Milimetrový cloudový radar - Millimeter cloud radar

PAŽE Millimeter Cloud Radar (MMCR) pracující na 35 GHz

Milimetrová vlna mrakové radary, také označované cloudové radary, jsou radar systémy určené k monitorování mraky s provozními frekvencemi mezi 24 a 110 GHz (tabulka 1). Proto jejich vlnové délky rozsah od 1 mm do 1,11 cm, přibližně desetkrát kratší než u běžných S band radary jako např NEXRAD.

Účel

Tabulka 1: Pracovní pásma milimetrového mraku radaru

Hlavním účelem těchto radarů je zkoumání vlastností a vývoje mraků. Obvykle pracují v pásmu 35 GHz Ka band a na 94 GHz v W pásmo, kde atmosférický přenos je maximální. Tyto frekvence odpovídají vlnovým délkám kolem 8 a 3 mm. Milimetrové cloudové radary mají vysoké časové a rozsahové rozlišení: časové rozlišení je nastavitelný a obvykle se pohybuje od 1 do 10 sekund, zatímco rozlišení rozsahu rozsahy od několika metrů pro cloudové radary využívající frekvenční modulaci přenášeného signálu (např. 4 m pro cloudový radar s frekvenčně modulovanou kontinuální vlnou (FMCW) 94 GHz pracující na UK Met Office ), na několik metrů pro cloudové radary založené na magnetronu (např. od 15 do 60 m pro MIRA systémy). Maximální dosah detekce je mezi 14 a 20 km a Doppler rychlostní rozlišení je několik cm / s. Většina mraků je polarimetrický, který je schopen měřit nepravidelnost částic pomocí poměru lineární depolarizace (LDR ). Obvykle pracují směřující k zenitu, ale stále větší počet z nich má v dnešní době skenovací jednotky, které umožňují načítat další informace, jako jsou informace o svazku, při provádění různých Ukazatel výšky rozsahu (RHI) skenuje při různých úhlech a při relativně vysoké rychlosti a vertikálních profilech větru Indikátor polohy plánu (PPI) několik stupňů od zenitu.

Pokud jde o různé cloudové radary pracující s vlnovými délkami, je třeba vzít v úvahu, že delší vlnové délky jsou méně tlumeny mrholení a déšť, zatímco kratší vlnové délky jsou citlivější na menší částice. V souladu s tím jsou radarové signály méně tlumené v pásmu Ka než v pásmu W, zatímco radary v pásmu W jsou schopné detekovat menší částice. I když jsou paprsky mraku radaru mnohem méně tlumeny částicemi mraku nebo srážek než paprsky lidar paprsek.

Mrakové radary se dnes používají k určení hranic mraků (např. Základen mraků a vrcholů mraků) a k odhadu mikrofyzikálních vlastností mraků, jako je velikost částic a hmotnostní obsah, což pomáhá pochopit, jak mraky odrážejí, absorbují a transformují záření energie procházející skrz atmosféra. Jsou také intenzivně využívány k vyšetřování mlha. Mrakové radary se navíc používají pro entomologické studie již více než 40 let, protože radary Ka a W detekují téměř výlučně hmyz cíle v teplých bezoblačných dnech,^[1][2] a v poslední době se také používají ke studiu obrů aerosoly.^[3][4]

I když je většina cloudových radarových systémů pozemní, mohou být také vzdušné a vesmírné. Příklady palubních systémů jsou cloudové radary instalované na SVATOZÁŘ (High Altitude and Long Range Research Aircraft) a Wyoming KingAir Research Aircraft. Příklad vesmírného Cloudový profilovací radar (CPR) působí v CloudSAT satelit od roku 2006. První kosmická KPR s Dopplerovou schopností bude spuštěna v červnu 2022 na palubě Earth Clouds, Aerosols and Radiation Explorer (EarthCARE ) mise.

Měření radarem: od IQ po spektra

Pulzní radarové systémy jsou považovány za aktivní přístroje, protože přenášejí v atmosféře elektromagnetickou vlnu a přijímají signál odražený zpět od atmosféry. V takových radarech anténa vysílá elektromagnetické vlny a poté sbírá zpětný signál. Radary se skládají z různých hardwarových částí, z nichž každá obsahuje různé prvky. Obrázek na straně 9 v Clothiaux et al. 1996^[5] zobrazuje takové jednotky.

