Un radar meteorológico es un tipo de radar utilizado en meteorología para localizar precipitaciones , calcular su desplazamiento y determinar su tipo ( lluvia , nieve , granizo , etc.). La estructura tridimensional de los datos obtenidos también permite inferir los movimientos de precipitación en las nubes y así identificar aquellos que podrían causar daños. Finalmente, utilizando la precipitación como trazadores, podemos deducir la dirección radial y la velocidad de los vientos en la atmósfera inferior.
Durante la Segunda Guerra Mundial, los operadores de radar notaron que los ecos parásitos parecían provenir de las precipitaciones y se desarrollaron técnicas para filtrar estos ecos perturbadores. Sin embargo, los científicos reconocieron rápidamente el potencial de la meteorología y, tan pronto como terminó el conflicto, se utilizaron radares militares disponibles para la detección de precipitaciones. Hoy en día, los servicios meteorológicos nacionales, los aeropuertos, los departamentos universitarios de investigación meteorológica e incluso las estaciones de televisión utilizan los radares meteorológicos en sus informes de noticias diarios .
Los datos brutos de estos radares se pueden utilizar para hacer imágenes o ser procesados por un software especializado que extrapolará su movimiento en el corto plazo ( predicción inmediata ). Su información puede incluso cargarse en modelos numéricos de predicción meteorológica para mejorar su análisis de la situación meteorológica, lo que les permitirá hacer mejores predicciones.
En 1864, James Clerk Maxwell describió las leyes del electromagnetismo que hicieron posible por primera vez trabajar en su fuente. En 1889, Heinrich Rudolf Hertz demostró que las ondas electromagnéticas se reflejan en superficies metálicas. En las primeras décadas del XX ° siglo , varios inventores , científicos y los ingenieros de varios países han contribuido al desarrollo del radar, justo a tiempo para el inicio de la Segunda Guerra Mundial . Durante el conflicto, los operadores de radar de microondas de los ejércitos aliados notaron contaminación que resultó ser ecos de precipitación ( lluvia , nieve , etc.). Inmediatamente después de la guerra, los científicos militares, que ya habían comenzado su investigación sobre los fenómenos denunciados, continuaron su trabajo tanto en la vida militar como en la civil.
En los Estados Unidos, David Atlas es pionero en meteorología de radar para el Air Force Group y más tarde para el Instituto de Tecnología de Massachusetts . Participó en el desarrollo de los primeros radares meteorológicos operativos. En Canadá, J. Stewart Marshall y RH Douglas forman el " Grupo de Clima Tormentoso " en la Universidad McGill en Montreal . A Marshall y su alumno Walter Palmer se les atribuye el trabajo en la distribución del diámetro de las gotas en la precipitación, lo que condujo a la relación entre la reflectividad (Z), la intensidad de la precipitación de retorno y la tasa de precipitación (R) en el suelo, comúnmente llamada relación ZR. En Gran Bretaña , la investigación continuó relacionando las firmas de eco con las características de la precipitación y con las posibilidades que ofrecen las diferentes longitudes de onda entre 1 y 10 centímetros.
Entre 1950 y 1980, los diversos servicios meteorológicos de todo el mundo construyeron radares meteorológicos para seguir las precipitaciones por su reflectividad. Primero, estos radares eran para uso local en grandes centros y con un número limitado de ángulos y provenían de excedentes militares. Fueron operados en tiempo real por meteorólogos que debían seguir los ecos en las pantallas de rayos catódicos. En 1957, el Servicio Meteorológico Nacional presentó el WSR-57 , su primer radar diseñado exclusivamente para detectar precipitaciones. En 1953, Donald Staggs, un ingeniero eléctrico que trabajaba para el Estudio del Agua del Estado de Illinois , fue el primero en notar el gancho típico en las salidas de reflectividad asociadas con una tormenta tornádica.
En la década de 1970, los distintos radares comenzaron a organizarse en redes con el inicio de la estandarización. Se desarrollaron los primeros sistemas de captura de imágenes. El número de ángulos sondeados aumenta lo que permite obtener un volumen de datos en tres dimensiones. Se desarrollan cortes horizontales (CAPPI) y verticales. Por lo tanto, estudiamos la estructura de las tormentas eléctricas y otras nubes (entre otras por Isztar Zawadzki ). Los grupos de investigación se han multiplicado por todo el mundo, especialmente el NSSL en los Estados Unidos, formado en 1964 bajo el liderazgo de Edwin Kessler , y están comenzando a experimentar sobre la variación en la polarización de la señal de radar, así como sobre el uso del Doppler. Efecto Fizeau . EnMayo de 1973, un tornado azotó la ciudad de Union City, al oeste de Oklahoma City . El radar experimental de 10 cm de longitud de onda del NSSL pudo registrar por primera vez la vida completa de este fenómeno. Gracias al efecto Doppler, los investigadores pudieron ver una rotación, llamada mesociclón , en la nube de tormenta antes de que se formara el tornado, lo que convenció al Servicio Meteorológico Nacional de que esta nueva información sería muy importante para pronosticar tormentas eléctricas severas .
Entre 1980 y 2000, las redes de radares meteorológicos se generalizaron en América del Norte , Europa , Japón y algunos otros países. Los radares convencionales están siendo reemplazados por radares que pueden detectar no solo la intensidad de la precipitación sino también su velocidad de movimiento (efecto Doppler). En los Estados Unidos, la implementación de estos radares de longitud de onda de 10 cm llamados NEXRAD o WSR-88D comenzó en 1988 y terminó a principios de la década de 1990. En Canadá , el primer radar Doppler fue el de King City, al norte de Toronto en 1985 . Está construido para probar el concepto con una longitud de onda de 5 cm . El segundo será el de 10 cm de la Universidad McGill en 1993. La red canadiense de radares meteorológicos se modernizó completamente a partir de 1998. Francia (red ARAMIS ) y los demás países europeos se convirtieron a finales de la década de 1990 y después de 2000. En Australia , Algunos radares de búsqueda se construyeron a finales de la década de 1990 y principios de 2000, pero no fue hasta 2003 que un programa para renovar la red nacional reservó ciertos sitios para radares con función Doppler.
El deslumbrante desarrollo de las tecnologías de la información permite procesar datos de radar en tiempo real para producir una multitud de productos directos (CAPPI, PPI, precipitación acumulada, etc.) pero también algoritmos que permiten identificar precipitaciones peligrosas (tormentas, lluvia. , rachas bajo las nubes, etc.) y predecir su movimiento a corto plazo.
A partir del año 2000, la investigación que se llevó a cabo sobre la polarización dual de la señal de radar comenzó a encontrar aplicaciones prácticas en la detección del tipo de precipitación. La Francia , Canadá , Estados Unidos, Australia y otros han convertido algunos de sus radares para utilizar este concepto en modo preoperativo. Desde 2003 se han realizado investigaciones para utilizar antenas de arreglo en fase ensambladas en un radar de escaneo electrónico tridimensional para reemplazar el sondeo mecánico en el escaneo electrónico, que por lo tanto es más rápido.
A diferencia de un radar de onda continua, un radar meteorológico es un radar de pulso monoestático . Emite un pulso de muy corta duración periódicamente. El intervalo entre dos pulsos se calcula para un rango dado del radar. Esto permite recibir los ecos de retorno de la precipitación antes de que se emita el siguiente pulso. De esta forma podemos identificar la posición, intensidad y desplazamiento de la precipitación.
Un pulso electromagnético es producido por un oscilador electrónico ( magnetrón , klystron u otro). Se envía a través de una guía de ondas a una antena direccional. El ancho del haz que define el azimut y la resolución de elevación depende de las características de la antena, y la duración del pulso sinusoidal único (del orden de un microsegundo ) define la resolución radial. Es posible utilizar pulsos comprimidos que permiten obtener una mejor resolución radial.
