez połączenie sąsiadujących ze sobą radarów w jedna sieć, co pozwoli uzyskać obraz radarowy o większym zasięgu. Trwają prace organizacyjne i techniczne zmierzające do stworzenia docelowo zbiorczego obrazu radarowego z czterech radarów. Będzie wówczas możliwe sporządzanie prognoz przemieszczania się pola opadowego (obok innych zastosowań np. synoptycznych czy badawczych) na kilka godzin. Kolejnym krokiem w kierunku wydłużenia horyzontu czasowego prognoz opadu może być wykorzystanie danych radarowych do modeli geofizycznych.
Radar meteorologiczny
Pierwszy automatyczny meteorologiczny system radarowy w Polsce zainstalowano w czerwcu 1991 roku w Legionowie pod Warszawą. Powstał on na bazie radaru produkcji radzieckiej MRŁ-5, dla którego podstawowy zrąb oprogramowania przygotowano w Ośrodku Aerologii IMGW (użytkownik radaru) wraz z Centralnym Obserwatorium Aerologicznym w Moskwie [3]. Nie jest to radar dopplerowski.
Radar zainstalowany latem 1995 roku w Katowicach, a ściślej w Czerwionce-Leszczynach k. Orzesza, około 30 km od Katowic, to dopplerowski radar typu Meteor 360AC produkcji niemieckiej firmy Gematronik GmbH z Neuss. Oprogramowanie w postaci systemu RAINBOW zostało wykonane przez firmę Gamic z Aachen i dostarczone wraz z radarem. Użytkownicy nie mają możliwości ingerencji w to oprogramowanie.
Tabela 1. Podstawowe parametry radaru Meteor 360AC |
|
||
Pobierana moc |
2 kW |
||
Średnica anteny |
paraboliczna 4,2 m |
||
Pasmo częstotliwości |
5,450 do 5,825 GHz |
||
Szerokość wiązki |
1 |
||
Zakres azymutów |
360 = pełny obrót |
||
Zakres elewacji |
-2 do 90 |
||
Zasięg |
400 km |
||
Poniżej są opisane funkcje najważniejszych bloków.
Nadajnik i odbiornik. Nadajnik pracuje w zakresie pasma C, częstotliwość wysyłania impulsu mieści się między 5450-5825 MHz, natomiast częstotliwość powtarzania impulsu wynosi - dla trybu pracy LP (długi impuls) 250 Hz, dla SP (krótki impuls) 900-1200 Hz. Szerokość formowanego impulsu wynosi odpowiednio 2,0 ms dla trybu LP i 0,85 ms dla SP. Wszystkie operacje zachodzące w bloku nadajnika i odbiornika są kontrolowane na bieżąco przez procesor kontroli radaru. Elementami układu nadajnik-odbiornik są ponadto:
Kontrola systemowa A 200 - jest to zespół urządzeń, które rejestrują wskazania liczników napięć operacyjnych, prądów stałych oraz prądu magnetronu, jak również kontrolują parametry nadawanego sygnału i rejestrują wszystkie zmiany zachodzące w czasie pracy nadajnika. Wskaźnik osiągów eksploatacyjnych - moduł ten ma za zadanie kontrolować poziom współczynnika szumów oraz mierzyć moc wiązki nadanej i odbitej. Pomiary te są stale prezentowane na wyświetlaczu.
Dehydrator - jego praca polega na ciągłym utrzymywaniu stałego ciśnienia suchego powietrza wewnątrz falowodu obwodu nadajnika. Sterownik - zespół urządzeń elektronicznych i mechanicznych kontrolujących pracę anteny, kąty elewacji i azymutu. W skład sterownika wchodzą: transformator liniowy, napędy mechaniczne (osobny dla elewacji i dla azymutu), bezpieczniki i przekaźniki mocy, silnik napędzający antenę oraz ograniczniki uniemożliwiające ruch anteny poniżej -2° i powyżej 90°. Antena może pracować w trybie ręcznym lub automatycznym, tzn. jej położenie może być ustawione za pomocą joysticka, terminalu diagnostyki albo komputerem.
Antena jest umieszczona na statywie, wewnątrz którego znajdują się mechaniczne i elektroniczne urządzenia poruszające, kontrolujące i chroniące antenę oraz falowód, który jest bezpośrednio połączony z układem nadajnik-odbiornik. Antena o średnicy 4,2 m ma przekrój paraboliczny. Przed warunkami pogodowymi chroniona jest kopułą o średnicy 5,4 m, wykonaną z tworzywa odpornego na niekorzystne warunki atmosferyczne, przy tym nie pochłaniającego energii wiązki elektromagnetycznej promieniowania wysyłanego i odbitego.
System procesorów radarowych składa się z programowalnego kontrolera logicznego (SPS), procesora sygnału (RVP6) oraz procesora kontroli radaru (VME).
Kontroler SPS nadzoruje funkcje programu testującego BITE (Built-in test equipment), natomiast procesor kontroli radaru porównuje parametry aktualne pracy anteny z parametrami zadanymi, jak również sprawuje kontrolę nad komunikacją pomiędzy SPS a komputerem.
Procesor sygnału RVP6 stanowi standardowe wyposażenie radarów. Tutaj znajduje się centralny zegar sterujący wszystkimi procesami radaru, odbierający surowe dane z poszczególnych skanów i przesyłający je do procesora VME. Procesor RVP6 bierze również udział w filtrowaniu surowych danych z zakłóceń biernych (np. ech stałych), oraz oblicza i porównuje prędkości obiektów metodą Dopplera.
