Meteorologia dowiadczalna Wykad 12 Pomiary teledetekcyjne Krzysztof Markowicz

Meteorologia doświadczalna Wykład 12 Pomiary teledetekcyjne Krzysztof Markowicz kmark@igf. fuw. edu. pl

Wprowadzenie do pomiarów teledetekcyjnych METODY TELEDETEKCYJNE są metodami zdalnym w przeciwieństwie do pomiarów typu In Situ, które wykonywane są lokalnie. Ich ogromną zaletą jest duży zasięg prowadzonych obserwacji jednak interpretacja sygnałów pomiarowych jest znacznie bardziej skomplikowana i wymaga często stosowania metod odwrotnych. Metody te wymagają użycia teorii transferu promieniowania elektromagnetycznego w atmosferze a w szczególności teorii rozpraszania oraz absorpcji. Z całego widma promieniowania wybierane są takie przedziały spektralne, w których promieniowanie elektromagnetyczne oddziaływuje z materią (molekuły powietrza, aerozol, chmury, powierzchnia ziemi). W ogólności sygnał S odbierany przez detektor może być zapisany w postaci:

S=F(T), gdzie, T jest badanym obiektem, F reprezentuje zaś pewną funkcję. Funkcja ta opisuje procesy radiacyjne w ośrodku i jest najczęściej funkcją nieliniową. Funkcja odwrotna F-1 określa nam badany obiekt ze względu na relację: T=F-1(S). W większości przypadków, z jakimi mamy do czynienia funkcji odwrotnej F-1 nie możemy wyznaczyć wprost. W takim przypadku poszukujemy pewnych parametrów naszego targetu, które najlepiej odpowiadają zmierzonemu sygnałowi. S=F(T) Signal (S) Target (T) T=F-1(S) Dla przykładu można podać średni promień efektywny chmury, który wyznaczą się metodami zdalnymi. Pytaniem otwartym pozostaje, czym jest właściwie średni promień efektywnych chmury?

Teledetekcja aktywna Wykorzystuje się w niej sztuczne źródła promieniowania elektromagnetycznego, takiej jak lasery, radary. Emitują one fale o określonej długości, zaś detektory rejestrują promieniowanie rozproszone, odbite wstecznie. Ostatni rozwój technik lidarowych i radarowych bazuje na metodach różnicowych czy depolaryzacyjnych pozwalających detekcje pary wodnej, aerozoli, gazów śladowych czy parametrów mikrofizycznych chmur.

Teledetekcja pasywna Używa naturalnych źródeł promieniowanie elektromagnetycznego takich jak Słońce, powierzchnia ziemi i czy atmosfera. W badaniach atmosfery wykorzystuje się szerokie widmo promieniowania począwszy od UV przez promieniowanie widzialne, podczerwone po mikrofale. Pasywna teledetekcja dostarcza informacji o temperaturze powierzchni ziemi, atmosfery, profilach pionowych koncentracji składników atmosferycznych ponadto jest wykorzystywana do pomiaru bilansu energetycznego na górnej granicy atmosfery.

Rozwój satelitarnych badań atmosfery i oceanów 1959 satelita Exporer 7 do badania budżetu energetycznego Ziemia. Atmosfera 1960 TIROS I – pierwszy satelita meteorologiczny wykonujący fotografie chmur 1969 NIMBUS III – zaopatrzony w dwa spektrometry IRIS działające w dalekiej podczerwieni do wyznaczania profilu pionowych temperatury powietrza, pary wodnej, ozonu oraz w przyrząd do pomiary promieniowania UV. Służył on do wyznaczania całkowitej zawartości ozonu w pionowej kolumnie powietrza. 1972 NIMBUS V – zastosowano pierwsze detektory mikrofalowe do wyznaczania temperatury atmosfery oraz całkowitej zawartości pary wodnej. 1974 SMSI – pierwszy satelita geostacjonarny używany do fotografowania chmur nad półkulą północną, jego następcy to GOES 1977 METEOSAT I – satelita Europejskiej Agencji Przestrzeni Kosmicznej początkujący serie METEOSATOW

Podstawowe problemy metod zdanych Interpretacja sygnału - metody odwrotne. Potrzeba walidacji Odbicie zwierciadlane od powierzchni wody (Sun Glint) Pomiary niektórych wielkości zależą od warunków atmosferycznych oraz położenia Słońca, np. pomiar temperatury powierzchni oceanów w zakresie dalekiej podczerwieni możliwy jest tylko przy braku chmur Problemy skanowania obszaru powierzchni ziemi przez satelity polarne Problemy z używaniem satelitów geostacjonarych w wysokich szerokościach geograficznych.