Así, un pulso sondea un volumen de la atmósfera que aumenta con la distancia al radar como (h: ancho del pulso, r la distancia al radar y el ángulo de apertura del haz). Vemos en la imagen de la derecha el volumen ocupado por dos pulsos que salieron de un radar en diferentes momentos. Con las dimensiones típicas de un haz de radar, el volumen sonado varía, por tanto, desde 0,001 km 3 cerca del radar, hasta 1 km 3 a 200 km de este último. A esto se le llama "volumen de radar".
Cuando un pulso ingresa a un área de precipitación, una pequeña porción se dispersa (se refleja) de regreso al radar mientras el resto continúa. Este retorno es la suma de los retornos de todas las caídas en el volumen sondado y la ecuación del radar para los objetivos de volumen gobierna la intensidad:
O :
Cuando el volumen está lleno de objetivos, obtenemos un promedio de su intensidad, pero si solo está parcialmente lleno, lo subestimaremos al incluir zonas sin ecos. A medida que el volumen aumenta con la distancia, esta subestimación será cada vez más probable. Finalmente, sea cual sea la intensidad del retorno, disminuirá inversamente a lo que significa que debemos normalizar los retornos, es decir que debemos multiplicarlos por este factor para que actúen como si volvieran todos desde el mismo lugar.
Entre cada pulso, la antena y el circuito electrónico se sintonizan con el pulso de retorno. La distancia entre el radar y la precipitación se calcula mediante la siguiente relación:
O :
c = velocidad de la luz en el vacío = 299,792.458 km / s n = índice de refracción del aire ~ = 1.0003 pero que varía con la temperatura, la presión y el vapor de agua contenido en el aire.La distancia máxima que se puede probar sin ambigüedad depende del uso entre dos pulsos posteriores. De hecho, la posición de cualquier retorno que llega de un primer impulso, después de que ha salido un segundo impulso, se malinterpreta como que vuelve de este último. En general, se utiliza un intervalo de escucha del orden de 1 milisegundo , es decir, mil veces la duración del pulso. Esto permite un alcance útil máximo de alrededor de 250 km .
Además de la distancia, se puede calcular la altura sobre el suelo donde se encuentran los objetivos. Esto se calcula conociendo el ángulo de elevación del radar y la curvatura de la Tierra . También es necesario tener en cuenta la variación de la densidad de las capas de la atmósfera. De hecho, el haz del radar no se propaga en línea recta como en el vacío, sino que sigue una trayectoria curva debido al cambio en el índice de refracción con la altitud.
La fórmula para encontrar esta altura es:
Donde r = distancia, k e = 4/3, a e = radio de la Tierra , θ e : ángulo de elevación , h a : altura del cuerno sobre la superficie de la Tierra.
ResoluciónSe considera que dos zonas de precipitación solo pueden resolverse de manera distinta si están más que dentro del rango y / o la mitad del ancho del haz en azimut (ver Compresión de pulsos ).
Después de realizar una rotación completa en un ángulo de elevación dado, la antena parabólica se elevará a un ángulo más alto y realizará otra rotación. Este escenario se repetirá en varios ángulos para que el radar realice un escaneo tridimensional de la atmósfera en 5 o 10 minutos. Así tendremos una idea de la precipitación desde un nivel cercano al suelo hasta unos 15 a 20 km de altitud y más de 250 km de distancia.
Debido a la curvatura de la Tierra y al cambio en el índice de refracción del aire que acabamos de mencionar, el sondeo no podrá "ver" bajo una cierta altura que depende de la distancia al radar y del ángulo mínimo utilizado. Tampoco podrá "ver" más cerca del radar que la trayectoria del ángulo máximo utilizado. La figura de la izquierda muestra la altura frente a la distancia de una serie de ángulos típicamente utilizados por un radar meteorológico canadiense, estos ángulos oscilan entre 0,3 y 25 grados. La imagen de la derecha da un ejemplo de un volumen cubierto por un taladro en varios ángulos de elevación. El cono verde en la parte inferior representa el ángulo mínimo y el cono rojo en el centro representa el ángulo máximo.
Cada país determina el número y los ángulos de elevación utilizados de acuerdo con sus necesidades específicas. Varios países utilizan un número limitado de ángulos de nivel relativamente bajo para obtener la mejor estimación de la cantidad de lluvia, mientras que los países con tormentas predominantes aumentarán la cobertura vertical. El tipo de radar, la longitud de onda y la frecuencia de las imágenes también son factores que determinan el número de ángulos estudiados.
Los radares más utilizados son los de barrido horizontal, cuyo principio se explica más arriba. Se trata de radares que utilizan una antena parabólica de gran formato (de 3 a 10 metros de diámetro) y que funcionan en las longitudes de onda menos atenuadas , es decir, de 5 a 10 cm . Los servicios meteorológicos nacionales operan varios radares de este tipo, cuyos datos se procesan individualmente o en una red.
Debido a que el clima es un tema importante, algunas estaciones de televisión en los Estados Unidos tienen radares meteorológicos que son más pequeños y usan una longitud de onda de 3 cm . Los meteorólogos contratados por estas estaciones utilizan estos datos para detallar el área más pequeña cubierta por su audiencia.
Los aeropuertos tienen necesidades muy específicas además de la detección de precipitaciones. Entre otras cosas, la cizalladura del viento cerca de las pistas es un elemento importante a conocer para la seguridad del vuelo. Algunos radares especializados se utilizan para este propósito. También sondean horizontalmente pero hacen menos ángulos de elevación, con mayor resolución y con más frecuencia. Un buen ejemplo son los radares meteorológicos de aeropuerto TDWR (Terminal Doppler Weather Radar) desplegados en los principales aeropuertos de EE. UU.
Varias universidades y algunos servicios meteorológicos nacionales han desarrollado radares que se pueden mover de un sitio a otro para estudiar diversos fenómenos meteorológicos. Algunos son radares de tamaño completo que se pueden desmontar y colocar en un lugar para estudios a largo plazo. Otros tienen antenas más pequeñas montadas en un camión que pueden rastrear el clima, donde sea que ocurra. Este es el caso del Doppler sobre ruedas (o DOW ), del Center for Severe Weather Research de Boulder (Colorado) , que se utiliza para investigar la estructura de tormentas eléctricas severas , huracanes y fenómenos meteorológicos de escala fina. Estos radares utilizan una longitud de onda más pequeña para mantener una buena resolución.
Un perfilador de viento es un tipo de radar montado verticalmente que se utiliza en meteorología para medir la dirección y la velocidad del viento utilizando el efecto Doppler-Fizeau de muy alta resolución (típicamente de 100 a 200 m en vertical y menos de 100 m en horizontal). Señala la variación en el índice de refracción del aire según la teoría de la dispersión de Bragg ( ley de Bragg ). Esta variación se debe a la turbulencia del aire en movimiento por la variación de su densidad. Cuando el índice cambia en una distancia que corresponde a la mitad de la longitud de onda del radar utilizado, existe una retroalimentación constructiva entre las ondas que regresan de las sucesivas zonas de variación.
Un radar de nubes milimétricas es un radar de punta vertical que utiliza frecuencias extremadamente altas del orden de 30 a 100 GHz para sondear las nubes que pasan por encima. Se utiliza para determinar las características de las nubes y estudiar su física con una resolución muy alta del orden de unas pocas decenas de metros de alcance y de 1 a 10 segundos en el tiempo. Estos radares no solo se utilizan en la investigación, sino que los meteorólogos los utilizan a diario en algunos países para realizar un seguimiento del tiempo.
Las gotas de nubes tienen un diámetro del orden de 30 a 100 micrómetros . Para que se aplique la dispersión de Rayleigh y los ecos sean proporcionales a su intensidad, la longitud de onda utilizada debe ser aproximadamente diez veces mayor que el diámetro de los objetivos. Ésta es la razón por la que un radar milimétrico es adecuado para sondear nubes. Un radar meteorológico convencional, que trabaja en una longitud de onda de un centímetro y está adaptado a la precipitación , utiliza una longitud de onda demasiado larga.