Procesor kontrolny VME - lokalny procesor radarowy. Procesor ten umożliwia dostęp do programowalnego logicznego kontrolera SPS. Jest on podłączony do procesora sygnału RVP6 oraz do komputera. Procesor ten, oprócz obserwacji ruchu anteny, bierze również udział w odbieraniu „surowych" produktów z procesora sygnału i przekazywaniu ich w postaci pliku do dalszej obróbki, która ma miejsce w procesorze produktów. Terminal diagnostyki - bezpośrednio przyłączony do karty procesora radarowego VM30, służy do obserwacji poszczególnych procesów zachodzących w czasie pracy radaru. Dane te wyświetlane są w postaci cyfrowej. Za pomocą tego terminala można obsługiwać radar lokalnie, tzn. na wieży można dokonać bezpośrednich pomiarów niektórych funkcji lub wykonać obserwację. Procesor produktów radarowych - terminal umożliwiający wizualizację gotowych produktów, które są przedstawiane w formie dwuwymiarowych kolorowych map.
Umieszczony w Katowicach komputer z systemem Rainbow 3.1 (na workstation Sun SPARCstation 5) jest miejscem zdalnego sterowania. Komunikacja pomiędzy użytkownikiem w Katowicach a stacją radarową w Leszczynach odbywa się poprzez łącze satelitarne. Użytkownik może zdalnie programować i kontrolować pracę radaru, tą samą drogą przekazywane są wszystkie gotowe już produkty do wizualizacji na ekranie katowickiego monitora.
System obsługi radaru i akwizycji danych RAINBOW
W wyniku przeglądu przestrzeni przez radar możemy uzyskać następujące mapy ech radarowych (produkty):
Tabela 2. Zestawienie produktów podstawowych
Produkt |
Opis |
PPI (Plan Position Indicator) |
jeden obrót anteny przy ustalonej elewacji |
RHI (Range Height Indicator) |
przekrój pionowy, jeden pionowy ruch anteny przy zadanym azymucie |
MAX CAPPI (MAX display Constant Altitude Plan Position Indicator) |
rzut maksymalnych wartości na trzy płaszczyzny: poziomą i dwie pionowe |
CAPPI (Constant Altitude Plan Position Indicator) |
przekrój poziomy na dowolnej wysokości |
Produkt |
Opis |
ECHOTOP |
mapa wysokości wierzchołków obiektów |
ECHOBASE |
mapa wysokości podstaw obiektu |
Produkt |
Opis |
VAD (Velocity Azimuth Display) |
wykres prędkości wiatru w funkcji azymutu |
VVP1 (Volume Velocity Processing 1) |
ten sam wykres dla różnych elewacji |
VVP2 (Volume Velocity Processing 2) |
pionowy rozkład prędkości wiatru w miejscu radaru |
Tabela 3. Zestawienie produktów hydrologicznych (dla I - natężenia opadu)
Produkt |
Opis |
SRI (Surface Rainfall Intensity) |
natężenie opadu na powierzchnię ziemi |
PAC (Precipitation Accumulation) |
suma opadów |
Korzystając z mapy MAX CAPPI można tworzyć i prezentować przekroje pionowe VCUT (Vertical CUT) przez dwa dowolne punkty wskazane na mapie kursorem.
Obserwacje mogą przebiegać według dwóch opcji:
według ustalonego rozkładu - wykonanie określonego produktu o wyznaczonejgodzinie, wykonanie określonej sekwencji produktów o wyznaczonej godzinie, cykliczne wykonanie określonej sekwencji.
natychmiastowy pomiar (wykonanie zadanego produktu w trybie natychmiastowym: zostaje przerwany tryb dotychczasowy, a po wykonaniu pomiaru radar samoczynnie powraca do przerwanej pracy).
Poza standardowymi obserwacjami w czasie rzeczywistym system pozwala pobierać dane z archiwum i przetwarzać je w dowolny sposób. Niestety dane typu 3D (czyli pełne wolumy) są przechowywane w archiwum (komputer na wieży) tylko przez ok. 12 godzin, dlatego rodzi się problem archiwizacji danych. Ze względu na małą przepustowość łączności pomiędzy wieżą radarową a Katowicami, dane 3D nie mogą być zdalnie kopiowane z jednego komputera (wieża) na drugi (Katowice). Istnieje zatem konieczność zainstalowania archiwizera po stronie radaru lub poprawienia parametrów łączy (szczególnie na odcinku Leszczyny - Rybnik), tak by zwiększyć przepustowość łącza do 64 kb/s, co umożliwi ciągłą archiwizację danych na archiwizerze w Katowicach.
Dane 2D (2-wymiarowe mapy czyli produkty) są archiwizowane tylko na twardym dysku komputera w Katowicach.
Obraz prezentowany na ekranie zawiera trzy okna, w których są wyświetlane mapy radarowe. Każde okno zawiera następujące informacje: mapę danych radarowych aktualnie wybraną do wyświetlania, podkład geograficzny, nazwę i rodzaj produktu (mapy), datę i godzinę obserwacji, zasięg, legendę w postaci palety kolorów (16) oraz przypisanych im przedziałów wartości, dodatkowe informacje, np.: rozdzielczość, wysokość, czas próbkowania, rodzaj filtru.
Można wykonywać animację poszczególnych map. Program pozwala na ustalenie przedziału czasu, z jakiego mają być wyświetlane obserwacje, jednak maksymalnie może być ich dziesięć.