Zjawisko związane odbiciem zwierciadlanym (Fresnelowskim) od płaskiej powierzchni wody. Zależy od wzajemnego położenia Słońca i satelity oraz stanu morza. Odblask - Sun Glint

Typy orbit sztucznych satelitów Geostacjonarne, T jest okresem obiegu Ziemi wokół własnej osi =7. 3 x 10 -5 1/s , g=9. 81 m/s 2 r=42400 km R=6378 km H=36000 km

Satelity Polarne LEO- orbity niskie (Low Level Earth observatory) – – – Orbita równikowa Orbita polarna Orbita skośna Satelity są często zsynchronizowane ze Słońcem, co oznacza ze orbita satelita pozostaje nieruchoma względem Słońca. Powoduje to, iż przelot satelity po stronie dziennej kuli ziemskiej występuje nad punktem powierzchni Ziemi gdzie Słońce właśnie góruje.

Parametry orbity LEO Inklinacja- kąt pomiędzy płaszczyzna równika a płaszczyzną zawierającą orbitę satelity Przykłady: EOS TERRA: 98. 2 o Topem/Posejdon 66 o Parametry chwilowe satelity: Kat zenitalny i azymutalny satelity Kąt zenitalny o azymutalny Słońca

Wznoszenie i opadanie satelity

Parametry przyrządów satelitarnych Rozdzielczość przestrzenna – typowe wartość zmieniają się od kilku metrów do kilkudziesięciu kilometrów Zależy ona od kąta widzenia detektora (FOV), wysokości satelity nad powierzchnią ziemi oraz kąta zenitalnego satelity.

Rozdzielczość spektralna: Szeroko pasmowa (promieniowanie krótkofalowe, długofalowe) Wąsko-pasmowa ( =10 -100) Spektralna (pojedyncze nanometry) oraz hiperspektralna (ułamki nanometrów)

Rozdzielczość czasowa zmienia się od minut do 20 dni.

Typy skanów wykonywanych przez detektory: Poprzeczny (Cross track) Podłużny (Along track) Wirowy (Spin skaner)

AQUA: MODIS detektor

TERRA – CERES detektor

Detektor MISR

Typy detektorów satelitarnych

Obserwacje zachmurzenia oraz pomiary OLR (Outgoing Longwave radiation) zdjęcia satelitarne: zakresy spektralne: VIS 0. 5 -0. 9 m : chmury widoczne dzięki ich wysokiemu albedu. Zdjęcia użyteczne jedynie gdy pada na nie promieniowanie słoneczne. Zaletą zdjęć w obszarze widzialnym jest znacznie większa rozdzielczość przestrzenna w porównaniu ze zdjęciami w dalekiej podczerwieni. FAR IR 10. 5 -12. 5 m (okno atmosferyczne) promieniowanie rejestrowane przez detektor jest związane z temperatura okolic wierzchołka chmur. Tak więc na podstawie tego zakresu spektralnego mamy informacje o temperaturze górnych warstw chmur. Zdjęcia mogą być analizowane cała dobę, gdyż to ziemia jest źródłem promieniowania rejestrowanego przez detektor. Ze względu na zbliżoną temperaturę chmur niski do temperatury powierzchni ziemi tego typu chmury mogą być słabo widoczne w tym zakresie spektralnym.

Brightness temperature - temperatura ciała doskonale czarnego: Odwracając wzór Plancka otrzymujemy wyrażenie na temperaturę ciała doskonale czarnego, które emituje radiancję B C 1=1. 19 108 Wm-2 sr-1 m-4, C 2=1. 439 104 m. K Dla dużych długości fali (daleko od maksimum) funkcja Plancka opisywana jest przez przybliżenie Rayleigh’a-Jeans’a

Zdjęcia w obszarze bliskiej i środkowej podczerwieni (NIR) 5. 7 - 7. 1 m Ponieważ atmosfera w tym zakresie spektralnym jest gruba optycznie tak więc promieniowanie rejestrowane przez detektor na satelicie głównie od temperatury atmosfery oraz zawartością pary wodnej oraz wody ciekłej w atmosferze. Zdjęcia z tego obszary widmowego są analizowane pod kątem wilgotności atmosfery.