Para medir las propiedades de las nubes, el radar debe apuntar verticalmente y sondear tanto en reflectividad como en velocidad radial por efecto Doppler . De hecho, lo que es interesante notar en la nube es su grosor, su base y su cima , el contenido de agua y hielo, así como su variación con la altitud, y finalmente la velocidad vertical de las partículas. El establecimiento de perfiles de nubes mejora la comprensión de las nubes.
Estos radares se pueden montar en un satélite como CloudSat y apuntar hacia el nadir , o en el suelo y apuntar hacia el cenit. Al estar la señal fuertemente atenuada por el agua en forma líquida, el sondeo no puede exceder los 30 kilómetros de espesor.
Uno de los usos importantes para la seguridad de los pasajeros de las aeronaves es el radar meteorológico aerotransportado. Permite al piloto seguir la precipitación y la cizalladura del viento . En general, el radar se encuentra en el morro de la aeronave, pero también se puede encontrar debajo de la aeronave, debajo de una de las alas o en la cola, según la configuración o necesidades.
A diferencia de los radares terrestres, la antena de un radar aerotransportado debe utilizarse en distintos ángulos que tengan en cuenta la actitud de la aeronave. En efecto, este último puede ser cuesta arriba, cuesta abajo o en curva , y se debe integrar un mecanismo giroscópico de compensación para que se dé una imagen constante del entorno.
El mayor desafío de los radares meteorológicos aerotransportados es lograr filtrar suficientemente el eco debido a la proximidad al suelo (en particular durante el despegue y el aterrizaje ). Este último es devuelto por el lóbulo principal cuando el radar apunta hacia el suelo, pero también por los lóbulos secundarios, cualquiera que sea la posición del radar. Para reducir la importancia del eco terrestre, el lóbulo principal debe apuntar por encima del horizonte. Así, para reducir la carga de trabajo de los pilotos, los radares de nueva generación ajustan automáticamente la inclinación vertical del radar según la actitud de la aeronave. También es posible ajustar la inclinación manualmente por los pilotos.
La técnica más sencilla para reducir los ecos del suelo es utilizar el efecto Doppler , asumiendo que el suelo no se mueve en relación con las nubes. Se filtra la parte del espectro de la señal recibida correspondiente a velocidades Doppler cercanas a la velocidad cero. Esta técnica tiene varios inconvenientes: también se filtra parte de la lluvia con una velocidad radial baja, y el eco de los objetos en movimiento en el suelo (como los automóviles o las palas de los aerogeneradores) no se filtra adecuadamente con este método. Los radares aerotransportados modernos utilizan algoritmos de filtrado más sofisticados (filtrado de eco permanente, etc.), y generalmente tienen una base de datos del terreno de alta resolución, que permite un mejor filtrado de los ecos terrestres.
A diferencia de los radares terrestres, los radares aerotransportados no barren 360 grados alrededor de la aeronave, sino que solo se mueven hacia adelante y hacia atrás 180 grados en un solo ángulo de elevación oa lo largo de un cono cuyo eje es el horizonte. De este modo obtienen datos de tipo PPI que pueden ser parciales y los pilotos a menudo ajustarán el ángulo de elevación para identificar ecos significativos.
En los radares comerciales, las longitudes de onda utilizadas se encuentran generalmente en la banda X (alrededor de 3 cm, es decir , frecuencias de 8.000 a 12.500 MHz ), lo que permite utilizar antenas pequeñas que aún tengan buena resolución. El alcance máximo útil suele ser de 180 millas náuticas (333 km ), pero más a menudo el piloto lo establece entre 30 y 80 millas náuticas debido a la atenuación en esta longitud de onda y la necesidad de concentrarse, especialmente en el entorno inmediato.
El eco de retorno reflejado por los objetivos también se analiza por su intensidad con el fin de establecer la tasa de precipitación en el volumen muestreado. Usamos una longitud de onda de radar entre 1 y 10 cm para que el retorno actúe según la ley de Rayleigh , es decir, la intensidad del retorno sea proporcional a una potencia del diámetro de los objetivos en la medida en que los de aquí (lluvia, copos, etc.) sean mucho menor que la longitud de onda del rayo del radar. Esta intensidad bruta es proporcional a 1 / R² y, por lo tanto, debe volver a normalizarse (ver más arriba ). Esto se llama reflectividad (Z). Esta intensidad varía, de hecho, como el 6 º potencia del diámetro del diámetro objetivo D (el sexto tiempo ) multiplicado por la distribución de las gotas de lluvia . Consideramos la distribución de Marshall-Palmer donde la distribución de las gotas de lluvia obedece a la relación:
Donde N 0 es una constante física y Λ es una variable física dependiendo de la tasa de precipitación.
Por tanto, obtenemos una función Gamma (truncada):
NB: Cabe señalar que en el caso de un copo de nieve, D es el diámetro de la gota equivalente procedente de la masa fundida.
Esta Z está adentro , lo que da como resultado algunas unidades bastante inusuales. Además, esta fórmula no tiene en cuenta la naturaleza del objetivo. Para obtener la reflectividad equivalente (Z e ) que ve el radar, debemos normalizar y multiplicar por el cuadrado de la constante dieléctrica (K) del objetivo para tener en cuenta su eficiencia de reflexión:
Las condiciones de uso de esta fórmula son:
Dado que lo que obtenemos en el suelo es una cantidad de precipitación, queremos encontrar la relación entre la reflectividad equivalente y lo que medimos. La tasa de precipitación R es igual al número de partículas, su volumen y su velocidad de caída v (D) :
Vemos entonces que Z e y R tienen una formulación similar y al resolver las ecuaciones llegamos a una relación, llamada ZR, del tipo:
una y b dependen del tipo de precipitación (lluvia, nieve, convectiva o estratiforme ) que tienen diferente , K, N 0 y v
Los coeficientes con una distribución teórica de gotas de lluvia en el artículo original de Marshall- Palmer de 1948 dieron: a = 296 , b = 1,47 . Sin embargo, la más conocida de las relaciones es la relación ZR de Marshall-Palmer que da a = 200 yb = 1.6. Estos valores se obtuvieron experimentalmente comparando la distribución de gotas durante numerosos eventos de lluvia y datos del radar de la Universidad McGill .
Demostración de la relación Marshall-Palmer ZRPor simplicidad, asumimos eso . El elenco de Marshall-Palmer afirma que:
.Después de haber realizado un cambio de variable , obtenemos:
.Reconocemos la función Gamma y, por lo tanto,
.El peso de una gota de lluvia con radio R es:
La resistencia del aire aplicado a una esfera es:
donde v es la velocidad, Cx = 0,44 es el coeficiente de arrastre y ρ aire es la densidad del aire. La velocidad terminal está dada por P = A y por lo tanto,
Entonces,
La tasa de caída es:
Entonces,
Entonces,
Todavía se lleva a cabo el cambio de variable x = Λ D y así:
Finalmente,
Entonces,
Entonces,
Finalmente,
Entonces,
Equivalentemente,
Observamos que 14/9 = 1,55 ... y, por tanto, el coeficiente b se acerca a la fórmula empírica de Marshall-Palmer.
Se utiliza el Sistema Internacional de Unidades . Tenemos N 0 = 8 × 10⁶ , 6! = 720 , ρ aire = 1,225 y ρ agua = 10³ y C x = 0,44 . Entonces,
Entonces,
Entonces, en el Sistema Internacional de Unidades, obtenemos:
Entonces .
Si expresamos Z en mm⁶ / m³ y R en mm / h, obtenemos:
Por tanto, el valor teórico de a es un 22% más bajo que el valor experimental.
Sigue siendo uno de los más utilizados porque es válido para lluvia sinóptica en latitudes medias, un caso muy frecuente. Se han encontrado otras relaciones para situaciones de nieve, lluvia bajo tormenta , lluvia tropical, etc.