Możliwa jest również dokładna analiza wybranych fragmentów mapy za pomocą funkcji „zoom". Pozwala ona na 2, 4, i 8-krotne powiększenie wybranego obszaru.
Odtworzenie pola opadu atmosferycznego w zlewni za pomocą radaru
Do dziś podstawowy sposób pomiaru opadu P to pomiar punktowy przeprowadzany na stacjach meteorologicznych (synoptycznych i klimatycznych) oraz posterunkach opadowych. Problemy przy takim pomiarze występujące to błędy pomiarowe związane ze stosowanym obecnie standardem Hellmana, a przede wszystkim uśrednienie na obszarze zlewni punktowo uzyskanych wyników - bo dopiero wartości średnie są podstawą do wszelkich analiz. A więc potrzebne jest duże zagęszczenie sieci pomiarowej, zwłaszcza na terenach bardziej urozmaiconych orograficznie, np. w górach. Obydwie te trudności można jednak próbować pokonać stosując technikę radarów meteorologicznych.
Sygnał echa radarowego odbitego od opadu jest bardzo złożoną funkcją ilości, rozmiarów, kształtów cząstek opadowych. Zarówno Z jak I zależą więc od wielkości kropel:
Z ~ d6 oraz I ~ nd3 ~ d4
Aby uzyskać dokładny związek pomiędzy Z i I, należy znać rozkład widma kropel. W ogólności, liczba kropel w jednostce objętości spada ekspotencjalnie ze wzrostem średnicy kropel d. Jeśli rozkład ten jest znany, można obliczyć niezależnie Z i I.
W praktyce nie jest znany rozkład średnicy kropel dla konkretnego, aktualnego opadu. Dlatego stosuje się wzory empiryczne, obliczone dla różnych regionów geograficznych i rodzajów opadów. Lista takich wzorów jest długa. Dla warunków Polski [2] przyjęto zależność Marshalla-Palmera:
Z = A Ia
gdzie: Z - odbiciowość radaru (mm6/m3), I - natężenie opadu (mm/h), A, a - współczynniki.
Tabela 4. Związek rodzaju opadu z odbiciowością [1]
Rodzaj opadu |
Odbiciowość [dBZ] |
mżawka |
<25 |
deszcz |
25 - 60 |
suchy śnieg o małej gęstości |
<35 |
suche kryształki lodu o dużej gęstości |
<25 |
mokry, topniejący śnieg |
<45 |
suche krupy |
40 - 50 |
mokre krupy |
40 - 55 |
grad poniżej 2 cm |
50 - 60 |
grad powyżej 2 cm |
55 - 70 |
grad z deszczem |
50 - 70 |
Mapa jest wyskalowana w odbiciowości radarowej. Jest to skomplikowana funkcja koncentracji i średnicy kropel, śnieżynek lub gradzin. Bardzo przybliżony związek z chwilowym natężeniem opadu daje poniższa tabelka:
Charakterystyka |
Przybliżone natężenie |
Odbiciowość [dBZ] |
bardzo słaby |
< 0.2 |
< 10 |
słaby |
< 1.5 |
< 25 |
umiarkowany |
< 5.0 |
< 35 |
silny |
< 10.0 |
< 40 |
bardzo silny |
< 100.0 |
< 55 |
ekstremalnie silny |
≥ 100.0 |
≥ 55 |
Przy obserwacji obiektów chmurowych wielkość odbiciowości zależeć będzie od rodzaju chmur. Dla przykładu: rozwinięte cumulusy (Cu) mają odbiciowość -18¸0 dBZ, stratocumulusy (Sc): -15¸0 dBZ, altocumulusy (Ac): 0¸5 dBZ, altostratusy (As): -8¸0, cirrusy (Ci): -5¸0 dBZ [1]. Zasięg radaru wynosi nominalnie do 400 km. Jednak dokładność pomiarów wraz z odległością od radaru maleje z powodu rozbieżności wiązek emitowanych fal. Ponadto ze względu na kulistość Ziemi wysokość wiązki nad jej powierzchnią wraz z odległością rośnie. W związku z tym, przy definiowaniu produktów radaru ustalono zasięg radaru zasadniczo na 200 km, a przy pomiarze opadów na powierzchnię ziemi 100 km. Wydłużenie tego horyzontu jest możliwe przez połączenie sąsiadujących ze sobą radarów w jedna sieć, co pozwoli uzyskać obraz radarowy o większym zasięgu.
Szczególnymi produktami przeznaczonymi głównie do zastosowań w hydrologii, są: SRI (surface rainfall intensity) - natężenie opadu przy powierzchni oraz PAC (precipitation accumulation) - suma opadów. SRI jest to natężenie opadu na określonej wysokości nad rzeczywistą powierzchnią Ziemi, potrzebna jest więc tutaj numeryczna mapa topografii terenu. Natomiast PAC, czyli suma opadów, otrzymywana jest przez zliczanie kolejnych zbieranych wartości SRI. Zatem: im dłużej trwa pełny cykl pomiarowy, tym mniejsza jest dokładność pomiaru PAC, a więc np. sumy godzinnej czy dobowej opadu, ponieważ pomiar SRI jest tylko jednym z wielu zadań radaru. Tu jest potrzebny kompromis pomiędzy dokładnością pomiaru zależną od ilości obrotów anteny radaru podczas jednego skanowania (tutaj założono ich 13), a okresem powtarzania tych pomiarów, od czego zależy dokładność wyznaczania opadów. Tak więc pomiar radarowy natężenia opadu daje gorsze uśrednianie po czasie, ale daje lepszy opis zmienności przestrzennej natężenia opadu ze względu na wyższą rozdzielczość przestrzenną. Przy możliwościach tego radaru, tak jak wyżej zdefiniowany tryb jego pracy umożliwia wykonanie dwóch pełnych skanów (dwóch, bo dla odbiciowości i prędkości osobno) w przeciągu 10 minut.
