TELEDETECCIÓN: APLICACIONES METEOROLÓGICAS.

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1 TELEDETECCIÓN: APLICACIONES METEOROLÓGICAS. Curs d especialista universitari en Sistemes d Informació Geogràfica i Teledetecció C D C V A Grup de Meteorologia Departament de Física Universitat de les Illes Balears Angel Luque: angel.luque@uib.es Bernat Amengual: bernatam@yahoo.com 1

2 ÍNDICE.pag 1. Tipos de plataformas espaciales y de imágenes de satélite Satélites geoestacionarios Ejemplos de imágenes del Meteosat-7 y GOES Satélites de órbita polar Ejemplos de imágenes satélites polares (NOAA) El Meteosat, interpretación y aplicaciones El antiguo Meteosat o Meteosat Información básica que se puede obtener de los tres canales clásicos El MSG (Meteosat Segunda Generación) o Meteosat Satelites NOAA, aplicaciones Sensores en el microondas Radares meteorológicos, aplicaciones Breve desarrollo histórico Objetivos, funcionamiento y ventajas del radar Interpretación de las imágenes de radar y aplicaciones Situaciones meteorológicas observadas desde el espacio Material interesante en la web

3 1. TIPOS DE PLATAFORMAS ESPACIALES Y DE IMÁGENES DE SATÉLITE. Un satélite artificial se puede considerar en primera aproximación como un cuerpo de masa pequeña que gira alrededor de otro mucho mas pesado, y ambos considerados como puntuales. De esta forma se puede decir que los dos cuerpos que tienen interacción mutua de tipo gravitatorio cumplen las leyes de Newton y por tanto se comportan bajo la acción de fuerzas centrales. En relación con la órbita debemos distinguir dos tipos fundamentalmente: - Orbitas geoestacionarias o geo-sincrónicas. - Orbitas polares (o cuasi-polares). 1.1 Satélites geoestacionarios. El plano de la órbita corresponde al plano ecuatorial de la tierra y el período de rotación debe ser el mismo que el de la tierra. Igualando la fuerza centrifuga del satélite con su fuerza gravitatoria se obtiene que el satélite geoestacionario debe mantenerse a una distancia fija de Km de altura aproximadamente. La ventaja de este tipo de satélite es que gira sólidamente con la tierra de forma que cubre una amplia zona de ésta permanentemente. La resolución temporal del satélite sobre la zona cubierta de la tierra dependerá exclusivamente de la resolución temporal del sensor, es decir, del tiempo que tarda el sensor en generar una imagen completa. La principal desventaja es que el satélite se encuentra lejos de la tierra por lo que generalmente la resolución es relativamente baja comparado con los satélites polares. La resolución espacial es máxima en zonas cercanas al ecuador (entre 3 y 5 Km estas zonas se observan perpendicularmente desde el nadir del satélite) y va disminuyendo a medida que nos aproximamos a los polos o bordes de la imagen (estas zonas se observan de forma muy inclinada). (mirar figura 1.4) Para cubrir la tierra de forma global con este sistema es necesario utilizar entre 6 y 7 satélites geoestacionarios (mirar figura 1.3). - Características orbitales del Meteosat. El satélite METEOSAT se encuentra en el espacio situado en el corte del meridiano de Greenwich con el Ecuador a km de altitud. Debido a su posición, este satélite describe una órbita con una velocidad de traslación coincidente con la de rotación de la tierra viendo en todo momento la misma zona del globo; el área en cuestión corresponde a un círculo centrado sobre el Golfo de Guinea (0ºN,0ºE) que abarca hasta los 65 º de latitud; en esta área queda incluida la Península Ibérica y región Mediterránea pudiendo ser seleccionada esta zona para estudiar diversos aspectos meteorológicos de interés para nosotros. 3

4 Figura 1.1 Un satélite geoestacionario gira sólidamente con la rotación terrestre por lo que éste se encuentra siempre sobre el mismo punto en el ecuador terrestre Figura 1.2 La distancia tierra satélite en el que se iguala la fuerza centrífuga del satélite con la gravitatoria es de km aprox. Figura 1.3. Para cubrir la tierra entera es necesario entre 6 y 7 satélites geoestacionarios. Cada continente está cubierto por uno o varios satélites de este tipo. 1.2 Ejemplos de imágenes del Meteosat-7 y GOES Imagen del canal visible del METEOSAT-7 4

5 Figura 1.4. Imagen global del meteosat-7 del canal visible. Es posible comprobar que el punto subsatélite se encuentra en el Golfo de Guinea y como la resolución espacial de cada punto empeora a medida que nos desplazamos a los bordes de la imagen. Figura 1.5. Imagen visible normalizada y proyectada a Lambert conforme y 6 Km de resolución a las 6:00 del 10 de junio de 2000 (3 horas después de las inundaciones en Montserrat) 5

6 Figura 1.6. Imagen del canal de vapor de agua. Misma hora, mismo día que la imagen anterior. Los tonos oscuros: atmósfera mas seca. Tonos claros: mayor concentración de vapor de agua. Figura 1.7. Imagen infrarroja en falso color realzando la temperaturas de brillo, Misma hora, mismo día que figuras 1.5 y

7 Figura 1.8. Imagen del canal 1 (visible) del GOES-8 del huracán Mitch Figura 1.9. Huracán mediterráneo o meso-ciclón sobre Mallorca. Imagen canal visible del Meteosat-5 del 12 de septiembre de