Estrictamente hablando, la diferencia de frecuencia generada, según el Doppler tradicional, por el movimiento de gotas de lluvia o copos de nieve es demasiado pequeña para ser notada por la instrumentación electrónica actual. De hecho, las frecuencias utilizadas son del orden de Hz (longitudes de onda de 5 a 10 cm ) y las velocidades objetivo de 0 a 70 m / s, lo que da un cambio de frecuencia de solo 10-5 % . Por tanto, se utiliza en su lugar la diferencia de fase entre dos pulsos sucesivos que regresan del mismo volumen sondeado (par de ondas pulsadas). Entre cada pulso, los objetivos se mueven ligeramente creando esta diferencia de fase. La intensidad de un impulso después de un viaje de ida y vuelta viene dada por:
La intensidad de un pulso posterior que regresa del mismo volumen sondeado pero donde los objetivos se han movido levemente viene dada por:
Entonces
Dilema Doppler
Ahora veamos la velocidad máxima que se puede medir sin ambigüedades. Como el ángulo solo puede variar entre - y + , no podemos notar una velocidad mayor que:
Esto se llama velocidad de Nyquist . Para obtener una mejor determinación de la velocidad de los objetivos, es necesario enviar impulsos muy cercanos, por lo tanto con muy pequeños. Pero también sabemos que el rango de reflectividad es
lo que requiere una t grande para estar seguro de la posición de los ecos que regresan desde una distancia sin ambigüedad. Este dilema Doppler limita, por tanto, la gama útil de radares que utilizan este efecto. En la tabla de la derecha podemos ver la variación de estos dos parámetros según la tasa de repetición de pulsos (1 / t). Por lo tanto, debe hacerse un compromiso que, en general, dé como resultado que los radares Doppler tengan un alcance útil de 100 a 150 km .
MejoraSin embargo, ciertas técnicas permiten extender la velocidad máxima para reducir el efecto de este famoso dilema. Se trata de los denominados métodos de frecuencia de repetición múltiple ( PRF múltiple ) que consisten en emitir pulsos a diferentes velocidades de repetición, muy próximos entre sí, y en recombinar las correspondientes velocidades Doppler individuales. Por lo tanto, con una cierta tasa de repetición, obtenemos una velocidad para el objetivo mientras que con otra tasa, la velocidad anotada será diferente. Mediante un simple cálculo, podemos deducir la velocidad real y aumentar la velocidad final inequívoca. Con un rango de frecuencias de pulso, la velocidad máxima detectable aumenta para el mismo rango máximo.
La red canadiense de radares meteorológicos , que utiliza una longitud de onda de 5 cm , está equipada con este tipo de procesamiento de radar desde 1999. Sin la técnica, notaríamos una velocidad inequívoca entre 11 y 15 m / s para un alcance de 150 km . Utilizando la técnica con dos velocidades, se obtienen 48 m / s sin cambiar el rango máximo. Si se quisiera cambiar este rango, el rango de frecuencia de repetición utilizable sería menor y la velocidad máxima inequívoca también sería menor, incluso con esta técnica.
Los radares de la red operativa francesa ARAMIS han sido equipados recientemente con un esquema de este tipo ( 2006 ). Esta técnica permite extender el alcance máximo a más de 200 km con una velocidad inequívoca del orden de 60 m / s (Tabary et al. 2006). En este caso, se utilizan tres tasas de repetición para ampliar aún más el rango de velocidad. Pero nuevamente, el dilema existe, simplemente cambiamos la pendiente de las líneas en el gráfico.
InterpretaciónEsta velocidad se llama velocidad Doppler. Solo da la componente radial del desplazamiento, conocida como velocidad radial . Sin embargo, es posible inferir con cierta precisión las verdaderas velocidades y direcciones si la pantalla está lo suficientemente llena de precipitación. Piense en una lluvia de otoño que dura todo el día y se mueve uniformemente de oeste a este. Por tanto, el rayo de radar que apunta hacia el oeste verá las gotas acercándose y el revés cuando apunte hacia el este. Por otro lado, cuando el radar apunta al norte y al sur, las gotas ni se acercan ni se alejan de él porque pasan perpendiculares al haz. Entonces la velocidad anotada será cero.
SinópticoSi recordamos que el radar gira 360 grados, entonces verá todos los componentes de la proyección de la velocidad de estas gotas en su línea de visión. El conjunto de velocidades sobre una revolución completa tomará los valores de un coseno (sinusoide máxima en la dirección de desplazamiento de la lluvia y cero en la dirección perpendicular). Sobre la base de esto, podemos deducir la dirección y la velocidad de la precipitación (+/- la del viento) sobre la región cubierta por el radar.
Sin embargo, se ha descuidado la velocidad de caída, pero es baja para ángulos de elevación por debajo de 3 grados dentro de los 150 km del radar, que son con mayor frecuencia los ángulos buscados. Una mirada más elevada debe tener esto en cuenta.
MesoescalaEn el área cubierta por un radar, sin embargo, puede haber áreas más pequeñas donde el viento difiere. Por ejemplo, en una tormenta puede haber rotaciones y turbulencias . En esta escala, llamada mesoescala , el radar todavía observa solo la componente radial pero es posible reconocer firmas como la de una rotación ( mesociclón ), una divergencia ( ráfaga descendente ) o una convergencia ( frente de ráfaga ) vientos.
En general, la mayoría de los hidrometeoros tienen un eje más grande a lo largo de la horizontal (por ejemplo, las gotas de lluvia se vuelven achatadas al caer debido a la resistencia del aire). Por lo tanto, el eje dipolar de las moléculas de agua tiende a alinearse en esta dirección y el haz del radar generalmente estará polarizado horizontalmente para aprovechar el retorno máximo.
Si enviamos a la vez un pulso con polarización vertical y otro con polarización horizontal, podremos notar una diferencia de varias características entre estos retornos:
Los denominados radares de polarización dual que utilizan este tipo de sondas pueden, por tanto, obtener indicaciones sobre la forma de los objetivos así como sobre la mezcla de formas. Esto se puede utilizar, además de la intensidad del retorno, para una identificación directa del tipo de precipitación (lluvia, nieve, granizo, etc.) gracias a un algoritmo . Incluso puede detectar los escombros levantados por un tornado a través de la identificación del collar de escombros , también llamado "arbusto".
NCAR en los Estados Unidos, fue uno de los centros pioneros en este campo con Dusan S. Zrnic y Alexander V. Ryzhkov. La NOAA puso el principio a prueba en un radar operativo de principios de la década de 2000 en un programa llamado Experimento de polarización conjunta (JPOLE) y 2010abril 2013, los radares de la red NEXRAD se actualizaron instalando polarización dual.
En Canadá, la Universidad McGill (Montreal, Canadá) cuenta con un radar de banda S equipado con él y cuyos datos se utilizaron operativamente hastaoctubre 2018por el Servicio Meteorológico de Canadá . El MSC tiene otro radar de polarización dual en King City en los suburbios del norte de Toronto pero en banda C . La red de radares meteorológicos canadienses se ha actualizado gradualmente con radares de banda S de polarización dual desde 2018.
Finalmente, Météo-France inauguró sus primeros radares polarizados en 2008 y otros centros, como Poldirad en Alemania, continúan investigando en esta área.
Todos los datos obtenidos por la sonda del radar se muestran en su formato. Algunos productos se utilizan para mostrar más de un tipo de datos, mientras que otros son más específicos. Finalmente, dependiendo del tipo de datos, la pantalla utilizará una convención de colores que variará.
Originalmente, los datos de reflectividad solo los veía el operador del radar en una pantalla CRT , por lo que la intensidad estaba indicada por el cambio de brillo. Posteriormente, se realizaron fotografías de estas imágenes o imágenes analógicas en papel en tonos de blanco y gris. Cuando las computadoras hicieron posible procesar digitalmente los datos del radar meteorológico, fue posible relacionar un color con una tasa de precipitación. Esta práctica se extendió a otros tipos de datos cuando estuvo disponible. Los datos de reflectividad, velocidad radial y polarimetría dual suelen utilizar un código de color diferente. No existe una convención internacional sobre qué colores usar, sino más bien una práctica que se ha extendido con el comercio en el campo.
