Qué vamos a ver. Repaso de conceptos teóricos:

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1 MSG Operación y canales de medida Patricio López Carmona malopezc@aemet.es XI /Aplicaciones la Meteorología Tropical Antigua (Guatemala) XICurso CursoIberoamericano Iberoamericano de de Meteorología Met. Satelital Satelital Aplicaciones a laa Meteorología Tropical - - Antigua (Guatemala) 1

2 Qué vamos a ver 1. Repaso de conceptos teóricos: Radiación solar y terrestre Procesos radiativos en la atmósfera Transferencia radiativa en la atmósfera Conceptos básicos sobre interpretación visual de imágenes Programa MSG-1. Operación Instrumental a bordo de los satélites MSG Canales SEVIRI y comparación con IMAGER 2

3 Módulo TEMPO 3

4 Procesos radiativos en el sistema Tierra-Atmósfera Radiación solar Radiación terrestre En parte transmitida pero reflejada, absorbida y dispersada por elementos de la superficie terrestre y de la atmósfera Emitida por los elementos presentes en la Tierra y su atmósfera según la energía térmica de cada uno y parcialmente absorbida y reemitida 4

5 Leyes de la radiación de un cuerpo negro B (T) = Radiancia a la longitud de onda - Función de Planck: Energía radiante B (T) de un cuerpo emisor a temperatura T para una longitud de onda Integrando la función de Planck para todas las y todos los ángulos tendríamos la energía total, proporcional al área bajo la curva de emisión radiativa. - Ley de Stefan-Boltzmann: La energía total emitida por un cuerpo negro es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura T. - Ley del desplazamiento de Wien: El producto de la longitud de onda de máxima emisión radiativa de un cuerpo negro, por la temperatura a la que se encuentra, T, es constante. - Aprox. de Rayleigh-Jeans aproximación de la función de Planck para asociadas a las temperaturas de emisión de la tierra y la atmósfera à Energía emitida proporcional a la temperatura T del cuerpo emisor. 5

6 Procesos radiativos en el sistema Tierra-Atmósfera Fuentes de emisión radiativa: Sol, Tierra y Atmósfera 6

7 Procesos radiativos en el sistema Tierra-Atmósfera Los sensores de los satélites miden la energía radiante proveniente de las distintas fuentes emisoras, energía que se ve alterada por diversos procesos en el sistema tierra-atmósfera. Radiación solar (VIS) à reflexión, difusión (scatering) y absorción Radiación terrestre (IR) à absorción y emisión por la Tierra (incluyendo océanos), las nubes y la propia atmósfera 7

8 La radiacion electromagnética La radiación electromágnetica es una forma de transmisión de la energía por medio de ondas electromagnéticas, con o sin la presencia de un soporte material, a una velocidad en el vacío: c = m/s ~ ms-1 Las ondas electromagnéticas propagan un campo eléctrico y un campo magnético a través del espacio, perpendiculares entre sí. La dirección de propagación es también perpendicular a ambos campos. El conjunto de todas las en que se presenta la radiación electromagnética se llama espectro electromagnético Longitud de onda: Frecuencia: = c/ La energía electromagnética se encuentra principalmente centrada en las regiones del espectro: - Visible (VIS) : µm - Infrarrojo cercano (IR): µm La contribución ultravioleta (UV) procedente del Sol es filtrada por la atmósfera terrestre. Para longitudes de onda superiores a 100 µm, la contribución energética de lostropical focos radiativos se considera nula. Aplicaciones a la Meteorología - Antigua (Guatemala) 8

9 Procesos asociados a la radiación REFLEXION Gran cantidad de energía solar es devuelta al espacio y observada por los sensores de los satélites en la banda visible ( µm). En esta región las propiedades reflectivas de los diversos elementos sobra la tierra y de las nubes son fundamentales. Albedo = E reflejada E incidente depende de: La iluminación solar, que depende a su vez de, la latitud del lugar, de la época del año, hora, etc. El ángulo geométrico que forman el sol - objeto/superficie - satélite. De los cambios que pueda experimentar la propia superficie reflectora. Fases del agua en nubes: En igualdad de condiciones, las gotitas de agua reflejan más que los cristalitos de hielo; la nieve fresca refleja más que la "vieja ; etc. DISPERSION Pérdida de energía electromagnética por interacción con partículas Depende de la longitud de onda y del tamaño de las partículas Gases (VIS) Lluvia (MW) Nube (MW) Nube (IR) Rayleigh Mie 9

10 Radiación solar y terrestre Curvas de radiancia de cuerpos negros que emiten a 6000 K y a 300 K ~ 27ºC Z Máximos de emisión para = 0.5 µm (Sol) = 10.7 µm (Tierra) Z Zona de solapamiento en longitudes de onda ~ 3.9 µm (Canal 2 de GOES, canal 3 de los satélites TIROS-NOAA y canal 4 de MSG) 10

11 Radiación solar y terrestre Se define la emitancia o emisividad de un cuerpo a una temperatura T, como el cociente entre la radiación emitida a una longitud dada y la que emitiría si fuera un cuerpo negro. La emisividad es una medida de hasta qué punto el cuerpo se comporta como negro. Radiación incidente à - Rad. absorbida - Rad. reflejada - Rad. transmitida. Coeficientes: - de absorción (Ra / Ri) - de reflexión (Rr / Ri) - de transmisión (Rt / Ri) Si un cuerpo se encuentra en equilibrio termodinámico a una temperatura dada, TB (temperatura de brillo), la cantidad de energía emitida es igual a la absorbida, por lo que el coeficiente de absorción es igual al de emisión (Ley de Kirchoff: a una determinada, un mal reflector es un buen emisor, y un buen reflector es un mal emisor) Destaca el hecho de que la emisividad de las nubes de agua decrece al disminuir la longitud de onda, por lo tanto la emisividad de una nube en la ventana del canal 3.9 µm es menor que en longitudes de onda en torno a 11 µm. De acuerdo con la ley de Kirchoff las sustancias que son pobres emisoras son también pobres absorbentes para esas longitudes de onda y, por tanto, es posible ver "dentro" de las nubes con gotitas en 3.9 µm más de lo que lo haría el canal centrado en 11 µm. Este último hecho tiene importancia cuando se combinan dos o más canales, en este caso IRs, para analizar las propiedades de una nube, por ejemplo. 11