8 1.3 Satélites de órbita polar. El plano de la órbita es prácticamente un plano meridiano, es decir, se traslada de polo a polo y contiene al eje de rotación de la tierra. El período de la órbita es variable y depende de la distancia al centro de la tierra. Por ejemplo, los satélites de tipo NOAA oscilan alrededor de 90 o 100 minutos, con distancias a la superficie del orden de Km aproximadamente. Este tipo de satélites se conocen como de órbita baja, a diferencia de los geoestacionarios que orbitan a km de la superficie (40 veces mas lejos de la tierra). En realidad el plano de un satélite de este tipo está ligeramente inclinado respecto al eje de rotación de la tierra por dos motivos; por una parte, debido a la imperfección de la esfera terrestre, lo que provoca una variación en la trayectoria del satélite, y por otra, para buscar una precesión en el plano de la órbita de forma que el satélite cuando pase por un determinado punto de la superficie se encuentre en una posición fija respecto a la iluminación de la luz solar lo más adecuada posible. Así si la precesión es de 360 al año, la órbita siempre estará en el mismo plano respecto al sol. Esto se conoce como órbita solar-sincrónica (sun-synchronous orbit) y la principal característica es que el satélite pasa sobre un punto de la tierra a la misma hora cada día y cada noche, por lo que el periodo en cada punto es de 12 horas. La primera serie de satélites diseñados específicamente para estudios atmosféricos es la conocida como serie TIROS (Television and infrared observation satellite, 1960), otros son: Nimbus ESSA. O ITOS NOAA TIROS N Cosmos (rusos) Meteor. Las principales ventajas de este tipo de satélites son: La órbita es muy baja (850 Km de altura) por lo que la resolución espacial de los datos tomados por los sensores es mucho mejor (entre 0.5 y 1.2 Km). Al pasar siempre a la misma hora sobre cada punto cada día y cada noche la radiación solar sobre las superficies a observar va a ser muy uniforme. Con un solo satélite se puede cubrir toda la tierra en 12 horas. La principal desventaja con respecto a los satélites geoestacionarios es que la resolución temporal sobre un punto (12 horas entre imagen e imagen) es insuficiente para los fines meteorológicos. Esto es debido a que las estructuras meteorológicas evolucionan con gran rapidez, en cuestión de horas se puede formar un sistema convectivo o una zona frontal puede afectar una región determinada. Para realizar una vigilancia correcta de los sistemas nubosos sobre una zona determinada, los satélites geoestacionarios tienen una gran importancia porque son capaces de tomar una imagen cada 15 o 30 minutos. Para otro tipo de operaciones de vigilancia o científicas realizadas por los satélites polares no es necesaria una gran resolución temporal. Estas operaciones pueden ser por ejemplo: Determinación de la temperatura de la superficie del océano. Seguimiento de estructuras oceanográficas. Estudio de la evolución de las superficies heladas en los polos o en otras regiones. 8

9 Evolución de zonas desérticas. Etc. a) b) Figura 1.10(a) y (b). a) La órbita no es exactamente de norte a sur, existe una pequeña desviación provocada por un lado debido a la imperfección de la esfera terrestre y por otra, para buscar una precesión en el plano de la órbita de forma que ésta sea solar sincrónica. b) La órbita polar sincronizada con el sol implica que el satélite se encuentre siempre en línea con la tierra y el sol. a) b) Figura 1.11 a) Mientras el satélite orbita de norte a sur y de sur a norte siempre en línea entre la tierra y el sol. La tierra rota sobre si misma por lo que en 12 horas el satélite habrá cubierto la tierra completa teniendo en cuenta los pases ascendentes y descendentes. b) El sensor de barrido va tomando datos de la superficie píxel a píxel y línea a línea como es explica en la figura 7. c) Órbita polar tal y como se vería sobre la tierra en c) 9

10 1.4 Ejemplos de imágenes satélites polares (NOAA) Los siguientes ejemplos se corresponden con las 5 bandas del sensor AVHRR del NOAA 12 del día 11 de agosto de 2004 a las 16:49 UTC sobre Islandia. (ver en tabla 4.2 de las bases teóricas, las características espectrales de este sensor) Figura Banda 1 (visible) unidades en %reflectancias. En el visible resaltan las zonas mas reflectantes como las nubes y los glaciares mientras que el mar y los lagos son mas oscuros. Figura Banda 2 (infrarrojo próximo) unidades en %reflectancias. Se mezcla procesos reflexión de radiación solar con radiación infrarroja emitida por la tierra. 10

11 figura Banda 3. (Infrarrojo térmico) Unidades en grados Kelvin. figura Banda 4. (Infrarrojo térmico) Unidades en grados Kelvin. Se trata de una ventana atmosférica, la radiación escapa en un 80% y la temperatura de brillo es representativa de la temperatura del suelo. En esta imagen podemos observar como los suelos de roca volcánica son más brillantes y por tanto más calientes mientras que los glaciares y nubes altas están muy fríos al corresponderse con colores mas oscuros. 11