ReflectividadEn general, las imágenes de reflectividad utilizan una variación de color similar a la del arco iris . Las intensidades más débiles están indicadas por el azul pálido ( cian ), las intensidades moderadas por el amarillo y las fuertes por el rojo y luego el magenta . Las intensidades se pueden relacionar con la reflectividad en dBZ o su equivalente en milímetros / centímetros por hora. Por ejemplo, las imágenes disponibles en el sitio web del Servicio Meteorológico de Canadá utilizan esta escala: en invierno, el violeta representa la tasa de precipitación más alta (20 cm / h ) mientras que el azul-verde en la parte inferior de la escala representa la tasa más baja (0,1 cm / h ). Durante los meses de verano, la escala de reflectividad se sustituye por la de la precipitación, en mm / h, que va desde un rastro hasta más de 100 mm / h .
Sin embargo, algunos usuarios prefieren códigos numéricos que son más fáciles de interpretar. Por lo tanto, cuando un piloto de avión o un controlador de tránsito aéreo describe la intensidad de los ecos de precipitación en la pantalla de su radar, utilizan niveles: nivel 1 para precipitaciones bajas, nivel 2 para precipitaciones moderadas posiblemente relacionadas con baja visibilidad y turbulencia, nivel 3 para fuertes precipitaciones. lluvia / nieve relacionada con condiciones de vuelo peligrosas.
Algunas exhibiciones comerciales muestran el tipo de precipitación. Así, las imágenes que se pueden ver en las retransmisiones televisivas en invierno pueden separar zonas de lluvia, lluvia helada y nieve. No se trata de información procedente del radar, sino de una asociación con información procedente de estaciones meteorológicas de superficie. Un programa analiza la temperatura, el punto de rocío y el tipo de precipitación reportada por los METAR bajo una zona de eco de radar y divide las zonas. Este análisis puede mejorarse utilizando datos de modelos de predicción numérica del tiempo como campo de prueba, pero aún está sujeto a errores de suavizado y no tiene en cuenta los efectos a pequeña escala en la distribución de los tipos de precipitación (aire frío atrapado en un valle que da lluvia helada en lugar de lluvia, por ejemplo). Cuando los datos de polarización dual estén ampliamente disponibles, dicho análisis será más confiable.
Velocidad DopplerEn el caso de la velocidad radial obtenida por los datos Doppler, el principio del desplazamiento hacia el rojo o el azul se utiliza como en astronomía. Así, el área con precipitación acercándose al radar será indicada por colores fríos azul / verde / violeta, dependiendo de su velocidad radial, mientras que la precipitación en retroceso estará representada por colores cálidos rojo / amarillo. Las velocidades de aproximación también se pueden indicar con un número positivo y las que se alejan con un número negativo, el valor que representa la magnitud de la velocidad radial.
Como los datos analizados por el radar se toman un ángulo de elevación a la vez, las primeras imágenes fueron de una visualización panorámica de datos de cada ángulo individualmente (PPI). Este tipo de datos debe interpretarse teniendo en cuenta que el rayo del radar se eleva por encima del suelo a medida que uno se aleja del radar. Entonces, lo que vemos cerca del radar está a un nivel mucho más bajo que lo que vemos a 200 km .
Como resultado, una nube con altas tasas de lluvia a 30 km del radar puede parecer que disminuye o aumenta en intensidad a medida que se aleja del radar. De hecho, como nuestro rayo está más alto en la nube la segunda vez, mira otra sección de esta última.
Un PPI también se ve afectado por retornos provenientes del suelo cerca del radar porque parte de la energía emitida termina en los lóbulos laterales fuera del eje del haz principal. Esto da rendimientos muy fuertes que pueden malinterpretarse como fuertes precipitaciones.
USO: Todo tipo de datos: reflectividad, velocidad radial y los diferentes campos polarimétricos.
Para superar los problemas de PPI, CAPPI fue desarrollado por investigadores canadienses. De hecho, es una sección horizontal a través de todos los ángulos de elevación probados por el radar. Dependiendo del número de ángulos y sus elevaciones, se puede realizar un corte más o menos preciso. Dependiendo del nivel de nuestro corte, también ocurre que a cierta distancia ya no tenemos datos a la altitud deseada. Lo que luego se ve en el CAPPI son los datos del PPI más cercanos a ese nivel.
Por ejemplo, en la imagen de ángulos de arriba (sección de estrategia de levantamiento ), los 24 ángulos van desde 0.5 a 25 grados y por lo tanto podemos hacer un CAPPI a través de estos datos. Las líneas de diente de sierra en negrita representan CAPPI a una altitud de 1,5 y 4 km . Nótese que más allá de los 120 km , el ángulo más bajo supera los 1,5 km y que a los 200 km supera los 4 km . Entonces, la porción del CAPPI que estará más allá de estos límites será, por lo tanto, un PPI del ángulo más bajo.
UsarPara que un CAPPI proporcione imágenes punto a punto relativamente suaves, se necesitan datos en un número suficiente de ángulos en la vertical para evitar huecos en la cobertura vertical. Además, es importante que el campo de datos esté libre de cambios abruptos con la altura. Esta es la razón por la que los datos de reflectividad se muestran principalmente en los CAPPI.
Los datos de velocidad Doppler son generalmente más ruidosos porque la dirección del viento puede cambiar repentinamente dentro de unos pocos cientos de metros de elevación, lo que puede causar imágenes CAPPI en bandas si el corte se realiza alrededor de la altura de ese cambio. Solo la Universidad McGill (Montreal, Canadá) produce regularmente CAPPI Doppler. Sin embargo, algunos investigadores lo están utilizando, entre otras cosas, para el análisis de la circulación alrededor de ciclones tropicales y para el desarrollo de productos NEXRAD .
Finalmente, los datos de polarización dual son nuevos y también pueden ser ruidosos. No se conoce ningún ejemplo de CAPPI de estos datos, pero al menos una empresa de electrónica de radar llamada SIGMET tiene software para hacer esto.
Ejemplos en tiempo realUno de los principales usos de los radares meteorológicos es poder detectar la precipitación a distancia para usos hidrométricos . Por ejemplo, servicios de control de caudal de ríos, alerta de inundaciones , planificación de presas , etc. todos necesitan saber las cantidades de lluvia y nieve que caen en grandes áreas. El radar complementa idealmente una red de pluviómetros al extender la recopilación de datos a un área grande, y la red se utiliza para su calibración . Este producto tiene diferentes nombres: mapa o imagen de acumulaciones (Canadá), hoja de agua (Francia o en hidrología ), mapa de niveles de precipitación, etc.
Para hacer una imagen de acumulaciones, multiplique la tasa de precipitación obtenida a bajo nivel en una sonda de radar por la duración deseada. A medida que la precipitación se mueve, solo podemos tomar la tasa en un solo punto en el tiempo y, por lo tanto, debemos hacer varios sondeos a intervalos regulares y distribuir la precipitación entre cada paso de tiempo. Por ejemplo, si generamos un PPI o CAPPI de bajo nivel cada 10 minutos. Al comparar estas imágenes por computadora, podemos derivar la velocidad y la dirección del movimiento de la zona de precipitación. La tasa de precipitación X (por minuto), que se mueve del punto A al punto B entre dos intervalos de tiempo, dejará por lo tanto 10 X milímetros de lluvia. Esta cantidad se distribuye entonces equitativamente a lo largo de la trayectoria de A a B. Para obtener acumulaciones en períodos más grandes (horas, días, etc.), es suficiente agregar los datos de varios pasos de tiempo de sondeo.
Sin embargo, como se discutirá más adelante en el artículo, algunos artefactos pueden mezclarse con los datos reales en el retorno al radar. Para tener una estimación más exacta de las acumulaciones, será necesario filtrarlas antes de producir estos mapas de acumulación.