Porównanie pomiarów radarowych z pluwiometrycznymi
St. Moszkowicz i in. [4] podjęli próbę opracowania metody szacowania opadu w czasie rzeczywistym z określeniem granic niepewności przy korzystaniu z danych radarowych i pluwiograficznych. Dokonano porównania godzinnych radarowych i pluwiograficznych sum opadów w zasięgu pomiarowym automatycznego radaru meteorologicznego MRŁ-5 w Legionowie k. Warszawy. Do porównań wzięto zlewnię rzeki Wilgi o powierzchni 231 km2. Jest to zlewnia badawcza, wyposażona w stosunkowo gęstą sieć pomiarową (7 pluwiografów, czyli 1 pluwiograf przypada na ok. 38 km2). Godzinna suma opadu na zlewnię w przypadku pluwiografów jest średnią ważoną z sum godzinnych na poszczególnych pluwiografach. W przypadku radaru do obliczeń brano pomiary z rozdzielczością przestrzenną 4 km, czasową - 6 pomiarów na godzinę. Korzystano z zależności między odbiciowością a natężeniem opadu Z-I, stosując wartości podane przez Marshalla-Palmera (A=200, a=1,6). Tak więc, godzinna radarowa suma opadu na zlewnię jest średnią ważoną z sum godzinnych na poszczególnych punktach podziału przestrzeni (jedna próbka na 16 km2). Do porównań wzięto lipiec 1992 r. (próba podstawowa) oraz czerwiec i lipiec 1993 r. (próba dodatkowa). Na próbie podstawowej uzyskano 49 sum godzinnych. Współczynnik korelacji między sumami radarowymi a pluwiometrycznymi wyniósł 0,889. Wypróbowano różne postacie zależności między odbiciowością radaru a natężeniem opadu (Z-I) przy różnych współczynnikach A i a. Najlepiej dopasowuje pomiary radarowe do pluwiometrycznych równanie Higgsa (A=127, a=2,870). Wynika stąd, że zależność Higgsa należy stosować jako standardową dla pomiaru opadów letnich w Polsce centralnej. Odchylenia standardowe są z grubsza proporcjonalne do wartości średniej, a rząd wartości odchyleń standardowych jest praktycznie taki sam dla radaru jak i dla pluwiografu i wynosi ok. 150% wartości średniej. Wnioskować można, że zastosowana tutaj metoda pomiaru radarowego daje taki sam rząd dokładności, co sieć sześciu pluwiometrów na obszarze 231 km2. Istnieje możliwość zmniejszenia błędu pomiaru radarowego przez zmianę częstości pomiarów (np. co 5 minut) i zastosowanie interpolacji czasowo-przestrzennej uwzględniającej ruch systemu opadowego.
Prognozy opadu w oparciu o radar
Szybki i możliwie dokładny pomiar opadu na zlewnię jest niezwykle ważny do prowadzenia osłony przeciwpowodziowej i optymalizacji gospodarki wodnej na zbiornikach. Oddział katowicki leży w regionie źródliskowym trzech największych polskich rzek: Wisły, Odry i Warty. Powodzie tu więc się rozpoczynają, istotne zatem jest kontrolowanie opadów w tym rejonie. Ważne są: 1) szybkość w przekazywaniu informacji, 2) dokładne odtworzenie pola opadowego. Pierwszy punkt nie wymaga komentarza. Odnośnie zaś punktu drugiego: najintensywniejsze opady, a więc te wywołujące największe wezbrania, są krótkotrwałe i mają niewielki zasięg. Charakteryzują się więc dużą zmiennością i czasową, i przestrzenną. Obserwacje naziemne dostarczają informacji w trybie operacyjnym w postaci sum dobowych, a w najlepszym przypadku 6-godzinnych; jedynie stacje meteorologiczne 1-godzinnych. W sytuacji, gdy czas koncentracji opadu wynosi ok. doby lub dwóch, dokładne odwzorowanie przebiegu opadu w czasie ma zasadnicze znaczenie dla wielkości kulminacji nadchodzącej fali wezbraniowej. Z drugiej strony, jak wynika chociażby z doświadczeń zdobytych przy okazji prac nad modelem prognostycznym przepływów dla górnej Odry, aktualna gęstość pokrycia zlewni posterunkami opadowymi, zwłaszcza jeśli idzie o dane dochodzące do nas z Czech, niekiedy okazuje się niewystarczająca. Dane radarowe ze swej istoty stanowią materiał uśredniony przestrzennie, do pikseli o wielkości rzędu co najwyżej kilkuset metrów. Mogą więc one stanowić doskonałe wejście do modeli hydrologicznych, gdyż nie zachodzi tu obawa „wciśnięcia się" opadu burzowego pomiędzy istniejące posterunki. Poza tym ważna jest też wspomniana na początku szybkość, praktycznie natychmiastowość przekazywania informacji, oraz całkowita automatyzacja.
