Projekt:FE Beobachtung 1/Wetterradar/Methoden und Typen

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Typen

Abb.1.1:Funktionsprinzip eines konventionellen Radars

Konventionelles Radar

Das konventionelle Radar beruht auf dem Prinzip des „Pulse Radar“. Das heißt, es werden elektromagnetische Wellen mit einer bestimmten Frequenz und horizontaler Orientierung von einer sich drehenden Parabolantenne ausgesendet. Dies geschieht in einer schnellen Abfolge kurzer Impulse. Ein parabolischer Reflektor in der Antenne bündelt die elektromagnetische Energie zu einem konischen Kegel. Dessen Querschnitt nimmt mit der Entfernung zur Antenne zu (Abb.1.1). Bei einem Strahlwinkel von 1° ergeben sich Radien von 0,9; 1,7 und 3 km bei einer Entfernung von 50; 100 und 200 km.

Die ausgesendeten elektromagnetischen Wellen werden an Hindernissen absorbiert, gestreut und reflektiert. In der Meteorologie sind als Hindernisse hauptsächlich Niederschlagsgebiete, also Wolken und in ihnen enthaltene Wassertröpfchen, von Bedeutung. Ein Teil der gestreuten Energie wird in Richtung Radar reflektiert (Echo). Dort wird diese über einen Empfänger wieder aufgefangen. Da die elektromagnetischen Wellen mit Lichtgeschwindigkeit [3*10⁸ms^-1] ausgesendet werden, kann über die Zeitdifferenz zwischen Senden und Empfangen die Entfernung des meteorologischen Hindernisses zum Radar bestimmt werden. Zwischen zwei ausgesendeten Impulsen wird die Antenne auf „Empfangen“ geschalten. Die reflektierte Signalstärke stellt dabei eine Funktion der Konzentration und Größe sowie der Wasserphase der Niederschlagspartikel dar. Somit kann eine Charakteristik des Niederschlaggebietes erstellt werden.

Die empfangene Leistung entspricht der, durch ein bestimmtes Volumen des Hindernisses reflektierten elektromagnetischen Wellen. Dieses Volumen wird auch als Pulsvolumen bezeichnet. Das Pulsvolumen wird durch die gesendete Pulslänge in den Raum und die Ausdehnung des Pulsstrahl in horizontaler (Phi_b) und vertikaler (Theta_b) Richtung beschrieben.

Ein einzelnes Echosignal eines meteorologischen Zieles hat nur eine geringe Aussagekraft. Dies beruht auf einer ständigen Bewegung und Vermischung der atmosphärischen Bestandteilen, welche die Phasenverschiebung in dem reflektiertem Signal beeinflusst. Um diesen Fehler zu entschärfen, müssen mindestens 25 bis 30 Impulse empfangen und ausgewertet werden, um ein eindeutiges Ergebnis zu erhalten. Die zurückgestreute Leistung ist abhänhgig von der Anzahl, Größe, Zusammensetzung, relativen Lage, Form und Orientierung der atmosphärischen Partikel. Die gesamte zurückgestreute Energie ist die Summe der zurückgestreuten Energie aller einzelnen Partikel. Dies kann mit der Radargleichung ausgedrückt werden, welche schon im Abschnitt 2/Theoretische Grundlagen erklärt wurde.

Die zu einem Radar zurück gesstreute Leistung liegt in einer Größenordnung von 10^-8 bis 10^-15 Watt und deckt einen Bereich von 70 dB ab. Um diesen Bereich komplett zu erfassen, wurden früher logaritmisch arbeitende Receiver genutzt. Heute werden hauptsächlich linear arbeitende Empfänger mit einem Erfassungsbereich (Dynamik) von 90 dB verwendet.

Wie im oben schon angedeutet, ist es notwendig, mehrere empfangene Impulse zusammenzufasssen und diese zu mitteln, um aussagekräftige Messwerte zu erhalten (sogenannte: Impulsintegration). Das wird gewöhnlich digital durchgeführt, wobei eine Empfänger-Transfer-Funktion (bsp. linear oder logarithmisch) angenommen wird. In der Praxis wird das empfangene Signal verstärkt und über mehrere Impulse gemittelt, über die Empfänger-Transfer-Funktion korrigiert und in einen Reflektivitätsfaktor Z umgerechnet. Diesser geht in die Radargleichung ein. Hierbei stellt der Reflektivitätsfaktor den wichtigsten Parameter für die Radaranwendung dar. Z ist abgeleitet aus der Rayleigh-Streuung und wird als die Summe der Teilchendurchmesser mit einem Exponent von 6 im Pulsvolumen definiert.