Elektromagnetická vlna vysílaná v atmosféře je elektromagnetická vlna ve formě zobrazené na obrázku na straně 10.^[5] Taková vlna je generována oscilátorem ve vysílací jednotce a poté přenesena přes vlnovody do antény, která ji vyzařuje v atmosféře. Teorie šíření vln ve vlnovodech obdélníkového tvaru majících svislou osu symetrie ukazuje, že nastavením vhodných rozměrů vlnovodu se výsledné elektrické pole šíří rovnoběžně s vnitřním prostorem vlnovodu ve svislém směru, přičemž má v čase složku sinusovou (příčná vlna).

Výraz elektrického pole vyzařoval na dálku ${ displaystyle r}$ daleko od antény je přijetí složité notace ve sférickém souřadném systému ${ displaystyle (r; theta; phi)}$:

${ displaystyle E_ {i} (r, theta, phi, t) = { frac {A_ {i} ( theta, phi) e ^ {i phi t}} {r}} e ^ { i (k_ {c} r- omega _ {c} t)} U (t-2r / c)}$

(1)

kde ${ displaystyle omega _ {c}}$ je nosná frekvence vlny, ${ displaystyle t}$ je čas, ${ displaystyle c}$ je rychlost světla, ${ displaystyle r}$ je vzdálenost od antény, ${ displaystyle k_ {c}}$ je vlnové číslo a ${ displaystyle lambda _ {c}}$ je vlnová délka, zatímco ${ displaystyle A_ {i}}$ je amplituda vlny, která závisí na výkonu dodávaném do antény, na jejích charakteristikách a je ovlivněna ztrátami energie ve vlnovodech. Funkce ${ displaystyle U (t-2r / c)}$ je modulační funkce, která je 1, když je její argument mezi 0 a ${ displaystyle tau}$a 0 jinde. Proto takové elektromagnetické (EM) pole v průběhu šířky pulzu v čase sinusově osciluje ${ displaystyle T_ {pw}}$ a je nula mimo pulzní obálku, jak je znázorněno na obrázku 3 na straně 10.^[5] Tato EM vlna je vysílána do atmosféry: každý puls je rozptýlen objemem vzduchu naplněným hydrometeory a vrací se zpět k radaru. Anténa sbírá zpětný signál, který je poté filtrován, aby odstranil vysokou nosnou frekvenci, zesílen a poté převeden dolů a digitalizován.

Rozptýlené elektrické pole shromážděné anténou je složeno z diskrétních ozvěn od všech rozptylovačů obsažených v objemu a lze jej zapsat jako:

${ displaystyle E_ {r} (t) = součet _ {m = 0} ^ {N_ {s}} A_ {r, m} e ^ {i ({2k_ {c} r_ {m} - ( omega _ {c} - omega _ {d, m}) t + phi _ {s, m} + phi _ {t}})} U (tr / c)}$

(2)

kde ${ displaystyle A_ {r, m}}$ je amplituda elektrického pole rozptýlená mtým rozptylovačem, ${ displaystyle r_ {m}}$ je poloha mtého rozptylovače, ${ displaystyle omega _ {c}}$ je nosná frekvence a ${ displaystyle omega _ {d, m} t}$ představuje posun fáze rozptýlené vlny ve směru radaru v důsledku relativní radiální rychlosti cíle vzhledem k radaru, zatímco ${ displaystyle phi _ {s, m}}$ a ${ displaystyle phi _ {t}}$ jsou fázový posun při rozptylu a fáze vysílače, které lze předpokládat jako konstanty ( ${ displaystyle phi _ {s, m}}$ může záviset na čase pro meteorologické cíle, jako jsou vibrační kapky vody a padající částice ledu).^[5]

Jak již bylo zmíněno, meteorologický signál je složen z ozvěn přicházejících z velkého počtu hydrometeorů.^[6] Takové ozvěny jsou přijímány nepřetržitě na radarové anténě po zpoždění rovném času, který vlna potřebuje k dosažení cíle a návratu k radaru. Vzhledem k tomu, že jednotlivé ozvěny nelze vyřešit jednotlivě, vzorkujeme signál přicházející z atmosféry v daných diskrétních časových prodlevách ${ displaystyle tau _ {s}}$.