Klasyfikacja ech radarowych
Echa radarowe dzieli się na:
warstwowe - charakteryzuje się dużym zasięgiem (nawet do 200 km), małą odbiciowością; związane jest przeważnie z frontami ciepłymi, latem dają opady deszczu, czasami burze, zimą opady deszczu ze śniegiem i śniegu (rys. 2a).
konwekcyjne - długość echa sięga 200-300 km i więcej, a szerokość dziesiątków kilometrów, rozmiary poszczególnych komórek mieszczą się w przedziale 5-30 km, bardzo duża odbiciowość i ostro zaznaczone granice. Echo to związane jest z frontem chłodnym lub obszarami pionowych ruchów powietrza, zjawiska towarzyszące: latem opady przelotne deszczu i burze oraz grad, zimą opady przelotne śniegu (rys. 2b).
mieszane - długość echa sięga do 100-150 km, a szerokość do kilkudziesięciukm, odbiciowość słaba, charakter ciągły lub nieciągły; związane jest z okluzją ciepłą lub chłodną, zjawiska towarzyszące: latem deszcz jednostajny i przelotny oraz burze, zimą opady śniegu jednostajnego, bardzo rzadko burze.
Rys. 2. Przykłady ech radarowych
a. echo warstwowe; b. echo konwekcyjne
Ponadto chmury w płaszczyźnie pionowej dzielą się na :
chmury piętra górnego (Ci, Cc, Cs) - poza rzadkimi przypadkami są one bardzo dobrze widoczne, mają wygląd ciasno położonych niedużych komórek leżących powyżej 4 km. W chłodnej porze roku (zimą) widoczne są tylko punktowo.
chmury piętra średniego (Ac, As) - chmury Ac wyglądają jak spłaszczony warkocz w postaci oddzielnych komórek, występują latem i zimą; nie dają opadów. Chmury As mają wygląd spłaszczonego pasma o grubości setek metrów do kilku km; jeżeli z tej chmury pada deszcz lub śnieg, echo rozciąga się od powierzchni Ziemi.
chmury piętra dolnego (St, Sc) - chmury St mają wygląd spłaszczonego warkocza, w chłodnej porze roku sięgają powierzchni Ziemi ze względu na występujące opady. Chmury Sc mają również wygląd spłaszczonego warkocza, zimą pada z nich śnieg i wtedy echo rozciąga się od powierzchni Ziemi. Echo ma charakter jednorodny.
chmury deszczowe (Ns, As op) - charakteryzują się opadem jednostajnym na bardzo dużych obszarach, przez co echo pokrywa niekiedy całą powierzchnię ekranu w płaszczyźnie poziomej, zdolność odbicia tych chmury jest duża. W płaszczyźnie pionowej mają wygląd wstęgi rozciągającej się od powierzchni Ziemi. Echo jest jednorodne.
chmury konwekcyjne (Cu con, Cb cal lub Cb cap) - chmury Cu mają w rzucie pionowym wygląd słupów pionowo wyciągniętych do góry o rozciągłości pionowej od kilkuset metrów do kilku km, przy opadach deszczu echo rozpoczyna się od powierzchni Ziemi, w chłodnych porach roku echo to jest maskowane echem warstwowym; duża zdolność odbicia. Chmury Cb są bardzo dobrze wykrywalne latem i dobrze zimą, budowa mieszana, charakteryzują się dobrze wyrażonym polem pionowych prędkości, polem elektrycznym, opadami oraz burzami; rozciągają się od powierzchni Ziemi do 8-12 km, czasami wyżej.
Prognozowanie systemów chmurowych i zjawisk z nimi związanych
Radar meteorologiczny pracuje praktycznie w promieniu 200 km w płaszczyźnie poziomej i do 10-12 km w płaszczyźnie pionowej. W związku z tym horyzont czasowy prognozy zachmurzenia i zjawisk z nimi związanych nie może być dłuższy niż 5-6 godzin. Do przemieszczania systemów chmurowych i zjawisk związanych z nimi (opady deszczu, deszczu ze śniegiem, śniegu, burze) można wziąć pod uwagę kierunek i prędkość wiatru w zależności od pory roku: zimą mapa powierzchni 700 hPa (CAPPI na 3 km), latem mapa powierzchni 500 hPa (CAPPI na 5 km).
Intensywność opadu mierzy się praktycznie w promieniu 100 km. W związku z tym czas prognozy w zasadzie nie może tu przekraczać 2-3 godzin. Niekiedy czas ten może ulec skróceniu lub wydłużeniu w zależności od prędkości przemieszczania.
Efekt dopplerowski wykorzystywany w radarze meteorologicznym pozwala określać kierunek i prędkość przemieszczania obiektów meteorologicznych i zjawisk z nimi związanych z dużą dokładnością. Praktyka pokazuje, że pokrywa się on z prawami przedstawionymi powyżej.
SATELITY METEOROLOGICZNE
Satelita meteorologiczny, sztuczny obiekt (satelita) wprowadzony przez człowieka na orbitę wokół Ziemi, służący do badania wyższych warstw atmosfery i podawania drogą radiową i telewizyjną danych o aktualnym stanie pogody panującej na kuli ziemskiej, zwłaszcza na terenach niezamieszkanych i trudno dostępnych. Oprócz podstawowych dla meteorologii i klimatologii informacji o zachmurzeniu (uzyskiwanych również w nocy dzięki obserwacjom w podczerwieni), satelity meteorologiczne umożliwiają pomiary pionowych i poziomych profili temperatury i wilgotności atmosfery, obrazowanie stref opadowych i burzowych, przewidywanie tworzenia się cyklonów w obszarach tropikalnych oraz śledzenie ich ewolucji i ruchu, określanie kierunków i prędkości wiatrów, badanie zmian składu chemicznego atmosfery, pomiary składowych bilansu radiacyjnego Ziemi a także rozkładu zachmurzenia, pomagając dokładniej sporządzić prognozę pogody.