Satelity Geostacjonarne METEOSAT MSG (Meteosat Second Generation) GOMS METEOSAT 5 GOES-EAST GMS GOES-WEST

NOAA- AVHRR satelita polarny

OLR – promieniowanie długofalowe opuszczające atmosferę Wielkość OLR zdefiniowane jest dla przedziału spektralnego: 3 - 100 µm. OLR nie jest bezpośrednio mierzona a jedynie wyznaczana. W tym celu używa się Brigthness temperature oraz radiancji dla kanału WV (około 6 m). Specjalne formuły wyznacza się na podstawie modeli transferu promieniowania.

Wyznaczanie temperatury powierzchni ziemi i oceanu : SST (Sea Surface Temperature) Temperatura powierzchni ziemi obliczana jest na podstawie temperatury ciała doskonale czarnego wyznaczanej ze wzoru Plancka liczonej dla obszary okna atmosferycznego. Wybierany jest obszar gdzie wpływ atmosfery na promieniowanie transmitowane od powierzchni ziemi do detektora na satelicie jest minimalny. Ze względu na fakt, iż efekt atmosfery w żadnym zakresie promieniowania długofalowego nie może być zaniedbywany stosuje się technikę split-window polegającej na eliminowanie wkładu atmosfery na postawie pomiarów w dwóch kanałach spektralnych.

Monitoring SST w skali całego globu jest szalenie istotny w aspekcie np. zmian klimatycznych czy prognozowania El Nino, Oscylacji Północno Atlantyckich (NOA) Część danych o SST pochodzi z obserwacji in Situ np. boi czy dryfterów. Jednak gęstości sieci obserwacyjnej w rejonie oceanów pozostawia wiele do życzenia. Zdecydowanie najrzadsza siec obserwacyjna występuję na półkuli południowej. Stąd dynamiczny rozwój obserwacji satelitarnych SST w latach 70 oraz 80 -tych. Dryfter

Przyrządy satelitarne do pomiaru SST AVHRR (Very High Resolution Radiometer) od połowy lat 70 -tych na orbicie okołoziemskiej Od 1978 4 -kanałowy radiometr na NOAA-6 Od 1988 5 -kanałowy radiometr na NOAA-11 Algorytm wyznaczania SST oparty jest na wzorze gdzie SSTguess jest zakładana wartością w pierwszej iteracji. Współczynniki a, b, c, d wyznaczane empirycznie na podstawie porównania z pomiarami naziemnymi niezależnie dla dwóch reżimów: Tb, 4 - Tb, 5<0. 7 oraz Tb, 4 –Tb, 5 >0. 7

Problemy… 1) Chmury Tylko dla obszarów pozbawionych chmur może być wyznaczana temperatura powierzchni ziemi. 2) Zmiany w atmosferze np. aerozol stratosferyczny po wybuchu wulkanu

Przykładowe wyniki pomiarów

Wyznaczanie pionowego profilu temperatury powietrza Pierwsze próby oszacowania profilu temperatury w atmosferze na podstawie spektralnych obserwacji promieniowanie długofalowego zasugerował King w 1956 roku. W swoich badania pokazał, że rozkład kątowy radiancji jest równy transformacie Laplace’a funkcji Plancka zależnej od grubości optycznej i przedstawił metodę jak wykorzystać tą zależność do obliczania profilu temperatury na podstawie pomiarów satelitarnych

Funkcja Wagowa W przypadku gdy atmosfera ma dużą grubość optyczna wpływ radiancji emitowanej przez powierzchnie ziemi jest zaniedbywany. Radiancja docierająca do detektora pochodzi od atmosfery i można ja zapisać za pomocą wzoru: Fundamentalnym problemem w teledetekcyjnych metodach pomiaru profilu temperatury jest wyznaczenie zależności B (T(p)) dla zmierzonej radiancji na górnej granicy atmosfery oraz znanej funkcji wagowej Funkcja wagowa jest pochodna transmisji po ciśnieniu atmosferycznym

Widmo CO 2 Wybieramy widmo gazu, którego koncentracja nie zmienia się z wysokością.