Takový ${ displaystyle tau _ {s}}$ definuje rozsah rozptylovačů, které se většinou podílejí na vzorku signálu. Počet odlišných objemů rozlišení v prostoru, ze kterého radar shromažďuje informace, se rovná počtu vzorků ${ displaystyle N_ {g}}$ které jsou sbírány radarem mezi libovolnými dvěma radarovými impulsy.^[7] Vyjádření vzorkovaného přijatého napětí je:

${ displaystyle V ( tau _ {s}) = součet _ {m = 0} ^ {N_ {g}} A_ {r, m} e ^ {i (2k_ {c} r_ {m} - ( omega _ {d, m}) t + phi _ {s, m})}}$

(3)

Pro každou bránu rozsahu ( ${ displaystyle tau _ {s}}$) a pro každý pulzní cyklus ( ${ displaystyle T_ {s}}$), odvozují se takzvaná napětí I a Q, přičemž se vezme skutečná a imaginární část komplexního napětí uvedeného v (3):^[5] Jejich výrazy jsou:

${ displaystyle I ( tau _ {s}, T_ {s}) = Re [ sum _ {i = 0} ^ {N_ {g}} A_ {r, m} e ^ {i (2k_ {c} r_ {m} - ( omega _ {d, m}) t + phi _ {s, m})}]}$

(4)

${ displaystyle Q ( tau _ {s}, T_ {s}) = Im [ součet _ {i = 0} ^ {N_ {g}} A_ {r, m} e ^ {i (2k_ {c} r_ {m} - ( omega _ {d, m}) t + phi _ {s, m})}]}$

(5)

Proto po takovém vzorkování přijatého signálu je ke každé bráně rozsahu přiřazena časová řada I / Q signálů.

Protože radar vysílá koherentní impulsy s určitou frekvencí opakování pulzů (PRF), je použita technika dopplerovského zpracování. Výkonové spektrum lze vypočítat ze sledu ${ displaystyle N_ {f} I_ {n} + iQ_ {n}}$ komponenty následujícím způsobem. V každé bráně rozsahu je algoritmus FFT aplikován na řadu ${ displaystyle N_ {f}}$ IQ signály, kde ${ displaystyle N_ {f}}$ je počet FFT bodů použitých ve FFT. Výsledkem FFT je komplexní spektrum ${ displaystyle S_ {compl} (k)}$ kde ${ displaystyle k}$ je Dopplerova frekvence. Výkonová spektra se pak snadno odhadnou pomocí

${ displaystyle S (k) = S_ {compl} * S_ {compl} ^ {*} (k)}$

(6)

Takovým spektrem je distribuce radiálních rychlostí cílů v analyzovaném objemu váženém výkonem signálu.^[8]

Dopplerova spektra

Náčrt Dopplerova spektra. Spektrální síla ${ textstyle S (v_ {d})}$ je reprezentován jako funkce Dopplerovy rychlosti ${ textstyle v_ {d}}$. Parametry ${ textstyle v_ {min}}$ a ${ textstyle v_ {max}}$ označují minimální a maximální rychlosti, při kterých ${ textstyle S (v_ {d})> 0}$, a ${ textstyle dv}$ je rozlišení rychlosti.

V objemu vzorku radaru je obvykle přítomno mnoho cílů. Každý z jednotlivých cílů produkuje frekvenční posun podle své radiální rychlosti. Měření vráceného výkonu v libovolném intervalu frekvenčního posunu umožňuje detekci Dopplerova spektra. To je znázorněno na obrázku vpravo, kde je zobrazen náčrt Dopplerova spektra. Frekvence je již v ose x převedena na rychlost.