Używanie satelitów rozpoczęło się w latach sześćdziesiątych. W kwietniu 1960 roku Amerykanie wysłali na orbitę pierwszego satelitę meteorologicznego Tiros I. Meteorolodzy szybko poznali się na olbrzymim znaczeniu tej nowej pomocy technicznej do przewidywania pogody. Dzięki satelitom wypełniono luki w globalnej sieci obserwacyjnej, zwłaszcza nad obszarami równikowymi i biegunowymi - ważnymi miejscami kształtowania się pogody. Większość satelitów od 1960 roku wysłały USA i ZSRR. Duża ich część ma orbity biegunowe, tzn. takie, których płaszczyzna nachylona jest do płaszczyzny równika pod kątem 80 i 100 stopni. Satelity poruszają się na wysokościach od 800 do 1500km, a czas ich obiegu dookoła Ziemi wynosi od 90 do 120 minut. Satelita przelatuje nad danym obszarem powierzchni Ziemi dwukrotnie w ciągu doby - raz w dzień, raz w nocy, o tej samej godzinie. Od 1966 roku zaczęto umieszczać satelity meteorologiczne na orbitach geostacjonarnych. Umieszczony na takiej orbicie satelita znajduje się na wysokości 36000 km, płaszczyzna jego orbity pokrywa się z płaszczyzną równika, a okres jego obiegu wokół Ziemi równy jest jednej dobie. Skutkiem tego jest przebywanie satelity ciągle nad jednym i tym samym obszarem kuli ziemskiej. Satelity obracają się również same wokół siebie, przy czym oś tego obrotu musi być prostopadła do linii orbity, dzięki czemu przyrządy miernicze mogą być na stałe zwrócone w stronę Ziemi.
Trios -Charakterystyka misji:
Rakieta nośna / miejsce startu : Thor - Delta (s/n 245 - s/n 3) / Przylądek Canaveral (LC17A), USA
Parametry orbity : 619 x 732 km; 98,2 m; 48,5°
Czas trwania : 23.XI.1960 (11:13:03 UTC) - 4.XII.1961
Wymiary, masa, zużycie energii: 1,07 m dł. (po przekątnej) x 0,56 m wys.; 127 kg; osiemnastościan; 9260 krzemowych ogniw słonecznych (1 x 2 cm), 21 akumulatorów NiCd
Ładunek:
Kamera TV niskiej rozdzielczości (FOV 104°, f/1,5 , 1280 x 1280 km, rozdzielczość 2,5 - 3 km)
Kamera TV wysokiej rozdzielczośći (FOV 13°, f/1,8 , 130 x 130 km, rozdzielczość 300 - 800 m)
Radiometr skaningowy, pięciokanałowy, średniej rozdzielczości
Radiometry (dwa) nieskaningowe, niskiej rozdzielczości
Rejestrator magnetyczny (jeden dla każdej kamery)
Podczerwony czujnik horyzontu
Wskaźnik kierunku
Cele:
Prowadzenie globalnych obserwacji pogodowych
Opis misji:
TIROS 2 (Satelita Obserwacji Telewizyjnych i Podczerwonych) TIROS 2 był drugim statkiem w długiej serii amerykańskich satelitów meteorologicznych krążących na orbitach polarnych. Serię tą poprzedziła seria TOS. Następczyniami były serie ITOS i, współczesna, NOAA. Statek pracował aż do 22 stycznia 1961, kiedy to przestał działać radiometr skanujący. Misję zakończono 4.XII. Satek wybudowały firmy Radio Corp. of America (RCA) i Astro Electronics Division (Lockheed Martin Missiles & Space). Satelitę obsługiwała NASA Goddard Space Flight Center, a opracowaniem danych meteorologicznych zajmowało się U.S. Weather Bureau (obecna NOAA). Była to pierwszy satelita meteorologiczny posiadający jednocześnie kamery TV i czujniki na podczerwień. TIROS 2 przesłał 36 156, z czego 26 650 było użytecznych meteorologicznie.
Zasilanie zapewniało 9260 krzemowych ogniw słonecznych (1 x 2 cm), które gromadziły energię w 21 akumulatorach NiCd (niklowo - kadmowych).
Oś obrotu statku mogła być kontrolowana z dokładnością 1, 2 stopni. Służył do tego magnetyczny system kontroli położenia. Jego układem wykonawczym było 250 przewodów owijających statek po obwodzie. Konieczny dla kontroli pozycji moment obrotowy wytwarzała interakcja ziemskiego pola magnetycznego z polem magnetycznym (prądem) zaindukowanym w statku.
Wraz z satelitą wyniesiony został ostatni stopień rakiety nośnej. W katalogach odnotowano również dwa ciężarki, które posłużyły do zmniejszenia prędkości obrotowej statku. Szczegóły w chronologii rakiety nośnej Thor - Delta.
Program METEOSAT.