12 figura Banda 5. (Infrarrojo térmico) Unidades en grados Kelvin. 12

13 2. EL METEOSAT, INTERPRETACIÓN Y APLICACIONES El satélite Meteosat es la plataforma geoestacionaria que observa la Península Ibérica y región Mediterránea con fines meteorológicos por lo que nos centraremos en las características de este sensor espacial. 2.1 El antiguo Meteosat o Meteosat1-7 El sistema METEOSAT es capaz de tomar imágenes cada media hora lo cual es una buena resolución temporal para el seguimiento de los fenómenos de tipo meteorológico como puede ser por ejemplo la distribución y variación de la nubosidad. Es posible disponer de tres imágenes cada media hora denominadas Visible (VIS), Infrarroja Térmica (IR) e Infrarroja de Vapor de Agua (WV: Water Vapour en inglés) correspondiendo a los tres tipos de canales que lleva a bordo el satélite. Cada uno de estas bandas recoge radiación electromagnética en un rango de longitudes de onda diferente lo cual permite interpretar las imágenes en función de distintas características de los objetos observados. El sensor a bordo del satélite mide la energía radiante procedente de los objetos situados en la tierra dando cuenta esta medida de la reflectividad de los mismos (imagen VIS) o de su temperatura (imágenes infrarrojas). Cada punto en la imagen se denomina Píxel y corresponde a un determinado área en tierra al cual el satélite asigna Cómo dato. Así el sensor es incapaz de distinguir un objeto cuyo tamaño sea menor que su resolución espacial que es de 2.5x2.5 km 2 para el sensor visible y 5x5 km 2 para los dos infrarrojos. Hay que decir que estos valores corresponden al punto sub-satélite (PSS) y son valores máximos. Alejándonos de este punto el área abarcada por cada Píxel aumenta y para la Península Ibérica gira en torno a los 10x5 km 2 =50 km 2. En la siguiente tabla resumimos las características principales de las tres bandas: Tabla 2.1 Bandas espectrales VIS: µm IR(V. de agua): µm IR(Térmico): µm Líneas por imagen Pixels por línea Resolución (PSS) 2.5 km 5 km 5 km 2.2 Información básica que se puede obtener de los tres canales clásicos. En este apartado hablaremos de los tres canales básicos utilizados en meteorología, sin embargo, a la hora interpretar una imagen Visible (VIS), infrarroja (IR) y de vapor de agua (WV), todo lo dicho es aplicable a imágenes de las bandas del MSG-1 (Meteosat Segunda Generación) y GOES-8-9 que se encuentran dentro de estos rangos espectrales. Interpretación de las imágenes VIS En este tipo de imágenes se ponen de manifiesto las distintas reflectividades de los objetos observados por el sensor VIS del satélite. Cada tipo de superficie refleja de manera distinta la luz que incide sobre ella. Esta radiación reflejada acaba llegando al satélite. En función de si llega mas o menos cantidad de radiación las superficies se verán más claras o más oscuras. Así, por ejemplo: 13

14 El mar, y el agua en general, presenta una reflectividad muy baja con lo que la radiación que recibe el satélite es poca y dicha superficie acaba siendo muy claramente distinguida del resto por su color oscuro prácticamente negro. Las nubes, al contrario, tienen una reflectividad muy alta apareciendo blancas, tanto más cuanto mayor es su espesor. Por tipos de nubes resaltarán mas los cúmulos y cumulonímbus y menos los cirros y cirrostratos por ser frios y finos. Sobre la superficie terrestre las zonas nevadas son las que mas resaltan, a continuación los suelos desnudos y sobre todo la arena de zonas desérticas se verán de un tono mas claro que la superficies vegetales. En resumen de mayor reflectividad a menor, se veran por este orden: Cumulos espesos, cumulonimbos, cirros, nieve, desiertos, vegetación y mar. (Todo esto se puede comprobar observando las imágenes visibles de las figuras 1.4, 1.5, 1.8, 1.9, 1.12, 3.1, 6.1, 6.3, 6.4 y 6.5) Esta banda es sensible a la radiación solar directa reflejada en la tierra por lo que se verá influenciada por la inclinación solar la cual depende de la estación del año y la hora del día. Las imágenes VIS quedan totalmente oscuras en horas de la noche. Con respecto a las unidades utilizadas para medir la radiación reflejada por las superficies, el Meteosat-5-7, no tiene unidades físicas, utiliza una escala de brises de 8- bits, es decir, con 255 niveles donde: el 0 (color negro) se corresponde con reflectividad nula o oscuridad total del píxel. 255 (color blanco) con reflectividad máxima. Los canales visibles del Meteosat-8 y AVHRR utilizan % de reflectancia que se corresponde fisicamente con el albedo del píxel multiplicado por 100%. (refl% = α 100%) Interpretación de las imágenes IR La radiación emitida por la tierra tiene un máximo en torno a los 10 μm correspondiendo a la radiación detectada por el sensor IR térmico. La radiación emitida por los cuerpos depende en gran medida de su temperatura. Para este rango de longitudes de onda la reflectividad de los cuerpos es prácticamente nula por lo que los cuerpos sobre la tierra se pueden considerar como cuerpos negros que emiten radiación. Bajo este punto de vista es posible determinar la temperatura de estos a partir de la energía de radiación aplicando la ley de Plank (mirar figura 3.3 de las bases teóricas). Además, en este rango de longitudes de onda la atmósfera se comporta como una ventana atmosférica casi perfecta y toda esta radiación escapa en su mayoría al espacio. De todas formas la temperatura radiativa de los cuerpos suele ser en general un poco mas baja que la temperatura real medida por ejemplo por un globo sonda. Esto es debido a que una pequeña parte de la radiación emitida por la superficie o las nubes se absorbe de nuevo por el resto de atmósfera antes de llegar al sensor. En todo caso, las imágenes infrarrojas en este canal constituyen un mapa térmico de la tierra y de las cimas de las nubes. A los cuerpos mas fríos les corresponde bajos valores de radiación y a los calientes al revés; con objeto de compararlas con la imagen visible se invierte el código de colores de forma que las nubes, que son objetos fríos, se vean blancos y los cuerpos calientes (véase la arena del Sahara, por ejemplo) se vean oscuros. (mirar figura 6.2) Las diferentes tonalidades de las nubes corresponden a diferentes temperaturas de la cima lo que permite identificar capas de nubes a diferentes alturas. Las nubes que mas 14