Z Dopplerova spektra odrazivost ${ textstyle Z}$ lze vypočítat pomocí výrazu:

${ displaystyle Z = int limity _ {v_ {min}} ^ {v_ {max}} S (v_ {d}) dv_ {d}}$

(7)

Integrál spektrální síly ${ textstyle S (v_ {d})}$ se nazývá 0-moment Dopplerova spektra, který se rovná odrazivosti ${ textstyle Z}$. Dále první okamžik (8) a druhý okamžik (9) Dopplerova spektra lze vypočítat:

${ displaystyle V = { frac {1} {Z}} int limity _ {v_ {min}} ^ {v_ {max}} v_ {d} S (v_ {d}) dv_ {d}}$

(8)

${ displaystyle W = { sqrt {{ frac {1} {Z}} int limity _ {v_ {min}} ^ {v_ {max}} (v_ {d} -V) ^ {2} S (v_ {d}) dv_ {d}}}}$

(9)

Náčrt šířky Dopplera. Ukazuje vztah mezi šířkou Dopplera ${ textstyle W}$, znázorněné šipkami, a počet režimů distribuce velikosti kapiček.

Prvním okamžikem Dopplerova spektra je střední Dopplerova rychlost ${ textstyle V}$. Odpovídá střední radiální rychlosti ve vzorkovaném objemu.

Druhý okamžik se nazývá Dopplerova šířka ${ textstyle W}$. Odpovídá to rozptylu Dopplerova spektra. Dopplerova šířka je v zásadě měřítkem šířky spektra detekovaných rychlostí. Může to být také měřítko počtu režimů, které má distribuce velikosti cílů. Mono-modální distribuce poskytuje malou spektrální šířku. Distribuce, která má několik režimů, poskytuje ležákovou spektrální šířku, jak je znázorněno na obrázku 5. Spektrální šířka je také ovlivněna turbulentním pohybem cílů v objemu vzorku: šířka spektra se zvyšuje s rostoucí turbulencí.

Výrazy pro výpočet Kurtosis a Skewness vycházejí z matematické statistiky, používá se několik formulací. Některé z nich lze nalézt v citované literatuře v části Kurtosis.

Dopplerova rychlost

Střední Dopplerovu rychlost lze považovat za střední frekvenci výkonového spektra (Dopplerova rychlost) zpětně rozptýleného výkonu.

Vzhledem k průměrné Dopplerově rychlosti (střední frekvenci výkonového spektra) měřeného objemu podél přímky - radiální rychlosti. U vertikálních měření jsou Dopplerovy rychlosti součtem koncové rychlosti částic způsobené gravitační silou a pohyby vzduchu v měřeném objemu. Terminální rychlost obsahuje informace o mikrofyzikálních vlastnostech částic oblaku. Aby bylo možné získat konečnou rychlost z pozorování cloudových radarů, je třeba z Dopplerových spekter odstranit vliv vzdušných pohybů, které posouvají spektrum, čímž se zlepšuje reprezentativnost mikrofyziky. Přístup k nápravě tohoto posunu poskytuje Kollias a kol.,^[9] zlepšení přesnosti vztahu mezi korigovanou Dopplerovou rychlostí a rychlostmi pádu částic.

Dopplerova šířka

Dopplerova šířka nebo šířka Dopplerova spektra je standardní odchylka spektra. V souladu s tím malé hodnoty znamenají úzká spektra, zatímco vyšší šířka spektra odpovídá většímu šíření hydrometeorů po rychlostní doméně (frekvenční doméně). Důvody pro vyšší šířku mohou být bi- nebo multimodální spektra. To znamená, že měřený objem obsahuje více než jednu populaci hydrometeorů, což vede ke dvěma nebo více režimům v Dopplerově spektru kvůli různým koncovým rychlostem. K oddělení dvou populací hydrometeorů lze také použít rychlou změnu Dopplerovy šířky v kombinaci se střední Dopplerovou rychlostí.^[10][11]

Protože pohyb vzduchu v atmosféře ovlivňuje šířku Dopplera, poskytuje tento parametr informace o turbulencích v měřeném objemu. Vzestupné a sestupné proudy zpomalují konečné rychlosti pádu a mohou snížit nebo zvětšit šířku Dopplera. Pokud se měření neprovádí směrem k zenitu, ovlivní šířku také vodorovná složka větru. Znalost skutečných složek větru v atmosféře lze použít k opravě Dopplerova spektra, takže lze zlepšit získané mikrofyzikální parametry a snížit nejistoty.^[9]

Šikmost

The šikmost parametr Dopplerova spektra popisuje asymetrii spektra s ohledem na symetrické Gaussovo rozdělení.