W 1972 roku 8 państw członkowskich Europejskiej Agencji Kosmicznej (ESA) ratyfikowała postanowienia dotyczące utworzenia METEOSAT-u czyli europejskiego programu budowy i użytkowania satelitów meteorologicznych. Meteosat 1, pierwszy europejski satelita geostacjonarny, umieszczony został w 1977 roku nad równikiem dokładnie w miejscu jego przecięcia z południkiem zerowym. Dzięki takiemu położeniu mógł on rejestrować procesy pogodowe zachodzące na niemal 1/3 powierzchni planety. Drugi satelita, Meteosat 2, wystartował w 1981 roku. Wkrótce potem oba satelity utworzyły zgrany "tandem" - Meteosat 1 zajął się zbieraniem danych (jego układ przekazywania obrazu na Ziemię przestał działać w 1979), a Meteosat 2 przekazywał obraz na Ziemię (tu z kolei układ zbierający dane nie był zdolny do pracy). W 1988 wystartował Meteosat 3, a rok później Meteosat 4, który po raz pierwszy służył do przekazywania map pogody do krajów Afryki i Środkowego Wschodu. Wreszcie w 1991 wystartował piąty, a w 1993 szósty satelita programu. Wszystkie one zajmowały pozycje nad Zatoką Gwinejską u zachodnich wybrzeży Afryki.
Pracuje tylko jeden z satelitów, pozostałe są w rezerwie, jednak w razie potrzeby mogą one zmienić swe położenie nad dowolne miejsce nad równikiem. Przydało się to Amerykanom w 1991 roku, kiedy to na ich prośbę Meteosat 3 został przesunięty na zachód, gdy amerykański satelita działający nad Brazylią wypadł z obiegu.
Meteorologiczny program operacyjny (MOP) został zakończony w 1995 roku wystrzeleniem Meteosat-u 6. Do tego momentu nie były jeszcze gotowe satelity drugiego programu METEOSAT (MSG). Ponieważ jednak meteorolodzy nie mogli już obejść się bez satelitów, stworzono program przejściowy. W jego ramach w 1997 roku wystrzelono Meteosat 7 i w ten sposób zagwarantowano, aż do momentu startu satelitów drugiej generacji, że meteorologom zapewniony będzie stały dopływ informacji z satelitów.
Obecnie satelita MSG dostarcza zdjęcia Ziemi i atmosfery co 15 minut. W 11 zakresach widma przekazywane są na Ziemie obrazy składające się z 3750 linii, jeden z kanałów służy do przekazywania szczególnie dokładnych obrazów o rozdzielczości nawet do 1 km. Satelita ten służy również jako telekomunikacyjny, dlatego wyposażono go w 3 kanały przekaźnikowe.
Wymiary i ciężary satelity serii Meteosat.
Ciężar przy starcie (razem z silnikiem startowym) |
699,7 kg |
Ciężar satelity na orbicie |
312,5 kg |
Wysokość |
3,20 m |
Średnica |
2,10 m |
Średnia trwałość |
3 lata |
Zdjęcia satelitarne w podczerwieni.
Satelity meteorologiczne wyposażone są w radiometry, które mierzą w różnych zakresach widma promieniowanie wysyłane przez Ziemię i atmosferę. Podczas gdy w świetle widzialnym obserwujemy tylko promieniowanie odbite od powierzchni Ziemi, w podczerwieni uzyskujemy obraz promieniowania wysyłanego przez samą powierzchnię Ziemi, chmury i atmosferę. Stopniowanie jasności kolorów oznacza stopniowanie temperatury na danym obszarze - miejsca ciemniejsze są cieplejsze, a jaśniejsze - chłodniejsze. W obrazie podczerwonym chmur widać niewiele, gdyż tylko te najwyższe są na tyle zimne aby wyróżniać się jaskrawą barwą. Za pomocą badań w podczerwieni można określić temperaturę powierzchni mórz z dokładnością do 1-2 stopni. Możliwe jest również dokonanie pomiaru długości fali promieniowania wysyłanego przez parę wodną w górnej atmosferze , dzięki temu można ustalić rozkład wilgotności na wysokości od 5 do 10km. Z pomiarów dokonywanych w podczerwieni i w zakresie fal radiowych ultrakrótkich meteorolog uzyskuje informację o profilach temperatury, pionowym i poziomym rozkładzie wilgotności, jak również o temperaturze powierzchni mórz.
Przykładem geostacjonarnego satelity meteorologicznego może być satelita Meteosat, zbudowany przez Europejską Agencje Kosmiczną i wysłany w listopadzie 1977 r. Meteosat wchodzi w skład 5 satelitów geostacjonarnych tego typu tworzących sieć ogólnoświatową. Łącznie z satelitami USA, radzieckim oraz japońskim jest wykorzystywany przez Światową Organizację Meteorologiczną w dwóch jej eksperymentach: WWW (World Weather Watch) oraz GARP (Global Atmospheric Research Programme). Meteosat ma masę 292 kg, jego średnica wynosi 210 cm, a wysokości 319 cm. Ogniwa słoneczne zapewniają moc 200 W. Meteosat został umieszczony na orbicie geostacjonarnej na wysokości 35 900km nad równikiem i wisi nad Oceanem Atlantyckim w pobliżu zachodnich wybrzeży Afryki.
Głównym elementem satelity jest radiometr, który przesyła na Ziemię obrazy w trzech zakresach: w paśmie widzialnym 0,4-1,1 mikrometra; w podczerwieni 5,7-7,1 mikrometra; w podczerwieni 10,5-12,5 mikrometra. To ostatnie pasmo zwane jest często para wodna. Przesyłane przez Meteosat obrazy składają się z 5000 linii (przy 5000 punktów na każdej linii) lub 2500 linii (również 5000 punktów na linię) i są przesyłane na Ziemię co 30 minut. Tak więc satelita zapewnia ciągłą obserwację meteorologiczną. Zdolność rozdzielcza radiometru wynosi 2,5 km, dokładność rozpoznania szybkości wiatru 3m/s.