La reflectividad compuesta o reflectividad máxima , es una imagen de radar en la que cada punto representa el valor máximo (en DBZ ) de la reflectividad en la columna de aire sondada. Este producto se llama reflectividad compuesta para el Servicio Meteorológico Nacional en los Estados Unidos y MAXR en Canadá.
Un radar meteorológico sondea secuencialmente una serie de ángulos verticales de más de 360 grados. La reflectividad en cada uno de estos ángulos representa la tasa de precipitación a lo largo de un cono que se eleva alejándose del radar. Cada ángulo se puede ver en una imagen PPI . Sin embargo, esta tasa varía con la altitud y un PPI individual no da una idea completa de la estructura vertical de la precipitación.
En la composición, se mostrarán las intensidades más altas entre las disponibles en los diferentes ángulos sobre cada punto de la imagen. Es un producto de radar creado para comparar la reflectividad de bajo nivel con la reflectividad total en la columna de aire para detectar ciertas características de nubes o artefactos en los datos del radar.
Otro campo de uso de los radares es el de la aviación. Un mapa muy útil para esta área son los picos de precipitación. De hecho, los aviones quieren saber la altura de las cimas de las nubes, incluidas las de las tormentas eléctricas, para saber a qué altitud volar para evitar nubes peligrosas. Como el radar meteorológico sondea un volumen tridimensional, podemos encontrar la altura a la que termina la precipitación. Estrictamente hablando, esta no es la altura de las nubes, ya que la parte superior de las mismas solo contienen gotitas no lo suficientemente grandes como para ser visibles en el radar, pero se está acercando a ellas.
La forma de hacer esto es simplemente tomar los datos desde el ángulo más alto hacia abajo y anotar la altura y las ubicaciones en cada ángulo de observación donde se excederá una tasa de precipitación umbral. Cuanto menor sea esta tasa, más nos acercaremos a la cima real de la nube.
Para conocer la estructura vertical de la precipitación en las nubes, que es importante para reconocer su tipo, se ha desarrollado un producto de sección vertical de los datos de radar. Estos, tomados en numerosos ángulos de elevación y en 360 grados de acimut, constituyen para cada sondeo completo una matriz de valores en 3 dimensiones. Por lo tanto, al determinar una línea de sección, es posible mostrar reflectividades, velocidades y valores polarimétricos a lo largo de la vertical desde el punto A al punto B como en la imagen opuesta. La resolución de la imagen depende del número de ángulos sondeados en la vertical, la distancia al radar y la resolución azimutal: cuanto menor sea el número de ángulos o el corte del radar, más gruesos serán los datos.
Este tipo de sección a veces se denomina sección transversal, pero este término es vago porque se aplica a cualquier sección a lo largo de cualquier eje en un volumen de datos. Así, también se puede aplicar a los cortes horizontales que dan el CAPPI .
Un producto similar, pero generado de forma totalmente diferente, es el “barrido vertical”. En este caso, el radar meteorológico no realiza un barrido de 360 grados alrededor del sitio, sino más bien un barrido vertical en un solo acimut como un radar de sitio . Por tanto, los datos representan un sondeo vertical de muy alta resolución en una dirección. Este tipo de sondeo solo se utiliza en la investigación para estudiar un fenómeno como una nube cumulonimbus relativamente cerca del radar y requiere una visualización de altura / distancia (RHI).
Todos los productos derivados de datos de radar se pueden animar. El usuario puede así ver la evolución de la zona de reflectividades, velocidades, etc. y obtener información sobre el movimiento y la dinámica del fenómeno meteorológico observado. Por ejemplo, es posible extrapolar el desplazamiento de la perturbación, para predecir a corto plazo la llegada de lluvia a una ciudad de interés. La animación también permite observar el desarrollo o disminución de las precipitaciones .
Este pronóstico inmediato puede ser realizado manualmente por el usuario o por un sistema experto que extrae las variaciones temporales de los ecos. De hecho, un software puede localizar las zonas de precipitación aplicando criterios de continuidad horizontal y vertical de los ecos del radar, luego hacer una correlación cruzada para encontrar su velocidad y dirección de desplazamiento. Finalmente, se puede utilizar un modelo numérico para pronosticar el desarrollo de la precipitación para refinar la extrapolación.
En las siguientes secciones, se discutirán los diferentes tipos de retornos de radar que no son de hidrometeoros (y que interfieren con la interpretación visual). Una animación permite identificar artefactos no meteorológicos que tienen un comportamiento aleatorio (por ejemplo, ruido o propagación anormal) en el caso de que no hayan sido filtrados previamente. Sin embargo, algunos otros artefactos, como los ecos de los pájaros (o incluso los mosquitos), se mueven de la misma manera que lo haría la precipitación, y el uso de la animación por sí sola no los identificará.
Los datos de un solo radar meteorológico son útiles si solo está mirando a un corto alcance y durante un período de tiempo relativamente corto. Sin embargo, para ver correctamente el movimiento de las precipitaciones, las salidas de varios radares deben estar conectadas en red en un mapa de mosaico. Como los diferentes radares pueden tener diferentes características, incluida su calibración, y tener zonas superpuestas, es necesario proporcionar un árbol de decisiones para elegir qué valor poner en un punto para tener un continuo.
Para los radares que pueden tener alguna atenuación en caso de fuertes precipitaciones, como los de 5 cm de longitud de onda, generalmente colocaremos los datos del radar que tiene el retorno más fuerte a un punto si dos radares cubren este lugar. Para los radares que no tienen una atenuación notable, como los de 10 cm , en su lugar colocaremos el valor del radar más cercano.
Esto también puede variar entre invierno y verano. En el primer caso, puede haber mucha diferencia de posición debido al transporte por vientos y variaciones en la tasa de precipitación por sublimación ( virga ). Esto puede resultar en una gran diferencia entre el nivel de datos del radar y el suelo.
A continuación, se muestran algunos sitios para ver datos en redes:
Datos de la red Météo-France ( ARAMIS )
Para identificar mejor la información contenida en los datos de un radar, se han desarrollado varios algoritmos informáticos . De hecho, un meteorólogo con ojo informado y con mucha experiencia podrá interpretar estas salidas, pero ciertos detalles requieren demasiada atención. Esto es particularmente cierto para los datos Doppler que solo dan el componente radial.
Los principales algoritmos de reflectividad sonLa interpretación de los datos del radar depende de varios supuestos que no siempre se cumplen:
El rayo del radar viaja a través de la atmósfera y encuentra muchas cosas además de la lluvia o la nieve. Por tanto, es necesario saber reconocer la firma de estos artefactos para poder interpretar correctamente los datos.
El índice de refracción (n) en el vacío es 1 pero varía en el aire con la temperatura (T), la presión (p) y la presión del vapor de agua (e) de acuerdo con la fórmula:
Se supone que el rayo del radar viajará en una atmósfera estándar donde la temperatura, la humedad y la presión disminuyen en una curva normal con la altitud. El cálculo de la posición de los ecos y su altitud depende de esta suposición. Si hay una variación de este estándar, hay una propagación anormal .
SobrefracciónA menudo sucede que las inversiones de temperatura ocurren a niveles bajos por enfriamiento nocturno bajo un cielo despejado, o en altitud por hundimiento . Además, la humedad se puede capturar cerca del suelo y disminuir rápidamente con la altitud en una caída fría bajo una tormenta, cuando el aire caliente pasa sobre agua fría o en una inversión de temperatura.
Estos diferentes casos cambian la estratificación del aire. El índice de refracción luego disminuye más rápidamente de lo normal en la capa en la inversión de temperatura o humedad, lo que hace que el rayo del radar se doble hacia abajo. Si la inversión está cerca del suelo, el rayo golpea el suelo a una distancia del radar y luego regresa a este último. Como el procesamiento del radar espera un retorno desde una cierta altura, coloca erróneamente el eco en altitud.