${ displaystyle Sk = { frac {{ frac {1} {Z}} int _ {v_ {min}} ^ {v_ {max}} (v_ {d} -V) ^ {3} | S ( v_ {d}) | ^ {2} ~ mathrm {d} v_ {d}} {W ^ {3}}}}$

(10)

^[12]

Tento parametr souvisí s umístěním píku spektra vzhledem ke střední hodnotě spektra. Kladná hodnota šikmosti tedy naznačuje, že vrchol je umístěn nalevo vzhledem k průměru. Negativní šikmé spektrum má svůj vrchol na pravé straně vzhledem k průměru spektra. Hodnota kolem nuly označuje symetrické spektrum. Tímto způsobem poskytuje tvar Dopplera informace o změnách cloudové mikrofyziky nebo o dynamických změnách v měřeném objemu. Čím vyšší je výška radaru, tím vyšší jsou dynamické vlivy na tento parametr. Protože nůžky na vítr vedou k rozšíření šířky Dopplerova spektra, mohou vést k rychlým změnám šikmost také. Aby bylo možné dát do souvislosti změnu šikmosti Dopplerova spektra, měla by být křížově zkontrolována také šířka Dopplera.

Pokud jsou radarová měření prováděna svisle, poskytuje šikmost Dopplerova spektra informace o měřené cloudové mikrofyzice. Horizontální vítr v měřených objemech způsobí pouze posun celého spektra v Dopplerově doméně. To znamená, že spektrum je posunuto podél dopplerovské osy rychlosti, ale nemělo to vliv na rozšíření spektra. Takže změny v šikmosti poskytují informace o:^[9]

• pokud menšina hydrometeorů klesá rychleji nebo pomaleji jako střední Dopplerova rychlost
• pokud v dopplerovském spektru dominují malé hydrometeory (pomalejší než střední hodnota) nebo větší částice (rychlejší než střední dopplerovská rychlost)
• tvar distribuce velikosti měřených hydrometeorů
• změny výšky nebo času mohou souviset se změnou v cloudové mikrofyzice

Kurtosis

The špičatost Dopplerova spektra souvisí také s jeho křivkou. Popisuje ocasy křivky spektra vzhledem k Gaussian.

${ displaystyle K = { frac {{ frac {1} {Z}} int _ {v_ {min}} ^ {v_ {max}} (v_ {d} -V) ^ {4} | S ( v_ {d}) | ^ {2} ~ mathrm {d} v_ {d}} {W ^ {4}}}}$

(11)

^[12]

Protože míře dominují extrémy, špičatost může poskytnout informace o hmotnosti ocasu spektra, což pomáhá lépe popsat spektrum.

Pokud je dopplerovské spektrum přesně normálně distribuované, pak jeho špičatost se rovná 3,0. Pokud obecně špičatost je> 3, pak se spektrum nazývá leptokurtické nebo leptokurtotické. Lze předpokládat, že v Dopplerově spektru dominuje jedna populace částic, která vede k silnému a úzkému píku, což je v některých (ale ne všech) případech indikováno vysoká kurtóza. Pokud má spektrum špičatost <3 pak se tomu říká platykurtic nebo platykurtotic. Tvar takového spektra (v některých případech) může mít nižší, širší vrchol kolem středního a tenčího ocasu, ale může být také nekonečně vyvrcholen, takže špičatost není dobrým měřítkem „vrcholnosti“. Příklady takových tvarů naleznete v špičatost wiki vstup.

Dopplerův radar špičatost analýza začala poměrně nedávno, takže stále existuje několik vědeckých publikací zabývajících se tímto parametrem. Příklad lze nalézt v Kollias et al.,^[12] kde špičatost se používá k interpretaci Dopplerových spekter ak pochopení mikrofyzikálních změn, které představuje.