Meteosat umożliwia również dokładne opracowywanie prognoz pogody: krótkoterminowych, tj. na okres 3-6-12 godzin oraz długoterminowych, tj. do 2 tygodni. Oczekuje się ponadto pomocy w rozwiązywaniu takich problemów, jak formowanie się cyklonów, zwłaszcza w strefie śródziemnomorskiej, przepływ ciepła i pary w atmosferze, ustalanie fizycznej bazy klimatu i zmian klimatycznych, kierunków wiatrów i ruchów mas powietrza, dostarczanie statystycznych danych klimatologicznych.
Nowy satelita meteorologiczny MSG-1 już na orbicie |
MSG-1 jest pierwszym z serii trzech satelitów geostacjonarnych przeznaczonych do nieprzerwanej obserwacji atmosfery z orbity geostacjonarnej z wysokości 36 000 km znad południka 0 st. przez najbliższych 12 lat.
Konstrukcja MSG-1 została opracowana przez ESA (Europejska Agencja Kosmiczna), satelitę zbudował Alcatel Space Industry (Francja), we współpracy z 50 firmami europejskimi. Jeden z instrumentów - GERB (Geostationary Earth Radiation Budget) został opracowany pod kierunkiem Rutheford Appleton Laboratory. EUMETSAT koordynował konstrukcję i budowę w zakresie potrzeb użytkowników, opracował naziemny system kontroli i sterowania satelity na orbicie, odbioru i przetwarzania danych, procedury startów i funkcjonowania systemu przez najbliższe 12 lat. |
Balon meteorologiczny
Z Wikipedii, wolnej encyklopedii.
Balon meteorologiczny - rodzaj sondy meteorologicznej w postaci balonu na gaz lżejszy od powietrza (najczęściej wodór). Jest zazwyczaj niewielki, rzędu 2 m średnicy.
Stosowane są dwa rodzaje balonów met.
balon pilotowy - nie zawiera żadnych aktywnych urządzeń, co najwyżej odbłyśnik w celu śledzenia go radarem. Pomiary meteorologiczne odbywają się na podstawie obserwacji ruchu balonu (jego prędkości i odległości). Mierzy się w ten sposób prędkość wiatru oraz (na podstawie utraty widoczności) wysokość podstawy chmur.
balon radiosonda - zawiera podwieszone pod nimi urządzenia pomiarowe oraz nadajnik radiowy. Jest to balon stratosferyczny. Wysokość lotu może przekraczać nawet 30 km, gdzie ciśnienie powietrza jest bardzo małe. Dlatego w momencie startu balon jest tylko częściowo wypełniony gazem, a jego powłoka jest elastyczna. Dzięki temu jego wewnętrzne ciśnienie rozsadza go na wyższej wysokości niż gdyby był od razu całkowicie wypełniony. Z tych samych powodów balony takie mają powłokę metalizowaną w celu odbijania promieni słonecznych, co redukuje nagrzewanie się gazu.
Oba rodzaje balonów są tracone po jednorazowym użyciu.
Laserowy miernik wysokości podstawy chmur
jest to nowoczesne urządzenie laserowe mierzące wysokość podstawy chmur i widzialność pionową. Pomiar wysokości podstawy chmur może być realizowany do wysokości 7500m.
Miernik wykorzystuje technologię lasera na diodzie pulsacyjnej, gdzie silne, krótkie impulsy laserowe są wysyłane w kierunku pionowym lub prawie pionowym. Odbicie światła (rozproszenie wsteczne) powodowane przez chmury, opady, mgłę lub zamglenie jest wykrywane przez część odbiorczą przyrządu. Czas mierzony pomiedzy nadaniem a odbiorem impulsu jest proporcjonalny do podwojonej odległosci od chmury. Uzyskany w czasie sondowania przez światło pionowy rozkład mocy sygnału (tzw. profil rozproszenia wstecznego) jest rejestrowany, przetwarzany, a następnie rozpoznawane są podstawy chmur. Jednym słowem zasada działania miernika opiera się na pomiarze czasu potrzebnego krótkiemu impulsowi światła do przebycia przez atmosferę od nadajnika do podstawy chmur odbijającej światło i z powrotem do odbiornika urządzenia.
Miernik wysokości podstawy chmur jest w stanie wykryć w tym samym czasie trzy warstwy chmur. Oprócz wysokości podstawy i warstw chmur urządzenie wykrywa inne przyczyny ograniczenia widzialności (np. opad).
Ponieważ optyczne elementy urządzenia (czujnik laserowy) są bardzo wrażliwe na bezpośrednie działanie światła słonecznego, jest ono zazwyczaj pochylone (o ustalony kąt) w stronę północną
Źródła:
Lyndon State College : http://apollo.lsc.vsc.edu
Department of Atmospheric Sciences
Texas A&M University http://www.met.tamu.edu/
IMGW Katowice http://www.imgw.katowice.pl/radar.htm
http://meteorologiaonline.republika.pl
Mapa radarowa Polski http://www.imgw.pl/wl/internet/zz/pogoda/radary.html
National Weather Service Doppler Radars http://weather.noaa.gov/radar/national.html
Meteosat 0° Operational Service Imagery http://oiswww.eumetsat.org/IDDS-cgi/listImages
Meteosat Images http://meteosat.e-technik.uni-ulm.de/meteosat/dynamic/index-images.html
http://www.interklasa.pl/meteo/nasa/wst1.htm
Wyszukiwarka