Este tipo de eco falso se detecta fácilmente, si no hay precipitación, al observar una secuencia de imágenes. Vemos en algunos lugares ecos muy fuertes que varían en intensidad a lo largo del tiempo pero sin cambiar de lugar. Además, existe una gran variación de intensidad entre los puntos vecinos. Como ocurre con mayor frecuencia en la inversión nocturna, todo comienza después de la puesta del sol y desaparece por la mañana. El extremo de este fenómeno ocurre cuando la inversión es tan pronunciada y en una capa delgada que el rayo del radar queda atrapado en la capa como en una guía de ondas . Rebota varias veces en el suelo antes de volver al radar. Esto crea ecos de propagación anormal en múltiples bandas concéntricas.
Por otro lado, si la inversión se debe a una inversión prefrontal ( frente cálido ), puede haber precipitación mezclada con la propagación anormal, lo que hace que la detección sea más problemática. Finalmente, si la inversión está en altitud, el rayo del radar podría dar una precipitación real, pero su posición sería demasiado baja en comparación con la realidad.
InfrarrojoSi la temperatura del aire disminuye más rápido que en la atmósfera estándar, como en una situación de aire inestable ( convección ), ocurre el efecto contrario. Esta situación es previsible con el sondeo aerológico, pero es difícil de localizar en la pantalla del radar. El haz del radar es entonces más alto de lo que se piensa y los ecos están, por lo tanto, a un nivel más bajo que el indicado. El rayo también puede pasar sobre un área de precipitación que normalmente habría podido detectar y, por lo tanto, la fracción infrarroja limita el alcance del radar meteorológico al limitar la detección a bajo nivel.
Uno de los supuestos de la interpretación del radar es que el retorno de los objetivos es proporcional al diámetro de los objetivos. Esto ocurre cuando las gotas son del orden de 10 veces más pequeñas que la longitud de onda utilizada. Si los objetivos son demasiado pequeños, el dipolo de las moléculas de agua contenidas en el objetivo (por ejemplo, gotas de nubes de unos pocos micrones de diámetro) será demasiado pequeño para ser excitado y la retroalimentación será invisible para el radar.
Por otro lado, si el objetivo se acerca a la longitud de onda (por ejemplo, granizo de 5 cm ), el dipolo del objetivo se excitará de forma no lineal y el retorno ya no será proporcional. Esta área se llama difusión según la teoría de Mie .
Por tanto, un radar meteorológico operativo (5 y 10 cm en general) no puede percibir la llovizna ni las nubes. Por otro lado, si la reflectividad supera los 50 dBZ, es muy probable que estemos ante granizo, pero no se puede especificar la tasa de precipitación.
El haz del radar tiene un ancho determinado y los datos se toman con un número definido de pulsos en cada ángulo de visión, así como en ángulos de elevación discretos. Como resultado, tenemos datos que promedian los valores de reflectividad, velocidad y polarización sobre los volúmenes objetivo. Cuanto más lejos estemos, como vimos anteriormente, mayor será este volumen.
En la figura de la izquierda, vemos en la parte superior una sección vertical hecha cuando una tormenta pasó sobre un perfilador de viento . Este último tiene una resolución de 150 m según la vertical y 30 m según la horizontal lo que significa que podemos ver muchos detalles. Se puede ver, entre otras cosas, que la reflectividad cambia rápidamente en ciertos lugares ( gradiente ).
Compare esta imagen con la inferior, simulada a partir de las características de un haz de radar meteorológico de 1 grado de ancho, a una distancia de 60 km . La degradación se puede ver muy claramente, lo que es particularmente importante en áreas donde el gradiente es fuerte. Esto muestra cómo los datos del radar pueden desviarse fácilmente de la suposición de que el volumen medido está lleno de objetivos dispuestos uniformemente. Además, el haz del radar promedia sobre un área más grande, incorpora regiones que no tienen objetivos con otras, ampliando así la imagen de la precipitación más allá de la realidad. Estos efectos de suavizado y dispersión de las zonas aumentan con la distancia, lo que puede llevar al usuario a creer que las zonas de precipitación que se alejan del radar se vuelven menos intensas.
La imagen de la derecha muestra datos de una tormenta eléctrica severa . La imagen superior, tomada de un radar TDWR, tiene una resolución el doble que la del NEXRAD . Podemos ver mucho mejor los detalles que ayudarán al meteorólogo a reconocer la peligrosa configuración de un eco de gancho de tornado . Disminuir el ancho del haz, aumentando el diámetro de la antena o disminuyendo la longitud de onda de sondeo, es por lo tanto un factor importante para cumplir mejor con la suposición de un volumen lleno uniformemente, pero no hace nada por la degradación con la distancia.
Además de la lluvia, la nieve, el aguanieve y otras precipitaciones, el radar meteorológico puede recibir ecos de otras fuentes. Los principales contaminantes de los datos son:
Cada uno de estos artefactos tiene sus propias características que hacen posible reconocerlos como precipitación real para un ojo entrenado. En la sección Soluciones a continuación, se muestra que es posible filtrarlas combinando reflectividad, velocidades Doppler y polarización. Estos datos pueden ser útiles para algunos usuarios una vez separados de las precipitaciones. Por ejemplo, varios estudios universitarios y gubernamentales han permitido extraer datos sobre el período, la altura y la trayectoria de migración de las aves y mariposas Monarca a partir de estos ecos parásitos. Esta información es útil para programas de desarrollo de áreas naturales, planificación de parques eólicos y cualquier otra actividad que pueda influir en las poblaciones de aves o insectos.
El radar meteorológico también puede percibir desechos en la atmósfera sondada que pueden ser utilizados por varios usuarios:
Los parques eólicos son una nueva fuente de falsos retornos. Los mástiles son metálicos y las palas de estos dispositivos suelen estar hechas de fibra de vidrio o fibra de carbono, pero tienen un inserto de metal que sirve como pararrayos . Pueden devolver una señal bastante intensa al radar cuando se encuentran lo suficientemente altos como para estar en la línea de visión del rayo. Aunque el eco de una sola turbina eólica alejada del radar puede ser insignificante en el volumen sonado, un parque eólico ubicado cerca del radar dará un retorno total significativo. Además, dado que las palas están girando, los datos de velocidad radial serán distintos de cero.
Por lo tanto, los ecos de un parque eólico pueden confundirse con la precipitación o mezclarse con ella. En este último caso, si la orientación de las palas es correcta, incluso se puede notar un doblete de velocidades alejándose y acercándose al radar que se asemeja a un mesociclón y que serán detectadas erróneamente por el programa de procesamiento de datos. Esto sucedió, por ejemplo, en 2009 en Dodge City , Kansas , EE. UU., Y desencadenó una alerta de tornado innecesaria cuando se analizó una firma tornádica giratoria en los datos del radar NEXRAD local.
Finalmente, los aerogeneradores son un obstáculo físico que corta parcialmente el haz del radar y por tanto genera problemas de sombras totales o parciales. Al igual que otros bloqueos, esto disminuye el retorno de las precipitaciones aguas abajo del parque eólico, lo que conducirá a su subestimación. Se están realizando estudios tanto en turbinas de viento para reducir su superficie equivalente de radar como en algoritmos de radar para permitirles distinguir las turbinas de viento de otros ecos.
Cualquier onda electromagnética puede absorberse pasando por cualquier medio porque excita las moléculas que la componen. Por lo tanto, esto puede eliminar algunos de los fotones para cambiar el nivel de energía del medio. El aire no es muy absorbente, pero la molécula de agua sí. Cuanto más se acerque la longitud de onda portadora del haz del radar a la de las gotas de agua (0,1 a 7 milímetros), más se excitará el dipolo de estas moléculas y más se atenuará la onda por la precipitación encontrada.