Polarimetrická měření v cloudových radarech

Polarimetrický metody jsou považovány za silný nástroj při dálkovém průzkumu atmosféry, zejména při radarovém pozorování mraků a srážek. Polarimetrické techniky byly dobře vyvinuty pro provozní použití v meteorologických radarových sítích, jako jsou americké NEXRAD a evropská OPERA,^[13] a v současné době jsou implementovány v pozemní a ve vzduchu^[14] mrakové radary. Tyto techniky umožňují pokročilé filtrování nepořádku, rozlišení mezi meteorologickými a nemeteorologickými cíli a klasifikaci rozptylů atmosféry.^[8] Dalším potenciálem polarimetrických měření mraků radaru je odhad návyku ledových krystalů^[15] to je jeden z hlavních problémů vzdálených pozorování mraků se smíšenou fází.^[16] Předpokládaný tvar ledových krystalů je považován za hlavní zdroj chyb ve vyhledávání velikosti a počtu koncentrací na základě vertikálních kombinovaných pozorování lidaru a radaru.^[17] Kromě toho ve stávajících numerických modelech predikce počasí předpokládaný tvar definuje rychlost depozičního růstu ledových částic a vztahy plochy-hmotnost-terminální rychlost ledových krystalů. Návyk na led tedy může vést k významným nejistotám.^[18]

V teoretických a experimentálních studiích byla hodnocena řada různých polarimetrických konfigurací^[19][20][21] a jsou vysvětleny níže.

Většina stávajících radarů pulzních mraků pracuje v režimu LDR.^[8][22] V tomto režimu radar vysílá horizontálně polarizované záření a přijímá horizontální a vertikální složky rozptýleného záření v ko-polarizovaných a křížově polarizovaných kanálech. Poměr výkonu v křížově polarizovaném kanálu k výkonu v kopolarizovaném kanálu, pojmenovaný jako poměr lineární depolarizace, je polarimetrická proměnná získaná cloudovými radary tohoto typu. Mrakové radary mají často dvě přijímací jednotky,^[8] což umožňuje současné měření ortogonálních složek přijímaného signálu. Některé mrakové radary mají pouze jednu přijímací jednotku^[22] a následně změřte ortogonální komponenty s přepínáním pulzů na pulsy přijímacího kanálu. Mnoho provozních cloudových radarů s režimem LDR je nasměrováno svisle^[8][22] společně s dalšími nástroji dálkového průzkumu Země za účelem získání mikrofyzikálních vlastností částic mraku. LDR, měřeno vertikálně zaměřeným cloudovým radarem, se používá k detekci tavicí vrstvy (také označované jako jasný pás ) a filtrování nepořádku.^[8] Aplikace režimu LDR pro klasifikaci tvarů ve skenování radarů mraků je omezena vysokou citlivostí na orientaci rozptylovačů.^[23]

Některé cloudové radary pracují v režimu SLDR, což je modifikace tradičního režimu LDR.^[15] V tomto režimu se anténní systém radaru otáčí o 45 °, tj. Vysílaný signál má polarizaci + 45 ° nebo -45 °. Na rozdíl od režimu LDR je režim SLDR méně citlivý na orientaci částic, a proto se používá v cloudových radarech ke klasifikaci ledových krystalů. Stanovení návyku ledových krystalů pozemními cloudovými radary vyžaduje výškové skenování a je založeno na analýze úhlových změn polarimetrických proměnných. Vyhodnocení SLDR pomocí pozorování in situ ukázalo možnost rozlišovat mezi zaobleným graupelem, dendritovými krystaly a agregovanými ledovými částicemi.^[15]

Polarizační agilní mrakové radary^[24][25] použijte přepínání mezi pulsy mezi horizontální a vertikální polarizací vysílané vlny. Kromě LDR jsou tyto systémy schopné měřit diferenciální odrazivost (Z_DR) a korelační koeficient (ρ_HV). Kombinovaná analýza LDR, Z_DR, a ρ_HV lze použít nejen ke klasifikaci zvyku ledových částic, ale také k charakterizaci jejich orientací.^[26]

Mrakové radary v režimu CDR vysílají kruhově polarizovanou vlnu a přijímají ko-polarizované a křížově polarizované komponenty.^[27] Výstupní polarimetrickou proměnnou je takzvaný poměr kruhové depolarizace (CDR) a vypočítává se jako poměr křížově polarizovaného výkonu ke ko-polarizovanému výkonu. Ve srovnání s LDR není CDR ovlivněn částicemi vyrovnanými v polarizační rovině,^[23] např. hmyz nebo ledové krystaly v elektrifikovaných atmosférických podmínkách.^[28]

