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

 

A volume scan geometriája (Forrás: link)

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

 

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

 

 

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

Meg kell jegyezni, hogy az OMSZ-nál a mérési program úgy van összeállítva, hogy elsodleges szerepe a minél pontosabb és kevesebb hibával terhelt volume scannek van, amely minden radar esetében 15 percenként áll elo. Ugyanakkor több magassági szögön és háromféle hatósugárral körbepásztázni a légkört idoigényes feladat, magyarán a 15 perces közök jó részét a volume scan kitölti. Ezenkívül a reflektivitás mérésének javítása (pl. a megfelelo hatótávolság megválasztásával a second trip echók kiszurése - lásd késobb 2.3 fejezet) a Doppler-féle sebesség mérés minoségének kárára történik (lásd késobb 1.4 illetve 2.4 fejezetek - a velocity folding jelensége), ami beszukíti az utóbbi felhasználhatóságát. A volume scanek közötti maradék idoben van ido egyéb mérésekre (többek között VAD, RHI). Ez a fo oka, hogy az ezután következo produktumok jelenleg korlátozottan vagy egyáltalán nem hozzáférhetoek a Szolgálatnál. A mérési program jövobeni átalakulásával lehetoség nyílik ezen mérések alaposabb kiaknázására is.

 

 

1.2 Konstans magasságú síkbeli indikátor (CAPPI)

 

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

 

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

 

 

1.3 Magassági indikátor (RHI)

 

A radar nemcsak horizontálisan forogva képes feltérképezni a teret, hanem egy fix azimutális szögben, állásszögét folyamatosan változtatva, bólogató mozgást leírva. Ezzel olyan kétdimenziós reflektivitási információtömböt kapunk, ahol az egyik dimenzió a radartól vett távolság, a másik pedig a muszer szintjétol számolt magasság. Ezzel a mérési muvelettel tulajdonképpen egy fix irányban a légkör csapadékelemeirol egy vertikális keresztmetszetet készítünk, ez az ún. magassági indikátor (range height indicator - RHI) produktum. Az RHI-val képet kaphatunk az adott keresztmetszet mentén a csapadékot adó képzodmények vertikális kiterjedésérol és szerkezetérol. Az eljárással világosan elkülöníthetok a réteges illetve konvektív folyamatok, detektálható az olvadási szint magassága valamint felismerhetok a szupercellákra jellemzo speciális csapadékeloszlási minták (minderrol bovebben lásd a 3.2-es fejezetben). Mivel a jelenlegi hazai mérési menetrend nem teszi lehetové, RHI képek operatívan nem készülnek a magyar radarok esetében.

 

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

 

 

1.4 Radiális szélsebesség térképek

 

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

 

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

 

 

1.5 VAD mérések

 

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

 

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

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

---

 

2. Mik a jellemzo és gyakori radaros mérési problémák?

 

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

 

 

2.1 Fals echók

 

a) A radar által kisugárzott mikrohullámot természetesen nemcsak a csapadékelemek verik vissza, hanem az egyéb, a sugárnyaláb útjába eso, levegoben található objektumok illetve felszíni tereptárgyak is. Ezek természetesen a radarképeken mint hamis (tehát a meteorológia számára felesleges, sot félrevezeto információt hordozó) echók jelennek meg, amelyeket a mérést követo különféle utófeldolgozási technikákkal szurni kell. A leggyakoribb,  hamis echót produkáló tényezok a következok:

- a földfelszín (domborzat) és a felszíni tereptárgyak

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

- a radar berendezésnél jelentkezo technikai problémák

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

 

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

 

b) A földfelszín és tereptárgyai illetve a nyaláb útjába eso domborzat produkálta echókat összefoglaló angol nevén clutternek (vagy ground clutternek) nevezzük. A clutterek a mérésekbol manapság már könnyen szurhetok a következo módszerekkel:

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

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

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

 

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

 

 

2.2 Rendellenes terjedés (anaprop)

 

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

Az egymást követo radarképek animációjával a rendellenes terjedés megfeleloen szurheto, mivel az általában szabálytalanul mozog vagy helyzetét egyáltalán nem is változtatja. Ugyanakkor idonként az anaprop is végezhet szabályos, valós csapadékcélokra emlékezteto mozgást. Ilyenkor CAPPI képek vagy nagyobb magassági szögu PPI mérések szükségesek a rendellenes terjedés kiküszöböléséhez.

 

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

Intenzív anaprop echók (Forrás:link)

 

 

2.3 Másodlagos radar echók

 

A másodlagos echók általában olyan, ritkábban jelentkezo mérési problémák összefoglaló elnevezése, melyek intenzív, távoli zivatarokról történo többszörös visszaverodés esetén jelentkeznek. Leginkább S-sávú (10 cm-es) radaroknál fordulnak elo, de C-sávú (5 cm-es) radarok esetében is - ritkábban - meg lehet oket figyelni.