Como resultado, los radares meteorológicos suelen utilizar una longitud de onda de 5 cm o más. A los 5 centímetros, durante las lluvias intensas, hay una pérdida de señal aguas abajo de ellas en la imagen del radar (ver imagen). Sin embargo, la atenuación es de cero a aceptable en precipitaciones ligeras a moderadas y nieve. Esta es la razón por la que la mayoría de los países de las regiones templadas (Canadá y gran parte de Europa) utilizan esta longitud de onda. Requiere tecnología menos costosa ( magnetrón y antena más pequeña ). Las naciones con predominio de tormentas eléctricas severas usan una longitud de onda de 10 centímetros que está atenuada de manera insignificante en todas las condiciones, pero es más cara ( klystron ). Este es el caso de Estados Unidos, Taiwán y otros.
Las longitudes de onda de menos de 5 cm están fuertemente atenuadas, incluso con lluvia moderada, pero pueden ser de alguna utilidad a corta distancia, donde la resolución es más fina. Algunas estaciones de televisión estadounidenses utilizan radares de 3 centímetros para cubrir a sus audiencias además del NEXRAD local. Sin embargo, la doble polarización de los radares meteorológicos permite utilizar nuevos parámetros para corregir los datos atenuados. Varios países que actualizan sus redes de radar de banda C de esta manera, como Canadá y Francia, se desarrollaron algoritmos robustos para realizar esta corrección automáticamente. Estos algoritmos varían según las características del haz y la longitud de onda.
Como hemos visto anteriormente, el retorno de la reflectividad es proporcional al diámetro, número y constante dieléctrica del objetivo. Entre un copo de nieve y una gota de lluvia de la misma masa, existe una diferencia importante de estas tres variables. Entonces, el diámetro de una escama es mucho mayor que el de la gota, pero la constante dieléctrica es mucho menor. A medida que los copos caen más lentamente, tienen una mayor concentración que las gotas, pero estas últimas a menudo chocan para formar objetivos más grandes. Cuando tiene en cuenta todos estos factores y calcula la reflectividad de cada uno de estos dos objetivos, se da cuenta de que la diferencia es de aproximadamente 1,5 dBZ a favor de la caída.
Cuando la nieve, en altitud, desciende al suelo y se encuentra con aire por encima del punto de congelación, se convierte en lluvia. Por lo tanto, esperamos que la reflectividad aumente en aproximadamente 1,5 dBZ entre un datum de radar tomado en la nieve y otro tomado en la lluvia. Sin embargo, a la altitud donde la nieve comienza a derretirse, hay un aumento en las reflectividades hasta 6.5 dBZ. ¿Lo que está sucediendo?
En este nivel, se trata de copos húmedos. Todavía tienen un gran diámetro, acercándose al de los copos de nieve, pero su constante dieléctrica se acerca al de la lluvia y caen lentamente. Luego tenemos los tres factores que favorecen una mayor reflectividad. Esto da como resultado un área llamada banda brillante. En los datos de radar, en PPI o CAPPI, que cruzan este nivel, veremos un aumento en las intensidades de precipitación que no es real.
Por lo tanto, el uso de las tasas de precipitación contaminadas por la banda brillante conducirá a una sobreestimación de las cantidades de lluvia en el suelo. Se han desarrollado varias técnicas para filtrar este artefacto por varios servicios meteorológicos. El principio general es detectar el nivel de la franja brillante e intentar utilizar los datos en la lluvia debajo de ella, si es posible, o en la nieve de arriba, pero con corrección.
El rayo emitido no es un cepillo como un rayo láser, sino que tiene la forma de un patrón de difracción a través de una rendija, ya que la onda emitida sale a través de la rendija de un tubo guía de ondas en el punto focal de una antena parabólica . El pico central (el rayo del radar) es más o menos una curva gaussiana, pero hay picos secundarios que también pueden iluminar objetivos fuera del eje principal. Se hace todo lo posible para minimizar la energía de los picos secundarios en una pequeña fracción del pico central, pero nunca son cero.
Cuando el rayo del radar pasa sobre un eco particularmente fuerte, el retorno de energía del pico central está en la línea de visión. Los retornos de los picos secundarios (ver lóbulo secundario ) llegan, por su parte, al mismo tiempo que el pico central ilumina otro ángulo de visión. A medida que el receptor observa el ángulo de visión del pico central, los retornos de los picos secundarios se notan, por lo tanto, en un azimut incorrecto, lo que crea un retorno falso débil a ambos lados de nuestro eco verdadero.
El rayo de radar es reflejado por el objetivo en todas las direcciones. En general, la retroalimentación de múltiples reflejos en la nube es insignificante. En determinadas condiciones en las que el núcleo de la precipitación es intenso (como el granizo ), una parte importante de la energía del rayo del radar se reflejará de regreso al suelo. Como este último es muy reflectante, devolverá una buena parte a la nube. El área de precipitación intensa finalmente devolvió parte del radar. Entonces tendremos una reflexión de tres cuerpos.
Como este eco adicional llega más tarde que el eco inicial de la nube, debido a la trayectoria más larga, estará fuera de lugar detrás de los verdaderos ecos de precipitación. En un PPI o CAPPI, tomará la apariencia de un cono o un área alargada de baja intensidad detrás del núcleo más intenso de la precipitación. En una sección vertical, veremos que este cono no toca el suelo. Se extenderá en una dirección radial a lo largo de un ángulo de elevación con respecto al radar y más allá del núcleo.
El siguiente ciclo muestra cómo podemos limpiar una imagen de reflectividad sin procesar para encontrar los verdaderos ecos debidos a la precipitación. Como estos últimos son generalmente móviles, al eliminar los ecos cuya velocidad es cero, obtenidos mediante el procesamiento Doppler, solo nos quedan los verdaderos ecos. Aunque el tratamiento es complejo y falible, suele dar resultados muy interesantes. Los problemas debidos a los cambios en los tipos de precipitación, la mezcla de precipitaciones y los objetivos no meteorológicos, como las aves, se pueden filtrar utilizando un filtro de los datos de polarización. Esto se está empezando a hacer operativamente y está dando buenos resultados.
La resolución del radar también es un factor importante para identificar y medir las intensidades de precipitación. El diámetro de la antena se puede aumentar para reducir el ancho del haz, pero los costos son significativos. Otra forma es aumentar la densidad de la red de radares para utilizar los datos más cercanos a cada radar, donde el haz es más estrecho.
Uno de estos programas, llamado CASA , para el Centro de Detección Adaptativa Colaborativa de la Atmósfera , subdivide la región cubierta por un radar regular y cada sector está cubierto por un pequeño radar económico que solo sondea a niveles bajos. Esto agrega información de alta resolución y bajo nivel y llena el vacío de datos en el ángulo mínimo del radar principal. Una red de este tipo puede utilizar una longitud de onda más corta, lo que reduce el tamaño de las antenas, pero la atenuación por precipitación es significativa. Luego, cada punto debe estar cubierto por varios radares que compensarán la atenuación "mirando" cada uno desde una dirección diferente. Una red de este tipo podría incluso reemplazar teóricamente los radares actuales si el costo y la tecnología de la coordinación de encuestas se vuelven competitivos.
Desde 2003 , se ha probado un radar tridimensional escaneado electrónicamente , comprado a la Marina de los Estados Unidos por el Servicio Meteorológico de la NOAA , para ver la utilidad de este concepto en la detección de precipitaciones. La ventaja de este tipo de antena es la de obtener un sondeo de la atmósfera en un tiempo mucho más rápido que con una antena convencional, permitiendo ver la evolución de las tormentas con una resolución temporal mucho mayor. Como estos últimos pueden cambiar de características muy rápidamente y provocar un clima severo, la esperanza es poder anticipar mejor la aparición de fenómenos violentos ( tornado , granizo , lluvias torrenciales y rachas descendentes ) y así mejorar la alerta de alertas meteorológicas.
Se estima que se necesitarán de 10 a 15 años para completar la investigación y planificar la construcción de una nueva generación de radares meteorológicos utilizando este principio que podría dar un sondeo completo en menos de 5 minutos. El costo estimado de este experimento es de 25 millones de dólares .
Diferentes redes de radares meteorológicos: