4.4. Радіолокаційне дослідження шарувато-дощових хмар.

Шарувато-дощові хмари звичайно характеризуються опадами, що випадають над великими площами, поперечні розміри яких досягають декількох сотень, а іноді і тисяч кілометрів. Незважаючи на те, що опади мають малу просторову мінливість інтенсивності, усе-таки на ІКО вони нерідко характеризуються осередковою структурою, коли на тлі слабких опадів, випадаючих над великими площами, спостерігаються окремі райони з опадами більшої інтенсивності (рис.4.9). Зазначена неоднорідність опадів більш чітко виражена при випаданні дощу, ніж при випаданні снігу.

Відомо, що шарувато-дощові хмари за своїм агрегатним станом є змішаними хмарами, у яких присутні частинки води у твердому і рідкому станах. У тих випадках, коли ізотерма 0°С розташовується на деякій висоті над поверхнею Землі, з погляду аналізу вертикального розподілу відбиваності в зазначених хмарах доцільно розглянути наступні три зони. Перша, переохолоджена, зона розташовується над нульовою ізотермою. Відбиваність цієї зони обумовлена головним чином сніжинками, що випадають. Нижче нульової ізотерми знаходиться шар танення товщиною в кілька сотень метрів, у якому відбувається танення сніжинок, що випадають з першої зони. Тут відбиті сигнали викликаються цими сніжинками. Нарешті, нижче шару танення розташовується зона водяних крапель. Відбиття від цієї зони викликаються головним чином дощовими краплями.

Найбільшою відбиваністю характеризується шар танення. Внаслідок цього він найкраще виявляється на індикаторах РЛС і називається яскравою смугою чи яркою лінією. Яскрава смуга на різних типах індикаторів і при різних методах радіолокаційного зондування виглядає по-різному. При одержанні вертикальних розрізів слабких дощів на ІДВ за допомогою РЛС, які характеризуються невеликим потенціалом, яскрава смуга виглядає так, як показано на рис.4.20.

У тому випадку, коли антена обертається навколо вертикальної осі під певним кутом місця, яскрава смуга на ІКО має вигляд концентричного білого кільця. Очевидно, радіус кільця залежить від кута місця антени і висоти яскравої смуги. Для визначення дійсної висоти і ширини яскравої смуги необхідно радіус кільця помножити на синус кута місця. На індикаторі типу А та ІКО яскраву смугу найкраще виявляти при великих кутах місця, звичайно .

Походження яскравої смуги можна пояснити так. Сухі сніжинки, що випадають над нульовою ізотермою, мають відносно малу ефективну площу розсіювання і забезпечують слабкі відбиті сигнали, які можуть узагалі не фіксуватися РЛС із невеликими потенціалами. Падаючи вниз і досягаючи висоти нульової ізотерми, сніжинки починають танути і покриватися плівкою рідкої води. Внаслідок того, що діелектрична проникність води більша, ніж льоду, відбитий сигнал від сніжинок, що тануть, буде також більше. Збільшенню сигналу буде сприяти і те, що при негативних температурах, близьких до нуля, сніжинки можуть легко зчіплюватися одна з одною і утворювати більш великі сніжинки, ніж ті, котрі знаходяться вище - у переохолодженій зоні.

Рис.4.20 Радіолуна шару танення (яскрава смуга) на ІДВ

В міру подальшого падіння сніжинок після перетинання рівня нульової ізотерми їхнє танення стає усе більш інтенсивним і на висоті, розташованій звичайно нижче цієї ізотерми на 300-500 м, вони перетворюються на дощові краплі. Розмір цих крапель і їхня концентрація в результаті більшої швидкості падіння менше, ніж сніжинок, що випадають. Остання обставина пояснюється тим, що при одній і тій же інтенсивності опадів на всіх рівнях концентрація дощових крапель у просторі нижче шару танення буде зменшуватися в порівнянні з концентрацією сніжинок на стільки, на скільки їхня швидкість падіння більше швидкості падіння сніжинок. Завдяки цьому відбитий від дощових крапель сигнал також буде менший.

Наближена теорія яскравої смуги, згідно з Райдом, Мейсоном та ін., дозволяє дати кількісну оцінку зміни луно-сигналів по вертикалі в шарувато-дощових хмарах з урахуванням різних факторів.

Нехай у хмарі є постійною вертикальна швидкість повітряного потоку . На даній висоті всі частинки характеризуються однаковою масою. Кожна сніжинка на висоті нижньої межі зони танення складається з певної кількості спочатку сухих сніжинок . При цих припущеннях можна записати наступні рівності:

і ,

де , і - відповідно відносна швидкість, маса і кількість водяних крапель, ті ж самі характеристики для сніжинок позначені індексом “с”. Тоді відношення потужності прийнятих сигналів від льодяних частинок (сніжинок) і утворених з них водяних крапель дорівнює

. (4.4)

Оскільки для льоду множник, що характеризує діелектричну проникність частинок, а для води в сантиметровому діапазоні - близько 0,9, співвідношення (4.4) перепишеться в наступному вигляді:

, (4.5)

де - множник, що враховує форму льодяних частинок і виражає площу розсіюючої сніжинки щодо такої ж площі розсіювання сфери рівного об’єму.

Відношення потужності сигналу, відбитого від шару танення , до потужності сигналів від області снігопаду над ним і дощу під ним відповідно рівні:

, (4.6)

, (4.7)

де - коефіцієнт форми для сніжинок, що тануть,

- швидкість їхнього падіння.

Для лапатого снігу, що складається з дендритних кристалів, при інтенсивності опадів від 0,5 до 3 мм/год = 70 см/с, = 3, = 425 см/с, = 3, = 180 см/с, і при відсутності висхідних потоків ( ) одержуємо , .

На рис.4.21 наочно ілюструється вплив різних факторів на вертикальну зміну відбивальних властивостей випадаючих частинок у шарувато-дощових хмарах.

Слід відмітити, що зазначені теоретичні дані взагалі непогано підтверджуються результатами радіолокаційних вимірів, виконаних різними авторами (табл.4.5).

Таким чином, потужність луно-сигналів від шару танення в середньому в 16 разів більше, ніж від зони снігопаду, і в 7 разів більше, ніж від зони дощу.

Аналіз вертикального розподілу луно-сигналів у зоні дощу і снігопаду приводить до такого висновку.

У зоні дощу середнє значення потужності луно-сигналів мало змінюється з висотою. Виходячи з теоретичних розумінь про коагуляцію падаючих дощових крапель із завислими крапельками хмари, можна очікувати невеликого збільшення потужності луно-сигналів зі зменшенням висоти. Для помірних дощів з інтенсивністю порядку 3 мм/год збільшення розмірів дощових крапель за рахунок коагуляції при випаданні крізь хмару з водністю 0,2 г/м³ повинно привести до збільшення потужності луно-сигналу усього в два рази. На практиці таке збільшення важко інтерпретувати однозначно, тому що воно може відповідати точності вимірів луно-сигналів або бути викликане флуктуаціями діелектричної проникності повітря.

0,2 0,3 0,4 0,5 1 2 3 4 5 10 20

Зона сухого снігопаду

0

120 Зона танення

240 в б а г

360

Зона дощу

Н, м

Рис.4.21 Вертикальна зміна відбивальних властивостей випадаючих опадів в шарувато-дощових хмарах: а – вплив коагуляції, б – вплив танення, в – вплив швидкості падіння, г – вплив швидкості падіння на радіолокаційну відбиваність.

Таблиця 4.5 Відношення потужності луно-сигналів від шару танення

до потужності луно-сигналів від зони снігу і дощу

Автор
Броун Мейсон Середнє Степаненко	5 - 15 3 - 34 16 8,2	4 - 8 4 - 14 7 11,2	0,2 - 1,0 0,2 - 1,6 0,8 1,4

При випаданні помірних опадів, які переважно зв'язані з теплими атмосферними фронтами, на ІДВ при скануванні антени у вертикальній площині або при одержанні висотно-часових розрізів нерідко вище нульової ізотерми спостерігаються так називані верхні радіолокаційні смуги (рис.4.22).

Рис.4.22 Верхні радіолокаційні смуги на ІДВ при виявленні

помірних опадів

Ці смуги можуть бути горизонтальними чи похилими до яскравої лінії. Іноді радіолуна переохолодженої частини шарувато-дощових хмар виглядає так, як без певної форми утворення.

Аналіз радіолуни цього типу показує, що у вершинах похилих смуг є чітко виражені осередки з підвищеною відбиваністю. Вважають, що зазначені осередки являють собою області виникнення і розвитку снігових кристалів. Такі осередки називаються осередками генерації. Утворенню і розвитку кристалів сприяє конвекція, викликана прихованою теплотою, яка виділяється водяною парою при її сублімації на кристалах. Звичайно осередки розташовуються на одному рівні на кілька сотень метрів вище фронтальної поверхні. Існують вони кілька годин і мають поперечний розмір близько 1,5 - 2 км. У деяких випадках осередки мають вигляд смужок.

Рух осередків відбувається за напрямком і зі швидкістю вітру на їхньому рівні.

Великі кристали, утворені в осередку, випадають. При проходженні цих кристалів усередині хмари вони ростуть як за рахунок коагуляції між собою, так і внаслідок безперервного осідання переохолоджених крапельок на їх поверхні. Факт обзернення переохолодженими краплями хмари випадаючих сніжинок добре відомий. У даному випадку при особливо сприятливих умовах він може привести до помітного зростання площі розсіювання сніжинок і, отже, до збільшення потужності луно-сигналів.

Вивчаючи нахил верхніх смуг, можна одержати зведення про вертикальні швидкості падіння сніжинок, які у свою чергу зв'язані з їх розміром.

Допустимо, що осередок генерації сніжинок утворився в точці хмари на деякому рівні. Як показали І.П. Мазін і В.Д. Скосирьова, вона практично рухається з горизонтальною швидкістю, що збігається зі швидкістю і напрямком вітру на цьому рівні. Візьмемо цю рухому точку, яка переміщається відносно землі, за початок координат. Вісь направимо вертикально вниз, а вісь - по горизонталі паралельно вітру. Радіопромінь антени нерухомий і спрямований у зеніт.

Нахил смуг сніжинок визначається вертикальним розподілом вітру і швидкістю їхнього падіння.

У тих випадках, коли напрямок вітру постійний, а швидкість вітру рівномірно збільшується з висотою, тобто

,

де - вертикальний градієнт швидкості вітру,

- швидкість вітру на початку координат.

Рівняння смуги падіння сніжинок у зазначеній рухомій системі координат може бути записане в наступному вигляді:

, , (4.8)

де - вертикальна швидкість падіння сніжинок.

Розв’язуючи систему рівнянь (4.8), одержуємо, що траєкторія падіння сніжинок має вигляд параболи

. (4.9)

Для більш загального випадку зміни швидкості вітру і сніжинок з висотою можна записати

(4.10)

і

. (4.11)

Звідси одержуємо, враховуючи, що осередок генерації переміщається зі швидкістю , таке співвідношення:

, (4.12)

де - проекція швидкості на будь-якій висоті на напрямок .

Аналіз рівняння (4.12) показує, що кут нахилу смуги падіння до обрію в довільній точці на деякій висоті залежить від швидкості руху осередку генерації, швидкості вітру і швидкості падіння частинок на цій висоті.

Якщо при обробці радіолокаційних спостережень доводиться мати справу з часовими вертикальними розрізами, то

, (4.13)

де - швидкість протягання плівки,

- координата х на плівці.

За допомогою співвідношень (4.12) і (4.13) легко визначити швидкість падіння частинок на будь-якій висоті похилої смуги

. (4.14)

При рішенні рівняння (4.14) значення і визначаються за даними радіовітрового зондування. У табл. 4.6 наведені дані про швидкість падіння сніжинок, отримані в ЦАО І. П. Мазіним і В. Д. Скосирьовою у результаті обробки шести випадків.

Швидкості падіння , отримані зазначеними авторами, знаходилися в межах 0,8 - 1,2 м/с, що узгоджується зі звичайними швидкостями падіння сніжинок. Оскільки існує емпірична залежність між швидкістю падіння сніжинок та їх розміром, у табл.4.6 даються також їхні розраховані розміри.

Варто вказати, що при достатній точності вимірів та її зміни з висотою відкривається можливість одержувати відповіді на питання, чи відбувається укрупнення, чи випаровування частинок при падінні.

Таблиця 4.6 Експериментальні значення швидкості падіння сніжинок

Дата	, м/с.	Розмір сніжинок, см
10.10.1956 10.10.1956 17.12.1957 20.02.1958 4.12.1958 12.12.1958	1,2 0,8 1,06 0,9 1,07 1,2	0,6 0,2 0,5 0,25 0,5 0,6

Крім того, що за допомогою РЛС вивчаються природні хмари й опади, і станції дозволяють також виявляти атмосферні утворення штучного походження. Наприклад, згідно з даними, опублікованими в іноземній літературі, радіолокаційна станція метеорологічного призначення CPS-9 добре виявляє хмари ядерних вибухів і визначає їхні геометричні розміри.