 

a) Second-trip echók: 

Mint azt az elso részben láttuk (3.1-es fejezet), a radar hatótávolságát az impulzusismétlési frekvencia szabályozza. Más szóval: csakis azoknak a radarechóknak tudjuk a helyzetét egyértelmuen meghatározni, amelyek két egymást követo impulzuskibocsátás között érkeznek vissza a vevobe. A hatótávolságon túli radarcélokról visszaverodo információ már a következo impulzus kibocsátása után tér vissza a radarhoz, viszont miután az aktuális impulzus már útjára van bocsátva, a muszer ahhoz fogja társítani a beérkezo reflektivitást. Mivel általában a hatótávolságon túlról érkezo echó röviddel az újabb kisugárzás után érkezik vissza, ezért azt a radar közeli objektumnak fogja érzékelni. Az elkészült képen ez egy többnyire közeli, elnyújtott echó formájában jelentkezik (lásd alsó ábrán) - ez az ún. second trip echo. A second trip echókat általában távoli, igen intenzív zivatarok produkálják, mivel ezektol képes még visszaérni értékelheto információ a hatótávolságon túli területekrol.

 

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

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

 

 

b) Sidelobe echók:

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

 

Sidelobe echó egy RHI radarmérés során (Forrás: link)

 

 

c) Flare echók: 

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

 

 

Flare echó egy ausztráliai radarmérés során (Forrás: link)

 

 

2.4 További egyéb mérési hibák

 

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

 

 

 

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

 

 

c) virga: Mint az közismert, a virga olyan hulló csapadékot jelent, amely nem éri el a talajt, hanem belepárolog a levegobe. Különösen altostratus illetve altocumulus felhozetnél fordulhat elo melegfrontoknál illetve meleg-nedves szállítószalagos helyzetekben, hogy középmagas szinteken csapadék hull a felhozetbol, ami az alacsonyabb légrétegek szárazabb szintjeire érve elpárolog. Azonban ha a virga helyzete éppen olyan, hogy a megfelelo magassági szögben méro radar nyalábjának útjába kerül, akkor a benne hulló csapadékelemek reflektivitást produkálnak. Ilyenkor a radarképeken esore vagy záporra utaló radarechókat láthatunk, mégsem történik csapadékhullás a felszínen, és a záporhoz társuló konvektív folyamatok sem állnak fenn. Éppen ezért a virgák által eloidézett reflektivitások az elorejelzok, veszélyjelzok, viharvadászok számára igen félrevezetok lehetnek. Ilyenkor a vizuális észlelés nélkülözhetetlen a valóságos helyzet megállapításához. Az oldalsó képre kattintva a radaranimáción virgák produkálta echókra láthatunk példát, melyek egy zivatarrendszer eloterében pattantak ki a Balatonra hozzávetolegesen meroleges tengely mentén. 

 

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

 

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

 

---

 

3. Radarmérések alkalmazása a mezometeorológiában

 

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

 

 

3.1 PPI mérések

 

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

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

 

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

 

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

 

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

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

 

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

 

További nehézséget jelentenek a már említett LP illetve bizonyos miniszupercellák esetén a kevésbé kifejezett vagy kis kiterjedésu csapadékrégiók (gyenge reflektivitás), ami szintén rontja a WER (hook echó) detektálás - és így a szupercella azonosításának - esélyeit. Sok esetben elofordulhat, hogy a multicellás zivatarok csapadékmezeje különféle (többnyire) véletlen okokból hook echóra jellemzo elrendezodést mutat egy rövid ideig, miközben szó sincs szupercellás viselkedésrol. Ennek a sokszor megtéveszto körülménynek a kiszurésében gyakran segíthet az, ha több egymást követo radarképet is megvizsgálunk, mivel a multicellás viselkedés miatt általában a radarechók folyamatosan, sokszor igen hirtelen változnak. Így ha a pl. a következo (vagy azt megelozo) képeken idorol-idore lényegesen más az echók elrendezodése, akkor annak esélye, hogy szupercellával van dolgunk, jelentosen csökken. Fontos ismételten hangsúlyozni az eddig említett megkülönbözteto jegyek tartósságát, ez az, ami sokszor segít dönteni a vitás helyzetekben. Figyelni kell azonban arra is, hogy pl. HP szupercellák esetében a csapadékmezo szerkezete miatt nehezen vagy egyáltalán nem figyelheto meg a kampós echó forma. Ilyenkor az objektum tartóssága, izoláltsága és deviáns mozgása utalhat a zivatar szupercellás jellegére. Ha a szupercellák vonalba rendezetten haladnak, akkor azokat speciális radarmérésekkel (radiális szél középszinteken, mezociklon azonosító algoritmus - lásd késobb 3.3) lehet felderíteni.

 

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

 

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

 

 

3.2 RHI mérések

 

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

a) felhoteto magassága: Ennek leginkább a zivatar kifejlettsége, hevessége szempontjából van jelentosége. 8-9 km feletti felhotetovel rendelkezo zivatarok (nyáron) már figyelmet érdemelnek az alapveto veszélyjelzoi teendok szempontjából. 11-12 km-es vagy e feletti tetovel bíró cellák pedig már jó eséllyel heves eseményeket is produkálhatnak. A hazai gyakorlatban a felhoteto magasságot a PPI volume scanbol számolják.

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

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

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

 

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

 

 

3.3 Radiális széltérképek

 

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

 

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

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

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

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

 

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