$Z=\sum _{i=1}^{n}\,D_{i}^{6}$

Z hat die Einheit [mm⁶mm^-3].

Doppler Radar

Das Doppler Radar gilt als das bekannteste Wetterradarsystem. Die Basis bildet der von Christian Doppler entdeckte Dopplereffekt. Mit den Messungen können die Bewegungen, als auch die Intensitäten von Niederschlagsgebieten bestimmt werden. Dabei ist zu beachten das eine Bewegung 3-dimensional ist. Das Radar kann allerdings nur feststellen, ob sich ein Objekte von dem Messpunkt weg- bzw. darauf zu bewegt. Mit der Messung wird ein so genanntes VCP (Volume Coverage Scan) oder auch Volumen Scan erstellt. Die Atmosphäre wird dabei durch eine 360° Rotation der Antenne mit steigendem Höhenwinkel abgetastet. Je nach Doppler Radar Typ ändern sich die Abstände der Höhenwinkel und die Umdrehung pro Zeiteinheit. Das in der USA verwendetet System (WSR-88D Doppler) des National Weather Service kann sich in einen „Schön-Wettermodus“ (Clear Air Mode) und einen Niederschlagsmodus (Precipitation Mode) umstellen. Durch die steigende Wichtigkeit in der Auflösung im Niederschlagsmodus wird bis zu einem Winkel von 19,5° (Clear Air Mode: 4,5°) gemessen. Die Höhenunterschiede werden dabei wesentlich schneller abgetastet als im „Schön-Wettermodus“. Auch die Updates erfolgen schneller. Bei dem Niederschlagsmodus erfolgen sie aller 6 Minuten und bei dem Clear Air Modus aller 10 Minuten.

Aus der Reflexion der Signale wird die Radialgeschwindigkeit der Partikel bestimmt. Die Radialgeschwindigkeit wiederum wird aus der Phasendifferenz zwischen den aufeinander folgenden Radar Impulsen ermittelt. Aus diesen Daten kann eine maximale Geschwindigkeit bestimmt werden, welche Nyquist- Geschwindigkeit genannt wird.

Treten höhere Geschwindigkeiten auf, werden sie in dem Intervall zwischen $[-v_{Nyquist},v_{Nyquist}]$ gefaltet (aliasing). Ausdrücken lässt dich die Formel wie folgt:

$v_{Nyquist}={\frac {PRF\cdot \lambda }{4}}$

mit PRF = Pulsfrequenz (Pulse Repetition Frequency)

λ = Wellenlänge

Die maximale erreichbare Entfernung lässt sich mit der folgenden Formel berechnen:

$r_{a}={\frac {c}{2PRF}}$

mit c = Lichtgeschwindigkeit

PRF = Pulsfrequenz (Pulse Repetition Frequency)

Im Hinblick auf die Anwendung der gemessenen Radialgeschwindigkeit ist ein möglichst großes $v_{Nyquist}$ wünschenswert, um Faltungseffekte in Grenzen zu halten. Löst man Gleichung 2 nach PRF auf und setzt diese in Gleichung 1 ein, dann ergibt sich eine Beziehung zwischen $v_{Nyquist}$ und $r_{a}$ in der Form:

$v_{Nyquist}\cdot r_{a}={\frac {c\cdot \lambda }{8}}$

Das Produkt aus $v_{Nyquist}$ und $r_{a}$ ist eine von der Wellenlänge abhängige Konstante, was bedeutet, dass ein großes $r_{a}$ (niedrige PRF) ein kleines $v_{Nyquist}$ und damit eine hohe Wahrscheinlichkeit für das Auftreten von Faltungen nach sich zieht (Doppler-Dilemma). Beim Design eines Dopplerradars muss daher immer ein Kompromiss zwischen möglichst weitem Messbereich und möglichst großem $v_{Nyquist}$ gefunden werden. Für ein typisches C-Band Wetter Radar zum Beispiel mit einer maximalen Distanz von 150km wird eine maximale Geschwindigkeit von 12 m/s ermittelt. Wenn die Geschwindigkeiten größer als die maximale Geschwindigkeit sind, werden diese in das Intervall zurück gefaltet. Die Formel dazu sieht so aus:

$v_{radial}=v_{gemessen}+2nv_{Nyquist}$

mit $v_{gemessen}$ = gemessene Radialgeschwindigkeit

$v_{radial}$ = richtige Radialgeschwindigkeit

n = nyquist Nummer

In der Regel lassen sich Geschwindigkeitsfaltungen in den Radarbildern identifizieren, in dem sich zwei benachbarte Geschwindigkeiten abrupt verändern.

Dual-Polarimetric-Radar

Abb.1.2: Prinzip des Dual-Polarisations-Radar

Im Gegensatz zum konventionellen Wetterradar, welches hauptsächlich elektromagnetische Wellen mit horizontaler Orientierung nutzt, werden beim Dual-Polarimetric-Radar polarisierte Radiowellen ausgesendet.

Radiowellen können als Serie schwingender elektromagnetischer Felder angesehen werden, welche in einem Winkel von 90° zueinander angeordnet sind. Hierbei bedeutet eine Polarisation, dass die Richtung der Vektoren dieser Felder mit der Zeit variiert. Das heißt, die elektromagnetischen Wellen werden in horizontaler und vertikaler Orientierung ausgesendet. Dabei gibt es unterschiedliche Möglichkeiten die Impulse miteinander zu kombinieren. Die meist verbreitete Methode ist die abwechselnde Sendung dieser in folgender Form: – horizontal – vertikal – horizontal – vertikal - … usw. (Abb. 1.2).

Um eine genaue und umfangreiche Bewertung der reflektierten elektro-magnetischen Strahlung durchführen zu können, ist es nötig die vier grundlegenden Eigenschaften solcher Wellen zu betrachten. Diese wären Amplitude, Phase, Frequenz und Polarisation. Dabei wird bei konventionellen Wetterradartypen lediglich die Amplitude über den Reflektivitätsfaktor Zh ausgewertet.

Das ist zwar der wichtigste Parameter bei der Bestimmung von Niederschlag beim Wetterradar, jedoch bei einer alleinigen Nutzung mit Fehlern behaftet. Diese können mittels der Polarisation der elektro-magnetischen Wellen reduziert werden. Es werden also durch Dual-Polarimetric-Radare vertikal und horizontal polarisierte elektromagnetische Wellen ausgesendet und zurück gestreute polarisierte Signale („backscattered signals“) empfangen. Die Eigenschaften der zurückgestreuten Signale sind: Differentielle Reflektivität: Auf Grund der Falldynamik weisen flüssige Hydrometeore selten eine Kugelform auf, sondern sind hauptsächlich Ellipsoide mit einer längeren horizontal ausgerichteten Halbachse. Somit ist das zurück gesendete Signal der horizontalen elektromagnetischen Welle größer als das der vertikal polarisierten. Dies wird mathematisch über folgende Formel beschrieben:

$Z_{dr}=10log\left({\frac {Z_{h}}{Z_{v}}}\right)$

mit $Z_{dr}$ = Mittlere Größe der Hydrometeore

$Z_{h}$ = horizontale Reflektivität

$Z_{v}$ = vertikale Reflektivität

Es zeigt sich, dass Regentropfendurchmesser in Beziehung zur differentiellen Reflektivität steht. Dabei werden durch große Regentropfen hohe Werte von Z_dr erreicht und durch die Fallbewegung von Eispartikeln eher sehr kleine Z_dr-Werte ermittelt. Spezifische differentielle Phase: Die elektromagnetische Phase verschiebt sich beim Durchgang durch ein Niederschlagsgebiet. Dabei dulden die horizontal polarisierten Wellen eine größere Phasenverschiebung als die vertikal polarisierten. Dieses Verhalten basiert auf der Geometrie der fallenden Regentropfen, welche eher horizontal orientiert ist. Die differentielle Phase $\Phi _{d}p$ beschreibt hierbei den Unterschied der empfangenen, von Regentropfen zurück gesendeten horizontalen und vertikalen polarisierten elektromagnetischen Impulse. Die spezifische differentielle Phase $K_{dp}$ stellt die Änderungsrate im Bereich von $\Phi _{dp}$ dar und berechnet sich nach folgender Formel.

$K_{dp}={\frac {d\Phi _{dp}}{2d_{r}}}$

Ausgaben/Ergebnisse/Bilder und Interpretation der Messungen

Konventionelles Radar und Doppler Radar

Abb.2.2.1:Basis Reflexionsbild

Allgemein werden drei verschiedene Formen von Bildern unterschieden werden. Die Wetterdienste liefern Reflexionsbilder, Geschwindigkeitsbilder (nur bei Doppler Radar) und Niederschlagsbilder. Die Reflexionsbilder werden wiederum in Basisbilder und zusammengesetzte Bilder eingeteilt.

Reflexionsbilder

Reflexionsstärke mit Regenrate

dBZ	Regenrate [inch/h]
65	16+
60	8
55	4
52	2,5
47	1,25
41	0,5
36	0,25
30	0,1
20	< 0,1

Basisbilder: Diese Bilder entstehen bei dem niedrigsten Aufnahmewinkel und sind die ersten Bilder, die ein VCP liefert. Der Winkel beträgt in der Regel ½°. Sie dienen lediglich zur schnellen Inaugenscheinnahme, was im Erfassungskreis des Radars passiert. Dabei kann zwischen zwei Einstellungen gewechselt werden. Die erste Variante nimmt Bilder bei einem Abstand von ca.250km auf und die zweite Variante gibt die Situation bei ca.460km an, je nachdem wie hoch und wie weit das Objekt entfernt ist. Das Bild 2.2.1 stellt ein Beispiel für ein Basis-Reflexionsbild dar.

Die Farben quantifizieren die Stärke des Reflexionsvermögens, welche in der Einheit Dezibel ausgedrückt wird. Jede Dezibelstärke steht für eine gewisse Regenintensität. Allerdings hängt die wirkliche Regenintensität an einer bestimmten Lokalität von weiteren Faktoren, wie Windgeschwindigkeit etc. ab. Die Umrechnungen dazu befinden sich in der nebenstehenden Tabelle. Weitere Informationen zur Problematik der Niederschlagsableitung aus Radardaten lassen sich im Kapitel 4 (Niederschlagsmessungen/-bestimmung) nachlesen. Es kann dabei aber zu Problemen kommen. So reflektiert Hagel besser als Regentropfen, was zu größeren Dezibelzahlen führt und somit zur Überschätzung des Regenereignisses. In Kapitel 3 werden diese Probleme näher beschrieben.

zusammengesetzte Bilder:

Abb.2.2.2: zusammengesetztes Reflexionsbild

Abb.2.2.3: Windrichtung bei einer Radarmessung

Im Gegensatz zu den Basisbildern wird hier ein Bild aus allen möglichen Höhenwinkeln erstellt. Dabei werden die Echos aller Höhen mit maximaler Reflexion verwendet. Ein weiterer Vorteil ist, dass durch den höheren Winkel über Berge gescannt werden kann. Die Basisbilder haben meistens einen nur sehr geringen Höhenwinkel, wodurch der Radarkegel auf Berge treffen kann. Des Weiteren können die zusammengesetzten Reflexionsbilder die Struktur und den Trend der Intensität eines Sturms feststellen, da diese durch einen starken Aufwind geprägt sind. Es hilft sozusagen die 3-dimensionale Sicht eines Objektes zu bestimmten. Ein Beispiel für ein solches Bild ist in Abb.2.2.2 veranschaulicht.

Geschwindigkeitsbilder (nur bei Doppler Radar):
Einer der größten Vorteile des Doppler Radars ist die Erkennung der Bewegung von Regenereignissen, Zyklonen, Hurrikans etc. Dabei wird wie unter Punkt 1 bereits beschrieben, die Radialgeschwindigkeit von Partikeln gemessen. Außerdem kann zusätzlich die Geschwindigkeit aufgenommen werden, welche sich orthogonal zum Radarkegel verhält. Es muss bei der Messung bedacht werden, dass nicht die wahre Windbewegung gemessen wird. Der Radar kann nur aufnehmen, ob sich der Wind in Richtung Radar, oder von dem Radar weg bewegt.

Die Abbildung 2.2.3 soll diese Problematik nochmals grafisch verdeutlichen. Die blauen Punkte im Westen und Osten zeigen, dass an diesen Stellen eine Windgeschwindigkeit von 0 gemessen wird. Das liegt daran, dass der Wind hier senkrecht zu dem „Radar Beam“ weht und folglich die Radialgeschwindigkeit 0 ist.

Des Weiteren kommt ein weiterer Effekt dazu. Im Süden und Norden steht der Wind parallel zum Radarkegel. Dadurch werden an diesen Stellen höhere Radialgeschwindigkeiten gemessen. Die Windgeschwindigkeiten werden als Vektoren angegeben. Das Bild, welches die Wetterdienste liefern besitzen zwei Farben, in den meisten Fällen rot und grün. Grün steht für Wind, der sich auf das Radar zu bewegt und rot steht für Wind, der sich dem Radar entfernt. Bei den Messungen muss die Problematik, die im Punkt 3 beschrieben wurde, bedacht werden. Der Radarkegel nimmt mit größerer Entfernung Windgeschwindigkeiten in größeren Höhen auf.

Niederschlagsbilder Die Niederschlagsradarbilder geben eine qualitative Aussage über den Niederschlag wieder. Bei dem National Weather Service wird noch in stündliche Niederschlagsbilder und Storm Total Niederschlagsbilder unterschieden. Die stündlichen Bilder werden mit einer maximalen Entfernung vom Radar von 230km gewonnen. Bei größeren Entfernungen sollte ein weiteres Radar zu Hilfe genommen werden. Diese Bilder dienen zur Abschätzung von Regenintensitäten für sogenannte Flash Floods Die Storm Total Niederschlagsbilder dienen ebenfalls zur Abschätzung der Regenintensität und werden kontinuierlich nach jeder stündlichen Pause erneuert. Sie werden verwendet, um Flut bedrohte ländliche und städtische Gebieten zu lokalisieren, den totalen Abfluss abzuschätzen und den gesamten Niederschlag für das Ereignis zu ermitteln. Auch hier wird mit einer Entfernung von 230km gemessen.

Dual-Polarimetric-Radar

Wie im vorhergehendem Abschnitt schon erläutert, misst das Dual-Polarimetric-Radar die Stärke von reflektierten horizontal und vertikal orientierten elektro-magnetischen Wellen. Durch einen Vergleich verschiedener Parameter diese Wellen können Informationen über die Größe der Hydrometeore, deren Form, den Zustand (fest/flüssig) und deren Dichte ermittelt werden. Im folgenden sollen diese Parameter vorgestellt werden.

Unterschiedliche Reflektivität:

Die unterschiedliche Reflektivität beschreibt das Verhältnis der reflektierten horizontalen und vertikalen Wellenstärke zueinander. Somit kann eine Aussage über die Tropfenform gemacht werden, von der schließlich auf die Tropfengröße geschlossen werden kann.

Korrelationskoeffizient:

Über die Korrelation der reflektierten horizontalen und vertikalen Impulse kann der Niederschlagstyp bestimmt werden.

Lineares Depolarisationsverhältnis:

Über das lineare Depolarisationsverhältnis zwischen der empfangenen Signalstärke der vertikalen Wellen und der Signalstärke der ausgesendeten horizontalen elektro-magnetischen Wellen kann ebenfalls der Niederschlagstyp ermittelt werden.

Spezifische differentielle Phase:

Hierbei wird die empfangene horizontale mit der empfangenen vertikalen Phase verglichen. Die Differenzen sind durch die Anzahl der Wellenlängen hervorgerufen, die wiederum abhängig vom Ausbreitungsweg ist. Über den Ausbreitungseffekt kann somit die Regenrate berechnet werden.

Es ergeben sich durch die Nutzung des Dual-Polarimetric-Radar im Vergleich zum Doppler-Radar, welches nur die Wolkenbewegung erfasst, folgende Nutzungsmöglichkeiten:

• Verbesserte Bestimmung von Niederschlagsraten;
• Unterscheidung von Hagel und Schnee, sowie Bestimmung der Hagelgröße;
• Bestimmung des Niederschlagtyps in Winterstürmen;
• Bestimmung und Bewertung von Gewitterstürmen;
• Bestimmung der Flugverhältnisse für Luftverkehr.

Fehlerquellen bei der Bestimmung von Niederschlägen

Da bei der Bestimmung von Niederschlägen aus Wetterradardaten sehr große Fehler auftreten können, ist die Kalibrierung des Radars unablässlich. Vier häufig auftretende Fehlerquellen werden dabei im folgenden näher erläutert:

Fehler verursacht durch das Radarsystem

Abb.3.1: Beam Spreading Effekt bei der Doppler-Radar-Messung

Abb.3.2: Refraction Effekt bei der Doppler-Radar-Messung

Abb.3.3: Subrefraction Effekt bei der Doppler-Radar-Messung

Abb.3.4:Superrefraction Effekt bei der Doppler-Radar-Messung

Abb.3.4:Superrefraction Effekt bei der Doppler-Radar-Messung

Weitung des Radarkegels (Beam Spreading)

Bei der Doppler Radar Messung breiten sich die Mikrowellen wie ein Kegel aus. Der Kegel lässt sich am besten beschreiben, wie der einer Taschenlampe. Im Mittelpunkt ist das Licht am hellsten und nimmt an Intensität nach außen ab. Gleiches gilt bei der Messung mit dem Radar. Hier wird die Weite des Kegels als Distanz zwischen den zwei Punkten bestimmt, an denen die Energie 50% von der Energie im Innern des Kegels besitzt. Außerhalb der beiden Punkte nimmt die Energie extrem ab. Somit ist verständlich, dass die Weite des Kegels von der Distanz zum Radar abhängt. Die Faustformel dafür lautet, dass die Weite um 300m je 16km zunimmt. Dieses Phänomen hat einen Effekt auf das Reflexionsvermögen der Radarwellen. Deswegen werden Gewitter mit gleicher Intensität aber unterschiedlicher Distanz zum Radar anders eingeschätzt. Die Abbildung 3.1 zeigt, dass das Gewitter 1 fast den kompletten Radarkegel ausfüllt und somit mehr Energie reflektieren kann. Das Gewitter 2 befinden sich aufgrund der Weitung lediglich in der Mitte des Kegels und kann somit weniger Energie reflektieren. (siehe Abb.3.1)

Eine weitere Fehlerquelle bei der Radarmessung ist die Variabilität der Dichteder Atmosphäre. Die Dichte wird unter anderem durch die Temperatur, die Luftfeuchte und den Druck bestimmt. Somit kommt es zu Unterschieden, sowohl vertikal zur Erdoberfläche als auch horizontal. Dies beeinflusst die Geschwindigkeit und die Richtung der Radarmessung. Bei Zunahme der Dichte wird die Ausbreitung der Wellen verlangsamt und bei Abnahme der Dichte nimmt die Geschwindigkeit der Wellen zu. Da bekanntlich mit zunehmender Höhe in der Atmosphäre die Dichte abnimmt, nimmt folglich die Geschwindigkeit der Ausbreitung der Wellen zu. Durch dieses Phänomen kommt es zur Krümmung der Radarkeule. Unter normalen Bedingungen der Atmosphäre ist der Kegel ein wenig leichter als die Erdkrümmung gebogen. Dieser Zustand wird Refraction genannt. (Abb.3.2)

Wenn die Dichte mit der Höhe schneller als normal abnimmt, ist die Biegung der Refraction gegenüber weniger stark gewölbt. Dieser Zustand wird Subrefraction genannt. Der Kegel des Radars verläuft über das Objekt und kann es damit nur teilweise oder gar nicht detektieren. Die Abbildung 3.3 zeigt dieses Problem nochmals grafisch.

Eine Superrefraction entsteht, wenn die Dichte mit der Höhe langsamer als im normalen Zustand abnimmt. Die Folge ist eine Überschätzung des Gewitters, da der Kegel auf die Ader des Gewitters trifft. In Abbildung 3.4 lässt sich diese Situation nochmals in Augenschein nehmen.

Ein weiterer Fall ist das so genannte Ducting. Die Ursache ist die Gleiche wie bei der Superrefraction, nur noch stärker ausgeprägt (Abbildung 3.5). Dadurch ist die Krümmung des Kegels noch stärker als die Krümmung der Erdoberfläche. Die Signale treffen dadurch nicht auf die gewünschten Objekte und es kommt zu falschen Echos.

Um die aufgeführten Probleme zu lösen, müsste eine Auflösung der Zusammensetzung (Druck, Temperatur, Feuchte etc.) der Atmosphäre für jede Minute vorliegen. Der Aufwand wäre aber zu hoch und die Messungen können nicht umgesetzt werden. Aus diesem Grund werden mehrere Radare eingesetzt, um Regenfelder und Gewitter aus verschiedenen Richtungen analysieren zu können.

Fehler durch Dämpfungseffekte

Dämpfungseffekte haben zwei negative Effekte auf Radarsignale. Einerseits erschweren die Dämpfungseffekte die quantitative Messung der vom Niederschlag zurück gestrahlten Energie umso stärker, je weiter der Niederschlag entfernt ist. Andererseits kann das Signal von einer Niederschlagszelle hinter dem Gebiet mit starker Signalabsorption vollständig verdeckt werden, falls die Dämpfung ausreichend groß ist. Da die Absorption in hohem Maße vom Flüssigwassergehalt abhängt, kann die Messung der Dämpfung entlang einer ausgewählten Ausbreitungsrichtung aber auch wichtige Informationen hinsichtlich bestimmter meteorologischer Phänomene geben.

Dämpfung (oder Abschwächung) in Wolken

Betrachtet man Wolkentröpfchen mit Durchmessern von weniger als 0,02 cm und Wellenlängen der einfallenden Strahlung von mehr als 5 cm, so ist die Dämpfung unabhängig von der Tröpfchenverteilung und wird in Abhängigkeit von Flüssigwassergehalt beschrieben:

$K=K_{1}\cdot M$

mit K = Dämpfung [dB/km])

$K_{1}$ = Dämpfungskoeffizient [dB/(km*g*m³)]

$K_{1}=0,4343{\frac {6\pi }{\lambda }}Im(-{\frac {m^{2}-1}{m^{2}+2}})$

mit IM = imaginärer Teil

m = komplexer Brechungsindex

Die Dämpfung nimmt mit zunehmender Wellenlänge ab, wobei sich die Werte um eine Größenordnung ändern. Außerdem nimmt die Dämpfung in Wasserwolken mit abnehmender Temperatur zu. In Eiswolken ist die Dämpfung um etwa zwei Größenordnungen kleiner als in Wasserwolken mit dem gleichen Wassergehalt (s. Tabelle 3.1) Für praktische Anwendungen kann die Dämpfung in Eiswolken vernachlässigt werden.

Tabelle 3.1 : Einweg-Dämpfungskoeffizient K1 in Wolken [dB/(km*g*m³)

Dämpfung durch Regen

Die Dämpfung durch Regen hängt vor allem von der Mikrowellen-Frequenz des Radars ab. Unterhalb vom 10 cm-Band sind die Effekte vernachlässigbar, darüber hinaus haben sie einen starken Einfluss. Bei praktischen Anwendungen wird die Dämpfung durch Regen häufig über eine Zusammenhang mit der Regenrate ausgedrückt, welche sowohl vom Flüssigwassergehalt M und der Fallgeschwindigkeit der Tropfen abhängt:

$K_{R}=\int _{0}^{r_{0}}[R(r)]^{\alpha }dr$

mit K_{R}</math> = gesamte Dämpfung, Dämpfung[dB]

K = Funktion der Frequenz

R(r) = Regenrate entlang des Pfades r

$r_{0}$ = Länge des Ausbreitungspfades [km]

$\alpha$ = Funktion der Frequenz, wobei α=1 eine gute Näherung ist

Die größte Unsicherheit bei der Abschätzung der Dämpfung durch Niederschlag ist mit den Unsicherheiten bei der Bestimmung der Tröpfchengrößenverteilung für unterschiedliche Fallraten und Wetterbedingungen verbunden. Für einen Regen mit bekannter Fallrate lasst sich höchstens eine Wahrscheinlichkeitsaussage über die Tröpfchengrößenverteilung treffen, die tatsächliche Verteilung kann von Ereignis zu Ereignis variieren (s. Tabelle ). Werte für die Dämpfung durch Regen bei verschiedenen Regenraten und Wellenlängen zwischen 3 und 10 cm sind bei Burrows und Attwood (1949) gegeben. Es ist anzumerken, dass der Querschnitt der Gesamtdämpfung von der Lufttemperatur abhängt, so dass oben erwähnte Werte (die für eine definierte Lufttemperatur gültig sind) über spezielle Korrekturfaktoren auf die jeweilige Temperatur umgerechnet werden müssen. Darüber hinaus ist die Art des Regens von Bedeutung. Die vertikale Änderung der Regenrate bei großräumigen, gleichförmigen Regenfällen lässt sich folgendermaßen beschreiben:

$R=R_{0}exp^{-dh^{2}}$

mit $R_{0}$ = Regenrate an der Oberfläche

h = Höhe über der EOF

d = Konstante (ca. 0,2)

Für konvektive Niederschläge hat Dennis eine Regressionsbeziehung zwischen Reflektivität und dem Radius der Konvektionszelle aufgestellt:

$Z=c_{1}(r_{0}-r)^{c_{2}}$,

wobei $c_{1}$ und $c_{2}$ positive Regressionskonstanten sind und r den Abstand von der Zelle mit dem Radius $r_{0}$ beschreibt. Gunn und East geben folgende Formel zur Berechnung des Dämpfungsfaktors

$K_{d}=0.0074\cdot R^{1.31}$ [dB/km]

mit K_d</math> = Dämpfungskoeffizient

R = .Regenrate [mm/h]

Dämpfung durch Hagel

Frühe Studien besagen, dass die Dämpfung durch Hagel und Schnee im Vergleich zu der durch Regen relativ klein sind (ca. 1%). Diese Studien basierten jedoch auf der Annahme eines komplett gefrorenen Teilchens. Kerker et al. fanden für angetaute Teilchen, bei denen 10 bis 20 % der Masse flüssig waren, eine Dämpfung die doppelt so hoch wie die eines komplett aufgetauten Teilchens ist. Die Dämpfung eines schmelzenden Teilchens kann also größer als die eines Eispartikels oder die von Wassertröpfchen sein. Außerdem kann das Auftauen die Reflektivität des Teilchens senken, indem es zur Kugelform übergeht oder die Teilchen in kleinere Teilchen aufbricht. So geht das bei Radarobservationen in der Nähe von 0°C beobachtete Breitband auf die erhöhte Rückstreuung durch schmelzende Eispartikel zurück.

Dämpfung durch Nebel

In Nebel wird die Sichtweite erheblich reduziert. Die Sichtweite hängt im Nebel sowohl von der Tröpfchengröße als auch der Tröpfchenanzahl ab, wobei sie in der Praxis häufig über den Flüssigwassergehalt approximiert wird und somit zur Abschätzung der Radiowellendäpfung verwendet werden kann. Saxton und Hopkins geben Werte für Dämpfung in Nebel und Wolken bei 0°C (s. Tabelle 3.2) . Wie bereits oben erwähnt ist die Dämpfung temperaturabhängig, da die Dielektrizitätskonstante des Wassers von der Temperatur abhängt. Die Dämpfung nimmt mit zunehmender Wellenlänge ab und verringert sich von 1,25 zu 3,2cm und von 3,2 zu 10cm jeweils um etwa eine Größenordnung.

Tabelle 3.2 Dämpfung durch Nebel und Wolken bei 0°C, verändert nach

Bodenechoes

Bodenechoes können fälschlicherweise als Regenechoes interpretiert werden. Sie spielen vor allem bei luftgestützten Radarsystemen bei Start und Landung sowie bei der Erkennung von Scherwinden geringer Intensität eine wesentliche Rolle. Bodenechoes können nicht verhindert werden, aber die Effekte können durch den Einsatz von Antennen mit kleinen Radarkeulen reduziert werden. Eine andere Möglichkeit ist die Verwendung kleinerer Wellenlängen, die in einem besseren Verhältnis von Signal und Echo resultieren. Das ist dem Umstand geschuldet, dass das zurückgestreute Wettersignal umgekehrt proportional zu $\lambda ^{4}$ ist, während das Bodenecho nur schwach von der Wellenlänge abhängt.

Fehlerquellen bei der Verwendung des Dual-Polarimetric-Radar

Neben den vorhergehend beschriebenen Fehlern, ergeben sich für das Dual-Polarimetric-Radar noch folgende Fehlerquellen.

Fehler hervorgerufen durch Hydrometeorgröße:

Z_dr und K_dr sind Funktionen der Hydrometeorgröße. Diese ist aber während eines Niederschlagsereignisses nicht konstant.Da Regentropfen rotieren und oszillieren weisen sie ständig einen Unterschied zur ursprünglich "ermittelten" Form auf. Das heißt, durch die Änderung der Querschnittsform ändert sich auch das Rückstreuverhalten der Hydrometeore.

Fehler hervorgerufen durch Mie-Streuung und Rückstreuung:

Durch die Mie-Streuung ergeben sich signifikante Änderungen in Z_dr bei einem Tropfenradius größer 6 mm. Bei Schichten im Schmelzzustand, Graupel und Hagel kann K_dr einen sehr hohen negativen oder positiven Wert annehmen. Das führt dazu, dass es eine Verschiebung von K_dr gibt. Diese wiederum ruft durch die veränderte Rückstreuung relativ hohe Fehlwerte bei der Interpretation der Niederschlagsintensität hervor.

weitere Fehlerquellen

Abb.3.5: Brechung des Radarstrahles durch Ausprägung von Luftmassen mit unterschiedlichen Eigenschaften

Neben den aufgeführten Fehler können zusätzliche Fehler entstehen. So werden die Wellen zusätzlich durch nicht erwünschte Objekte, wie Vögel, Staubpartikel o.ä. reflektiert. Die verfälschten Ergebnisse gilt es bei der Auswertung zu berücksichtigen.

• Das Radar nimmt lediglich Hydrometeore in der Atmosphäre und nicht an der Erdoberfläche auf. Aufgrund von Verdunstungs- und Schmelzprozessen kommt es zur Reduzierung des Niederschlages am Boden. Dadurch wird die Intensität schnell überschätzt
• Eine Unterschätzung des Niederschlages ruft Nieselregen hervor. Durch die Größe der Tropfen hat Nieselregen keine so große Reflexionswirkung. Allerdings ist die Intensität hier besonders hoch.
• In der Atmosphäre kommt es häufig zur Ausprägung von Luftmassen mit unterschiedlichen Eigenschaften. An dem Übergangsbereich kann der Radarstrahl gebrochen werden und nimmt eine andere Richtung ein. Dieses Phänomen ist in der Grafik (Abb.3.5) dargestellt. Durch diese Biegung trifft der Radarstrahl nicht auf das gewünschte Objekt und die Herkunft des gemessenen Echos ist häufig nicht nachvollziehbar.