15 resaltan son las mas altas y frías como los cirros espesos asociados a fenómenos convectivos (los que forman parte del yunque de un cumulonímbo) y partes activas de la célula convectiva impulsadas más allá de la tropopausa. A diferencia de la banda VIS, en este caso y en el canal de WV el Meteosat recibe radiación emitida por la tierra en el rango infrarrojo día y noche por lo que tendremos mapas térmicos y de WV a cualquier hora del día y de la noche. Interpretación de las imágenes WV El canal espectral en cuestión es una zona de fuerte absorción del vapor de agua, llegando al satélite una cantidad de radiación inicialmente emitida por la superficie terrestre o la nubosidad y absorbida posteriormente por este componente atmosférico. Dicho componente Como se encuentra distribuido por toda la atmósfera, normalmente no se perciben los contornos del suelo. Los niveles de gris que aparecen en cada imagen están relacionados con el contenido de vapor de agua sobre todo, en la media y alta atmósfera; la interpretación a grandes rasgos es la siguiente: Gris oscuro o negro: Seco a todos los niveles o húmedo solamente en los niveles mas bajos. Gris medio: Valores de humedad media en la media y alta troposfera. Blanco brillante: Humedad alta a todos los niveles y/o presencia de nubes densas. Las Imágenes de WV son importantes para la determinación de características de niveles altos troposféricos, puesto que el vapor de agua actúa como trazador pasivo. Este trazador permite seguir tanto movimientos verticales como los horizontales relacionados con la circulación atmosférica en los niveles medios y altos. Si se observa una imagen de WV o mejor, una animación, es posible localizar zonas de subsidencia D (menor contenido de vapor de agua o mas oscuras), zonas de grandes sistemas nubosos (representan zonas de ascenso de aire) A, vaguadas V, dorsales, corrientes en chorro, etc. (mirar imagen de portada de estos apuntes) Con respecto a la temperatura de brillo o radiativa ocurre lo mismo que con la imagen IR. Zonas más brillantes se corresponden con temperaturas mas frías y zonas mas oscuras con temperaturas mas calientes. En este caso tenemos en acción dos cuerpos negros de distinta naturaleza que interaccionan con la radiación: Por un lado, la superficie que emite radiación. Por otro, el vapor de agua que absorbe radiación. Finalmente, la radiación neta es la que llega al sensor y la cual es posible medir la temperatura a partir de la ley de Plank (mirar figura 3.3 de las bases teóricas). Estas imágenes de WV son mas frías en general que las infrarrojas debido al bloqueo parcial de la radiación producido por el vapor de agua. Sin embargo menos de un 10 % en superficie como valor medio de una imagen completa de vapor de agua puede estar mas caliente que la misma imagen infrarroja. Estas zonas calientes suelen coincidir con áreas de gran actividad convectiva (mirar figura 2.1) Aplicaciones del Meteosat1-7 Además de la observación de la nubosidad a través de las tres bandas (mirar figuras 26-31), es posible hacer un análisis mas completo de la información y obtener: 15

16 Imágenes de precipitación estimada (figura 2.3 de las bases teóricas) Detección de zonas convectivas (figura 2.1) Mapas de vientos a diferentes alturas utilizando la nubosidad en el infrarrojo como trazador. Mapas de movimiento de masas de aire utilizando las imágenes de vapor de agua como trazador. Figura 2.1. Detección de zonas convectivas del caso Montserrat del día a las 02:00 Figura 2.1a. Resta de las temperaturas de brillo de la imagen de vapor de agua T WV e infrarroja T IR y posteriormente multiplicada por 10. En este caso se indican las zonas donde T WV T IR > 0 que se corresponden con zonas calientes altamente convectivas donde T WV > T IR. a) Figura 2.1b. Imagen radar meteorológico terrestre en reflectividad del mismo día y hora. Los mayores valores (REFL > 32 dbz) se encuentran dentro de la zona convectiva detectada en la figura 2.1a. Figura 2.1c. Intensidad de precipitación en mm/hora medida por estaciones pluviométricas terrestres en el mismo día y hora que la figura 2.1a. Cada línea son 20 mm/hora y en el centro hay un máximo de 90 mm/hora aproximadamente. Es posible observar que toda la precipitación se encuentra dentro de la zona convectiva delimitada en la figura 2.1a. b) c) 16

17 Figura 2.2 Imagen de campo de vientos a distintas alturas utilizando la nubosidad como trazador. Productos basados en los satélites Meteosat 5, 6, 7 ofrecidos por EUMETSAT ( Meteosat 5,6,7 Products MPEF Product Name Clear-sky Radiances (CSR) Clear-sky Water Vapor Winds (WVW) Climate Data Set (CDS) Cloud Analysis (CLA) Cloud Motion Winds (CMW) Cloud Top Height (CTH) Expanded Low-resolution Winds (ELW) High-resolution Visible Winds (HRV) High-resolution Water Vapor Winds (HWW) ISCCP Data Set - B1 and B2 Sea-surface Temperature (SST) Upper Tropospheric Humidity (UTH) 2.3 El MSG (Meteosat Segunda Generación) o Meteosat-8 El primer satélite de la nueva generación de la serie Meteosat se puso en órbita el 28 de agosto de 2002, desde entonces ha estado en periodo de pruebas hasta que en enero de 2004 ha empezado a generar imágenes de forma operativa. Las nuevas prestaciones del MSG son básicamente las siguientes: 12 canales espectrales gracias al sensor SEVIRI (Radiómetro de Exploración por barrido giratorio en la región visible e infrarroja del espectro ) (mirar características en la tabla 4.3 de bases teóricas) en lugar de 3 canales del Meteosat-7 (mirar tabla 4.1 de bases teóricas). La ventaja de esto es que con un solo sensor se puede crear gran cantidad de algoritmos y productos que ayuden a la vigilancia y predicción a muy corto plazo. 17

18 Resolución temporal o ciclo de registro de cada imagen de 15 minutos en lugar de 30. Esto mejorará la vigilancia y pronóstico de tiempo severo. La resolución espacial del canal visible se incrementa a 1 Km (mirar tabla 4.3 de bases tóricas la banda 12 HRV) en lugar de 2.5 Km del Meteosat-7 (mirar tabla 2.1) La resolución espacial del resto de los canales es de 2.5 Km en lugar de 5 Km del Meteosat-7 (mirar tabla 2.1) Estos valores de resolución se corresponden con el punto subsatélite (0 latitud y 0 longitud) a medida que nos alejamos de este punto la resolución va disminuyendo. Aplicaciones del MSG Además de las aplicaciones del Meteosat-7 como: Calculo de Temperaturas de la superficie del mar. Calculo de vientos en altura utilizando la nubosidad como trazador. Estimación de la precipitación. El proyecto SAF (Satellite Application Facilities) ( Está encargada de generar productos geofísicos a partir de la información proporcionada por el MSG. Estos son: Cloud Mask Cloud Type Cloud Top Temperature & Height Precipitating Clouds Convective Rainfall Rate Total Precipitable Water Layer Precipitable Water Stability Analysis Imagery High Resolution Winds Automatic Satellite Image Interpreation Rapidly Developing Thunderstorms Air Mass Analysis 18

19 Figura 2.3. Aplicaciones del proyecto SAF Otras Aplicaciones posibles del MSG: 19

20 Detección de grandes incendios. Detección de nieblas. Detección de zonas cubiertas por nieve, hielo y glaciares. Detección de islas de calor producidas por zonas altamente urbanizadas de las grandes ciudades. Clasificación de suelos. Es posible diferenciar entre suelos con cubierta vegetal, suelos urbanos y suelos despejados. Detección de plumas de partículas provocadas por erupciones, tormentas de arena, etc. Detección de ozono. Figura 2.4. Detección de grandes incendios Figura 2.5. Detección de nieblas sobre Francia 20

21 3. SATÉLITES NOAA, APLICACIONES Los satélites NOAA son de órbita polar solar sincrónica y su principal ventaja es que se encuentran a unos 850 Km de la tierra por lo que la resolución espacial es de 1 Km. Llevan incorporado el sensor de barrido AVHRR, el cual toma datos en 5 bandas: Dos bandas en el visible y tres en el infrarrojo (mirar tabla 4.2 las bases teóricas). Estos satélites desde el inicio de la serie TIROS se han utilizado sobre todo para aplicaciones meteorológicas y oceanográficas. Algunas aplicaciones meteorológicas Figura 3.1 (arriba) Combinación de bandas del AVHRR para diferenciar entre nubes altas y frías (color blanco y azulado), nubes bajas (color amarillo), suelo (color verde) y mar (color azul oscuro) Figura 3.1. (abajo) Imagen AVHRR canal 1 (visible) Norte de Italia, Alpes nevados y nieblas o nubes muy bajas. 21

22 Figura 3.2. Combinación de banda 3 y 4 del AVHRR sobre Mallorca para determinar nieblas y nubes bajas figura 3.3a. TB3 TB4. del sensor AVHRR sobre Islandia en grados Kelvin. Combinación de bandas para realzar la nubosidad. Se observan nieblas o nubes muy bajas al norte de Islandia, nubes medias más brillantes en el centro y cirros finos al suroeste. Se observa ruido sobre el mar, lagos y glaciares. 22

23 Figura 3.3b. TB4 TB5. del sensor AVHRR sobre Islandia en grados Kelvin. Combinación de bandas para realzar la nubosidad, sobre todo las nubes altas como los cirros y altocúmulos. Algunas aplicaciones oceanográficas Figura 3.4. Combinación de la banda 4 y 5 del AVHRR para calcular la temperatura de la superficie del océano en falso color. 23

24 Figura 3.5a. banda 4 en escala de grises para identificar estructuras oceanográficas al suroeste de Canarias y costa africana. Figura 3.5b. Con una serie temporal de imágenes NOAA de la banda 4 como la que se muestra la figura 3.5a. es posible hacer un seguimiento dinámico (diámetro y velocidad de traslación) de un remolino anticiclónico como el AT1 desde el 31 de julio de 1998 hasta que desaparece en 30 de enero de Estos remolinos son frecuentes a sotavento de las Islas Canarias e influyen en la actividad pesquera. 24

25 4. SENSORES EN EL MICROONDAS Los sensores en el microondas pueden ser pasivos o activos. Un sensor pasivo es aquel que recibe radiación reflejada o emitida desde una fuente natural como el sol o la tierra, son aquellos que hemos visto hasta ahora. Un sensor activo, produce un pulso de radiación el mismo, lo hace incidir sobre un objeto o cuerpo en estudio y a continuación capta la radiación que retorna (eco). El análisis de las modificaciones que ha sufrido la radiación nos da ciertas propiedades de los blancos. Los blancos u objetos pueden ser la superficie de la tierra, objetos móviles o precipitación (en el caso del radar meteorológico). La zona del espectro del microondas abarcan la porción del espectro electromagnético entre 1 cm y 1 m. de longitud de onda λ por tanto son ondas mucho mas largas que las visibles o IR. Estas ondas presentan la propiedad de que las nubes, polvos, brumas, etc son semi-transparentes. Sólo en las microondas más cortas se produce fenómenos de difusión con las gotas de lluvia, bolas de granizo y copos de nieve. Esta propiedad es la que utiliza los radares meteorológicos. Microondas pasivo. Los sensores pasivos de microondas presentan propiedades similares a los sensores en el Infrarrojo térmico, con la ventaja de que las nubes son semitransparentes. La radiación en el microondas de la atmósfera y la superficie terrestre es muy pequeña (0.25º de latitud y longitud) por lo que los sensores utilizan una resolución espacial baja a pesar de estar en plataformas polares. En meteorología se utilizan para determinar perfiles atmosféricos, contenidos de vapor de agua, vientos en superficie oceánica e intensidad de precipitación. Sensores de microondas pasivos: ( SSM/I o Special Sensor Microwave/Imagen. SST, Ocean wind speed (at 10 meters), water vapor, cloud water, and rain rate. TRMM o Tropical Rainfall Measuring Misión. Equivalente al SSM/I pero con una orbita baja para la zona tropical. This radiometer, the TRMM Microwave Imager (TMI) is well-calibrated, similar to SSM/I, and contains lower frequency channels required for sea surface temperature retrievals. The entire data set includes sea surface temperatures (SST), surface wind speeds derived using two different radiometer channels, atmospheric water vapor, liquid cloud water and rain rates. AMSR-E o The Advanced Microwave Scanning Radiometer. sea surface temperature (SST), wind speed, atmospheric water vapor, cloud water, and rain rate. QSCAT o microwave scatterometer SeaWinds. Winds near the ocean surface. MSU o Microwave Sounding Units. operating on NOAA polar-orbiting platforms have been the principal sources of satellite temperature profiles for the past two decades. The MSUs are cross-track scanners with measurements of microwave radiance in four channels ranging from 50.3 to GHz on the lower shoulder of the Oxygen absorption band. These 25

26 four channels measure the atmospheric temperature in four thick layers spanning the surface through the stratosphere. 26

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29 5. RADARES METEOROLÓGICOS, APLICACIONES La forma más común de detección en el microondas es el RADAR (Radio Detection and Ranging). Se trata de un sensor activo que emite una señal hacia un blanco y detecta la porción de la señal inicial que vuelve a la antena. En esta se mide el cambio que se ha producido en la longitud de onda y el tiempo de retraso que ha habido entre la emisión y la recepción del eco. Con esta información se determina la distancia y la dirección donde se encuentra el blanco u objeto. Se utiliza el radar para regularizar el tráfico aéreo, maritimo, operaciones militares, etc. En estos casos los blancos son móviles. Los radares meteorológicos detectan precipitación, donde los blancos son gotas de agua, bolas de granizo o copos de nieve. Pero el radar también se puede dirigir a la superficie de la tierra para determinar la rugosidad del terreno (topografía), y otras propiedades físicas de la superficie (humedad, estado de la mar, etc.). La ventaja principal es que la nubosidad no afectaría a esta señal en el microondas. Hay tres tipos de radares meteorológicos, dependiendo de la longitud de onda que utilicen. RADAR Banda S Banda C (radares Banda X INM) λ ~10 cm ~5 cm ~3 cm Atenuació Pràcticament lliure Atenuació mitja Atenuació alta atmosfèrica d atenuació Característiques Car, antena grossa Aproximadament la El més barat, es sol (~ 6 m) i de meitat de cost que el usar en fins de construcció molt de banda S. Antena investigació de precisa. (~ 3m) camp (tornados, tempestes severes) Us En precipitacions En precipitacions Investigació convectives estratiformes (intensitats grosses i (intensitats i gotes gotes grosses) petites) Zones mediterrànies 5.1 Breve desarrollo histórico El camino hacia el radar se abrió con el descubrimiento de las ondas electromagnéticas a finales del siglo pasado por Heinrich Hertz y principalmente al comprobarse que eran reflejadas por ciertos objetos. A principios del siglo XX se pensó en un detector de obstáculos utilizando la reflexión de estas ondas, pero no es hasta el año 1938 en que se obtiene una primera versión de un aparato de detección y localización que recibió el nombre de radar (acrónimo de la expresión inglesa Radio Detection And Ranking Detección y determinación de la posición de un objeto por medio de ondas de radio). 29

30 Durante la Segunda Guerra mundial llegó a su edad adulta al concentrarse grandes esfuerzos en su desarrollo. De ésta época proviene la tradición de nombrar a ciertas frecuencias con letras por motivos de seguridad. Dentro del espectro electromagnético la región del microondas es la que usa por los sistemas radar. La mejora de las prestaciones de los equipos y las diversificaciones buscadas en el curso de este primer periodo consiguieron disminuir las longitudes de onda utilizadas con el fin de aumentar las cualidades operacionales de los radares y la sensibilidad de los equipos en la detección de los objetos pequeños. Esta mejora de la calidad de los radares hizo que aparecieran en la pantalla las zonas de precipitación y lo que resulto una molestia para los militares y la aeronáutica fue una bendición para los meteorólogos e investigadores. Se desarrollaron equipos con el fin de que las propiedades medibles de las ondas reflejadas por la precipitación pudieran ser interpretadas en función de los tamaños, formas, movimientos o fase termodinámica de las partículas que la constituyen convirtiéndose los radares en instrumentos de observación esenciales para los estudios de tormentas y desarrollo de las precipitaciones. 5.2 Objetivos, funcionamiento y ventajas del radar. Los Objetivos del radar son los siguientes: Describir el instante actual (detección de precipitaciones, identificación de estructuras y de su peligrosidad, etc ) con fines de vigilancia y prevención a corto plazo. (Objetivo operativo) Medir de forma sistemática cantidades físicas útiles en climatología y para la preparación de previsiones a más largo plazo. (Objetivo científico) Adquirir nuevos conocimientos que permitan concebir esquemas o modelos conceptuales de las estructuras y fenómenos atmosféricos para realizar y controlar los modelos numéricos. (Objetivo científico) El funcionamiento de un radar convencional consiste en emitir a la atmósfera, a intervalos de tiempo iguales, potentes impulsos de energía electromagnética muy breves y de frecuencia relativamente elevada (normalmente operan dentro del rango del microondas con longitudes de onda entre 3 y 10 cm). La energía está concentrada en un haz de pequeña apertura por una antena directiva. Los blancos o objetos detectados en el haz interceptan una parte de la energía incidente que absorben y difunden en diversas direcciones. La fracción devuelta hacia el radar es la señal útil y recibe el nombre de eco. Si se admite en primera aproximación que, en distancias que no excedan más que algunas centenas de kilómetros, las ondas electromagnéticas utilizadas se propagan en línea recta y a velocidad constante (c= m/seg), la orientación de la antena (elevación y acimut) y el tiempo transcurrido entre la emisión del impulso y la recepción de la señal permite localizar la región difusa. La emisión de pulsos electromagnéticos en todas las direcciones permite realizar una exploración en volumen. En comparación con otros medios de observación de la atmósfera, el radar ofrece las siguientes ventajas: 30

31 Permite efectuar una teledetección o detección remota instantánea o activa del blanco u objeto. La exploración se realiza en las tres dimensiones espaciales en cortos periodos de tiempo (cada 5 a 20 minutos) y para volúmenes muy grandes. Además los datos se encuentran disponibles inmediatamente. La observación no perturba el medio en el cual se realiza. Las longitudes de onda elegidas no detectan las partículas nubosas pero sí las de precipitación, el radar penetra en la nube. El satélite solo detecta la superficie nubosa a mayor altura, debido a esto ambos sensores remotos son complemetarios (mirar figura 57). Entre las desventajas tenemos: La ambigüedad de ciertas medidas. No hay una relación clara entre intensidad de eco radar y tamaño de las gotas. El radar tiene una cobertura espacial finita, a diferencia del satélite, para cubrir un país es necesario instalar una red de radares terrestres. (mirar figura 52) Los costes de los equipos radar son elevados. 5.3 Interpretación de las imágenes de radar y aplicaciones. Las unidades físicas utilizadas por el radar son decibelios (Dbz) y lo mismo que ocurre con el albedo, se trata de una proporción de energía electromagnética en el microondas difundida por las partículas y devuelta al sensor con respecto al pulso de energía emitida. Aunque la relación no es del todo directa, cuanto mayor sea la reflectividad registrada, mayor es el tamaño de las partículas y/o mayor densidad en la distribución de estas en el aire. Las partículas que se pretenden detectar con el radar son gotas de lluvia, copos de nieve o bolas de granizo con un cierto tamaño crítico. En la figura 58 izquierda se observan valores altos de reflectividad (Z > 32 dbz) al sur de la provincia de Barcelona. Los pluviómetros estaban registrando en esa zona intensidades de precipitación máximas en torno a 90 mm/hora (mirar figura 39c.). Además de las aplicaciones del radar nombradas al principio del apartado 8.2, éstos se utilizan también: Generación de imágenes simultáneas de precipitación estimada (mirar figura 58 derecha) Identificación de células convectivas y seguimiento dinámico de estas a lo largo del tiempo. Tareas de calibración de imágenes de satélite en intensidad de precipitación. 31

32 Figura 5.1. El radar emite un pulso electromagnético que solo las gotas de lluvia, copos de nieve o bolas de granizo con un cierto tamaño crítico son capaces de difundir. a) c) b) Figura 5.2. Conociendo el ángulo azimutal con respecto al norte (5.2a), el ángulo de elevación con respecto al suelo (5.2b) y la distancia entre el radar y la partícula nubosa (5.2c), es posible localizar espacialmente dicha partícula y representarla en una imagen. C: velocidad de la luz D: distancia particula T: semiperiodo desde que se emite la onda hasta que llega la porción reflejada C = D/T -> D = C*T 32

33 Figura 5.3. La información obtenida tras un pulso volumétrico en todas las direcciones se representa en capas horizontales a distintas alturas llamadas CAPPI (Constant Altitude Plan Position Indicator) Las unidades físicas utilizadas por el radar son decibelios (Dbz) y lo mismo que ocurre con el albedo, se trata de una proporción de energía difundida por las partículas y devuelta al sensor con respecto a la emitida. Aunque la relación no es del todo directa, cuanto mayor sea la reflectividad registrada, mayor es el tamaño de las partículas. Figura 5.4 Un PPI (Plan Position Indicartor): Es la superficie cónica invertida centrada en el radar formada al realizar un escaneo variando el ángulo azimutal y con ángulo de elevación constante. Un Zmax: Es el campo de reflectividad formado con las reflectividades máximas de cada PPI. ECHOTOP o ET: Da la altura de los ecos mas intensos detectados con el radar. Figura 5.5 Red nacional de radares meteorológicos pertenecientes al INM. El radar de Baleares está actualmente en construcción en Cabo Blanco. Estos radares tienen una cobertura de 220 km de radio aprox. y son capaces de cubrir hasta 7 provincias completas (mirar radar de Madrid en figura 5.4) 33

34 Figura 5.6 Imagen de la composición nacional de la red de radares, con los datos de todos los radares se forma una sola imagen a continuación se trasforma las reflectividades en dbz en intensidad de precipitación en mm/hora. En ésta concreta se muestra la tormenta del 15 de septiembre de 2004 en el que se produjo un presunto tornado en Valldemosa. Aunque no exista radar en Baleares los fenómenos convectivos intensos se pueden monitorizar de forma casi completa desde los radares de Barcelona y Valencia. Figura 5.7 Misma tormenta que la figura 53 pero vista desde el Meteosat y coloreando la imagen para resaltar las temperaturas de brillo más frías. Se observan los mismos cúmulos convectivos que en la figura 5.6. Uno sobre los Prirneos, otro al noreste de Ibiza, otro con dos núcleos sobre Mallorca y el que se encuentra al noreste de Menorca se sale de la cobertura espacial del radar. 34

35 a) b) Figuras 5.8(a) y (b) Superposición de la imagen infrarroja del Meteosat representada en tonos grises las temperaturas de brillos mas bajas y la imagen del radar de Barcelona representando líneas de igual reflectividad. Imagen a) y b) son del día 10 de junio de 2000 a las 00:00 y 02:00 respectivamente y se corresponde con las inundaciones sobre la cuenca del Montserrat en Cataluña. Lo importante es comprobar como el satélite en el infrarrojo observa el tope nuboso mientras que el radar en el microondas penetra en la nube. Además se observa claramente que las mayores reflectividades del radar se corresponden con las temperaturas de brillo más bajas dadas por el satélite. 35

36 Figura 5.9. Imagen del radar de Barcelona del 10 de junio de 2000 a las 02:10 del CAPPI mas bajo a 1.2 Km de altura. La imagen izquierda está en reflectividad en dbz y la de la derecha es la misma imagen pero transformada en intensidad de precipitación en mm/hora utilizando la relación de Marchall y Palmer. (Z=A R B ) Donde A y B son parámetros de calibración que dependen del tipo de lluvia, para precipitación convectiva: A=800 y B=1.6, para precipitación estratiforme: A=200 y B=1.6 Figura 5.10 Utilizando una serie temporal de imágenes del radar de Barcelona se puede identificar las células convectivas mas intensas inmersas en la tempestad y trazar las trayectorias seguidas por estas cada 10 minutos. Estas trayectorias se pueden extrapolar en el tiempo realizando previsiones a muy corto plazo (30 minutos) pero muy precisas. Mientras que el sistema completo se desplaza en dirección noreste según nos indicaban las imágenes del Meteosat las células convectivas se desplazaban hacia el norte. 36

37 6. SITUACIONES METEOROLÓGICAS OBSERVADAS DESDE EL ESPACIO Figura 6.1. Sistemas convectivos sobre la Península Ibérica captados en imagen de la banda 2 del NOAA- 14. Entre los distintos tipos de nubes observamos, grandes cumulus, cumulonimbus y cirros o velos asociados a la actividad convectiva. a) b) 37

38 figuras 6.2 a), b) y c). Sistemas convectivos vistos desde la banda infrarroja del Meteosat-7 en a) escala de grises inversa (0-255), b) calibrada en temperatura en falso color y c) escala de grises directa, Inundaciones sobre Albania durante el 22 de septiembre de c) Figura 6.3. Ondas de montaña. Sobre la Península Ibérica captados en imagen de la banda 2 del NOAA

39 Figura 6.4. Nubosidad asociada a una masa de aire frío en movimiento sobre Europa Central. Ondas de montaña sobre Escocia, calles de nubes sobre Inglaterra, nieve y nubosidad de retención sobre Noruega, Cirrus, Cumulus y Cumulonimbus. 39

40 Figura 6.5. Frente frío y frente cálido Banda 4 AVHRR Figura 6.5. Frente frío y frente cálido Banda visible GOES-W 40

41 7. MATERIAL INTERESANTE EN LA WEB. Imágenes de satélite, radar, software y productos derivados de teledetección ftp://eady.uib.es/pub/angel/sig/ Cursos de teledetección on-line

42 Programa IDIRSI utilizado en las prácticas 42