Wykres przedstawia pasmo absorpcyjne CO 2 (oscylacyjno-rotacyjne). Wynika z niego, że odpowiadająca ciału doskonale czarnego temperatura spada w kierunku środka pasma. Spadek ten związany jest z obniżaniem się temperatury powietrza w troposferze. Jedynie pikiem w środku pasma jest odzwierciedleniem wzrostu temperatury w stratosferze. Na podstawie wykresu możemy wybrać kilka charakterystycznych punktów, które posłużą od obliczania profilu temperatury. Obliczamy dla nich funkcje wagowe K, które w idealnym przypadku powinny być deltami diracka. W takim przypadku pozwoliłoby to na wyznaczenie profilu temperatury z bardzo duża rozdzielczością. Dla wybranych punktów (1 -6) wykreślone zostały odpowiadające im funkcje wagowe. Mają one charakterystyczne maksimum na wysokości, która zależy od współczynnika absorpcji.

Kolor oceanu – dlaczego go mierzymy? Jego pomiary dostarczają informacji o koncentracji fitoplanktonu, chlorofilu oraz rozpuszczonych cząstek w wodzie. Jest to istotne z punktu widzenia 1) 2) 3) 4) Produkcji biologicznej w oceanach (w oceanach zawarta jest około 1/3 części CO 2) Optyki oceanu Interakcji wiatru i prądów morskich z biologią oceanu Wpływu antropogenicznego na środowisko oceaniczne

Kolor oceanu -definicja Jest zdefiniowany przez spektralna zależności promieniowania wychodzącego z wody (water leawing radiance) Jest wynikiem absorpcji oraz rozpraszania przez chlorofil, pigment oraz rozpuszczoną materię oceaniczną. Promieniowanie wychodzące z wody stanowi zaledwie kilka procent promieniowania dochodzącego do satelity. Dlatego ważna role odgrywa tu tzw. poprawka (korekcja) atmosferyczna i kluczowe staje się jej poprawne wyznaczenie.

Widmo absorpcyjne chlorofilu Chlorofil absorbuje znaczna cześć promieniowania czerwonego oraz niebieskiego tym samym rozpraszając światło zielone.

Albedo oceanu a albedo powierzchni oceanu. Albedo oceanu jest inna wielkością niż albedo powierzchni oceanu ze względu na promieniowanie wychodzące w wody. Chlorofil i zawarte w wodzie substancje zwiększają albedo oceanu. Ponadto zmieniają jego spektralną zależność – kolor oceanu

Koncentracja chlorofilu

Koncentracja chlorofilu, Sea. WIFS Sep 2004

Chlorofil a cyrkulacja oceaniczna Produkcja fitiplanktionu związana jest z dwoma czynnikami: światłem słonecznym oraz substancjami odżywczymi (nutrients) Za substancje odżywcze odpowiedzialne jest zjawisko wypływania chłodnych wód oceanicznych na powierzchnie (upwelling) Fitoplankton rozwija się w obszarach upwelling (stref wypływania chłodnych wód głębinowych). Zaliczany do nich: związki azotu oraz fosforan Produktywność fitoplanktonu związana jest z ilością węgla organicznego zawartego w wodzie wyprodukowanego w czasie fotosyntezy. Komórki fitoplanktonu zawierają chlorofil więc obszary o wysokiej produktywności fitoplanktonu odznaczają się wysoką koncentracja chlorofilu.

Upwelling związane są z cyrkulacją Ekamana w warstwie granicznej oceanu. Jest procesem wznoszenia się chłodnych wód docierających do powierzchni oceanu. Powstaje w : rejonie zachodnich wybrzeży kontynentów strefach dywergencji prądów morskich oraz rejonie równikowym Upwelling jest dobrze widoczny na mapach temperatury powierzchni oceanu (SST) jako obszary o niższej temperaturze znajdujące się z reguły blisko linii brzegowej

Metody teledetekcyjne wyznaczania własności optycznych chmur w dalekiej podczerwieni Teledetekcja chmur jest ciągle bardzo słabo rozwinięta ze względu na skomplikowanych charakter oddziaływania produktów kondensacji z promieniowaniem. W obszarze długofalowym nie możemy już zaniedbywać efektów rozpraszania. Chmury w tym obszarze spektralnym najefektywniej badać jest w obszarze okna atmosferycznego Emisja promieniowanie długofalowego w przestrzeń kosmiczna (OLR) zwiększa się ze wzrostem grubości optycznej chmury gdyż chmury najgrubsze optycznie są z reguły chmurami niskimi.

Teoretyczny wykres pokazuje, że różnica TB =T 10. 8 –T 12. 0 osiąga maksimum dla małych kropel w temperaturze T 10. 8=270 K

Radary Meteorologiczne TRMM – pierwszy radar na orbicie (1997) 138 GHz, rozdzielczość pionowa 250 m, 4. 3 km footprint, cross track scaning, długość impulsu 1. 67 s. 2004 Cloud. Sat radar

Transmisja atmosferyczna w obszarze mikrofal

Charakterystyka kątowa anteny radaru Wartość energii powracającej do detektora często zapisuje się w [d. B]

Radiancja promieniowania rozproszonego Równanie radaru b współczynnik rozpraszania do tylu, G wzmocnienie anteny, d. V element objętości w jakiej następuje rozpraszanie.

Typowe radary meteorologiczne pracują na długości fali 10 cm lub 3. 21 cm. Stąd nawet dla kropel deszczu stosowanie teorii rozpraszania Rayleigha jest uzasadnione. W tym przypadku możemy zapisać:

Przekrój czynny dla obiektów sferycznych Rayleigh region: a < /2 p /6

Podstawiając do równania radaru gdzie wielkość Z jest odbiciowością i zdefiniowana jest jako: W przypadku ogólnym musimy brać pod uwagę fakt, że wiązka promieniowania jest usuwana w skutek absorpcji i rozpraszania co prowadzi do równania:

Problem pomiaru opadu przy pomocy radaru Nie wiemy jak związać mierzona odbiciowość „Z” z natężeniem opadu. Nie ma teorii, która byłaby zadowalająca Istnieje wiele empirycznych wzorów wiążących obie wartości jednak są one bardzo niedokładne (Z-R relation) Dla chmur stratus Dla chmur orograficznych Dla chmur dających opad śniegu Rr - natężenie opadu

Historycznie duże znaczenie ma rozkład Palmera. Marshala n(D) , który ma 2 swobodne parametry: No oraz =1/Do Odbiciowość w tym przypadku wyraża się wzorem Natężenie opadu definiujemy jako: m(D) rozkład masy, zaś v(D) rozkład prędkości opadania

Zakładając rozkład Palmera Marshala mamy: gdzie założyliśmy: Całkowanie prowadzi do związku: Problemy naziemnych pomiarów radarowych 1) Sztuczne echa – produkowane przez budynki, lasy, wzniesienia 2) Kąt podniesienia rośnie z odległością od radaru 3) Rozpraszanie Bragga na fluktuacjach gęstości powietrza (fluktuacjach współczynnika refrakcji)

Przykładowa mapa odbiciowości radarowej Hurricane Ivan

Radary Typu DIAL Radary tego typu pracują na dwóch długościach fali: Dla fali krótszej S oraz dłuższej L równania radarowe przyjmują postać. Dla fali dłuższej dla typowych warunków meteorologicznych uzasadnione staje się zaniedbanie osłabienie wiązki. W przypadku gdy opad nie jest zbyt intensywny i krople niezbyt duże wówczas Z=Ze i możemy wykorzystać drugie z równań (dla fali dłuższej) Pomiar na dwóch długościach fali pozwala na wyznaczenie koncentracji kropel.

Radary polaryzacyjne (DUAL polarization method) Rozpatrzmy krople deszczu spadające w nieruchomym powietrzu. Kropla nie jest sferyczna i ustawia się tak, iż najdłuższa oś znajduje się w płaszczyźnie horyzontalnej. Amplituda fali rozproszonej równolegle do tej osi jest znacząco większa niż rozproszona prostopadle. W rezultacie moc promieniowania rozproszonego do tyłu o składowej polaryzacyjnej horyzontalnej jest większą niż dla składowej pionowej Umożliwia to pomiar stosunku dłuższej do krótszej osi kropli oraz natężenie opadu.

Radar Dopplerowski Radary Dopplerowskie stosuje się do pomiaru prędkości cząstek lub molekuł powietrza Wykorzystywane jest w tym celu zjawisko Dopplera Rozważmy detektor fali elektromagnetycznej poruszający się względem nadajnika z prędkością v.

Przykładowe wartości przesunięcia Dopplera Częstotliwość fali emitowanej Prędkość radialna X band C band S band 9. 37 GHz 5. 62 GHz 3. 0 GHz 1 m/s 62. 5 Hz 37. 5 Hz 20. 0 Hz 10 m/s 625 Hz 375 Hz 200 Hz 50 m/s 3125 Hz 1876 Hz 1000 Hz Wartości przesunięcia dopplerowskiego są bardzo małe dlatego też radary dopplerowskie muszą posiadać bardzo stabilne nadajniki i odbiorniki fali elektromagnetycznej.

1) 2) Przypadek atmosferyczny Pomiary naziemne - nadajnik oraz detektor są nieruchome ale fale elektromagnetyczne są rozpraszane przez poruszający się ośrodek. Pomiary samolotowe – zarówno nadajnik , odbiornik jak i ośrodek poruszają się. rozpraszanie 1 2 Nadajnik V Odbiornik Dla układu z kolokacją nadajnika i odbiornika mamy: 1= 2= Prędkość radialna

Typy radarów dopplerowskich Radary dla długości fali z przedziału (3 -10 cm), używane do detekcji ruchu kropel deszczu, śniegu. Nie można nimi mierzyć prędkości w „czystym” powietrzu Radary dla długości fali z przedziału 30 cm-6 m 1) UHF – Ultra High 2) VHR - Very High Używa się równania opisującego zmienność współ. refrakcji w zależności od temperatury ciśnienia powierza i pary wodnej Detekcja dla fluktuacji współczynnika refrakcji wynikające z turbulencyjnego mieszania. Lidary dopplerowskie (długości fali mniejsza od 10 m, używane do detekcji ruchu aerozolu

Profilujące radary wiatrowe Pracują na częstotliwości 50 -400 MHz. Opowiada to długości fali od cm do metrów. Jest to skala w jakiej występują w atmosferze nieregularności gęstości związane z turbulencją. W obszarze tym chmury są przeźroczyste co umożliwia pomiar wiatru nawet do wysokości 14 -18 km. Zasięg zależy od długości fali oraz wielkości turbulencji. Rośnie ze wzrostem długości fali oraz intensywnością turbulencji. Ustawienie anten jest podobne jak w Sodarze dopplerowskim System jest czuły na hydrometeory ale dopiero opad o dużym natężeniu wprowadza istotny szum sygnału. Dokładność pomiaru wynosi około 1 -2 m/s Rozdzielczość pionowa około 250 m, pierwszy punk pomiarowy na wysokości około 1 km.

Sodar – pomiar struktury warstwy granicznej oraz profilu wiatru

Sodar dopplerowski – jest naziemnym urządzeniem teledetekcyjnym do pomiarów turbulencji oraz kierunku i prędkości wiatru w warstwie granicznej Składa się najczęściej z 3 anten akustycznych: jednej ustawionej pionowa, jednej nachylonej w kierunku wschodnim a drugie w kierunku północnym. Ponadto z nadajnika służącego do generowania impulsu elektrycznego, odbiornika, wzmacniacza echa. Do atmosfery wysyłane są kierunkowe impulsy akustyczne o częstotliwości 1. 6 -2 k. Hz. Energia fal akustycznych rozpraszana jest na niejednorodnościach gęstości atmosfery wywołanych np. turbulencją. Ponieważ obszary rozpraszające dryfują z wiatrem więc częstotliwość rozproszonej fali wstecznej posiada przesunięcie dopplerowskie.

Z przesunięć dopplerowskich sygnałów akustycznych rozproszonych wstecznie fal, mogą być obliczane ruchy obszarów rozpraszających wzdłuż 3 promieni akustycznych. Przy wykorzystaniu związków trygonometrycznych można wyznaczyć wektor wiatru. Ponieważ atmosfera pochłania i rozprasza fale akustyczne w znacznie większym stopniu niż fale elektromagnetyczne prowadzi to do znacznego ograniczenia zasięgu pomiarów sodarowych. Maksymalny zasięg wynosi około 1. 5 km a więc sięga granicy PBL. Rozdzielczość pionowa związana jest z długością trwania impulsu i wynosi około 25 -50 m.

Zalety i wady sodaru dopplerowskiego Ciągłość pracy Dobra rozdzielczość pionowa Pierwsze dane już w wysokości około 50 m Niewielki koszt Poza wiatrem umożliwia monitoring warstw inwersji termicznej Urządzenie jest bezużyteczne podczas opadu Krotki profil pionowy (maksymalnie 50 -1500 m) Duża czułość na zakłócenia akustyczne ze źródeł naziemnych (komunikacja, lotnictwo, opad, wiatr)

Dokładność pomiaru dla Sodaru Remtech

Przykładowe wyniki z Sodaru

Prędkości pionowe z Sodaru