Příklad měření

Jak mrakové radary vzorkují atmosféra, měří zpětný rozptyl signál produkovaný různými hydrometeor typy (kapičky mraků, mrholení, kapky deště, ledové částice, sníh atd.) a nehydrometeorologické cíle. Všechny tyto cíle mají různé vertikální rychlosti a tvary, a proto lze k rozlišení mezi cíli použít Dopplerova spektra a LDR. Na obrázku níže je příklad MIRA-36 cloud radarová měření v Potenza je zobrazeno, kde lze pomocí informací poskytnutých různými parametry provést identifikaci cílů:

• Mraky kapalné vody vytvářejí podpis v odrazivost ale ne v LDR, protože kapičky kapaliny jsou téměř sférické.
• Ledové mraky se vyznačují relativně vysokými signály LDR kvůli jejich nepravidelným tvarům.
• Hmyz produkuje vysoké hodnoty LDR a obvykle se nachází v konvektivní hraniční vrstvě (CBL ), kde jsou nepřetržitě sledovány vzestupy a sestupy.
• Tavnou vrstvu lze identifikovat zvýšením LDR, které je způsobeno nepravidelnými částicemi ledu potaženými kapalnou vodou během fázového přechodu.
• Déšť se vyznačuje silným odrazivost hodnoty, vysoké rychlosti pádu a rozšíření spektra.
• Tekuté vrstvy uvnitř cloudy se smíšenou fází lze detekovat o něco vyššími hodnotami šířky píku, v souladu s vyšší turbulence v rámci.

Měření prováděná a MIRA-36 systém v Tito Scalo, Potenza (Itálie) dne 2. prosince 2014: (a) ekvivalentní odrazivost, (b) poměr lineární depolarizace, (c) Dopplerova rychlost, kde záporné hodnoty označují pohyb směrem k radaru, a (d) šířka píku.

Cloudové radarové systémy

Cloudové radarové přístroje zapojené do ACTRIS^[29][30][31] a NOAA^[32] projekty

Pacific Northwest National Laboratory (PNNL) a Prosensing Inc. navrhli Skenování ARM Cloud Radar (SACR) monitorovat mraky nad hlavou na různých testovacích webech Americké ministerstvo energetiky program měření atmosférického záření. Radary na těchto místech nepřetržitě pracují Oklahoma, Aljaška a tropický západ Tichý oceán, a jsou navrženy tak, aby fungovaly nejméně deset let s minimální pozorností člověka. The SACR s pracují na frekvenci 35 a 94 GHz a jsou označeny jako KaSACR a WSACR resp.

Od konce dvacátých let začal meteorologický 35,5 GHz Ka-band komerční cloudový radar (MIRA-36 ) navrhl METEK GmbH ve spolupráci s Institut pro radioastronomii, Charkov (Ukrajina) je na trhu. V současné době existuje jedenáct systémů, které nepřetržitě monitorují vlastnosti cloudu na různých místech, většina z nich v Evropě. Cloudnet, síť stanic pro nepřetržité vyhodnocování profilů mraků a aerosolů v provozu NWP modely, asimiluje jejich data, jakož i data získaná jinými nástroji na různých webech za tímto účelem.

Mimo tyto sítě provozují některé výzkumné weby také cloudové radary. Například na observatoři v Chilboltonu (Velká Británie) pracují pro studium migrace hmyzu nepřetržitě dva radary o vlnové délce 3,2 a 9 mm, zatímco v Cabauw (Nizozemsko) pracuje cloudový radar 35 GHz.

Tabulka 2: Cloudové radarové systémy zapojené do ACTRIS^[29][30][31] a NOAA projekty^[32]

Viz také

• Extrémně vysoká frekvence

Reference

externí odkazy

• Diskuse o programu měření atmosférického záření o cloudovém radaru o milimetrových vlnách
• National Oceanic and Atmospheric Administration discussion of millimeter-wave cloud radar
• Bulletin of American Meteorological Society paper on millimeter-wave cloud radar