12 La atmósfera frente a la radiacion electromagnética RADIACIÓN SOLAR aproximadamente igual a la que emitiría un cuerpo negro a 6000 K, con un máximo absoluto en 0.5 µm. LA energía se distribuye: UV (<0.38 µm): 7% VIS ( µm): 43% IR cercano ( µm) : 49%; el 1% restante se reparte entre rayos X, rayos Gamma y ondas de radio. Antes de alcanzar la superficie terrestre la radiación solar tiene que atravesar la atmósfera donde sufre procesos de reflexión, dispersión y absorción, alcanzando la superficie terrestre alrededor de un 50% de la energía inicial (área azul). Aproximadamente el 25% llega a la superficie como radiación directa y el otro 25% como radiación difusa (la dispersión depende del tamaño de las partículas). Aproximadamente un 30% de la radiación solar que llega al sistema tierra-atmósfera es reflejada y devuelta de nuevo al espacio, sin cambio en la longitud de onda (incluyendo la fracción dispersada hacia el espacio). La distribución de esta energía reflejada varía dependiendo de la cantidad y tipo de nubes, de las partículas suspendidas en el aire, del ángulo que forman los rayos al incidir sobre la superficie y de la naturaleza de ésta. Las nubes son las que mejor reflejan la radiación solar, y las superficies de agua las peores, salvo en el caso de reflexión especular Alrededor del 20% de la radiación solar es absorbida en la atmósfera. Los gases atmosféricos son absorbentes selectivos, es decir, se comportan de diferente forma dependiendo de la longitud de onda de la radiación incidente. En la figura se observan las bandas de absorción de los principales gases atmosféricos. El nitrógeno es un pobre absorbente de la radiación solar, mientras que el oxígeno, el ozono y el vapor de agua sí son absorbentes eficientes. La suma de las contribuciones de estos tres gases prácticamente supone la absorción de ese 20% de la radiación solar incidente. 12

13 Dispersión de la radiación Las partículas o las moléculas de gases atmosféricos interactúan con la radiación electromágnética alterando su transmisión a través de la atmósfera. Es un proceso físico por el que una partícula en el camino de una onda electromagnética extrae energía de la onda incidente y la dispersa en todas direcciones Las partículas afectadas por la dispersión van desde 10-8 cm (gases moleculares) hasta 1 cm (grandes gotas de agua de lluvia y partículas de hielo) La dispersión depende de la forma, del tamaño y del índice de refracción de las partículas, así como de la de la radiación y de la geometría de la visión Básicamente, hay tres tipos de dispersión: - Rayleigh: > diámetro partículas - Mie: ~ diámetro partículas - No selectiva: < diámetro partículas 13

14 Dispersión de Rayleigh Ocurre cuando la radiación interactúa con partículas y moléculas de diámetro más pequeño que la de de la radiación incidente. En el caso de radiación solar, podrían ser pequeños granos de polvo,moléculas de hidrógeno o de oxígeno,. Domina en la alta troposfera a 4.5 km de altura Los procesos de dispersión son idénticos tanto hacia delante como hacia atrás respecto a la luz incidente, encontrándose un mínimo a 90º respecto al rayo incidente La intensidad dispersada es inversamente proporcional a 4. Así, las más cortas (azul ~ µ) se dispersan con mayor intensidad que las más largas (rojo~ µ). Esto significa que la luz azul tiene una mayor dispersión que la luz roja, de ahí la apariencia azul del cielo.. Al amanecer y atardecer, la luz debe viajar más lejos que en las horas centrales del día y la dispersión de las más cortas es más completa, con lo que una proporción mayor de largas penetra en la atmósfera. 14

15 Dispersión de Mie Ocurre cuando la radiación interactúa con partículas y moléculas de diámetro similar a la radiación incidente. de la Afecta a las longitudes de onda larga por debajo de 4.5 km de altura. En la atmósfera real, donde se encuentran las nubes y los aerosoles, las dimensiones de las partículas constituyentes no son despreciables frente a la de la radiación. La teoría de Mie es más compleja, pero el resultado es que se produce más dispersión hacia adelante que en ninguna otra dirección, y que esta dispersión hacia delante aumenta con el tamaño de las partículas dispersantes. La luz solar naranja y roja durante el amanecer y atardecer es resultado de este tipo de dispersión. A mayor cantidad de polvo y humo en la atmósfera, más luz violeta y azul se dispersa por este camino y sólo las rojizas pueden ser visibles. Dispersión no selectiva Ocurre cuando la radiación interactúa con partículas y moléculas de diámetro mucho mayor que la de la radiación incidente. Tiene lugar en porciones bajas de la troposfera, donde todas las de la luz se dispersan Las gotas de agua y los cristales de hielo que forman las nubes dispersan todas las como resultado las nubes aparecen de color blanco. por igual, y 15

16 Ventanas atmosféricas y bandas de absorción RADIACIÓN TERRESTRE Se considera al sistema tierra-atmósfera como un cuerpo negro que emite radiación electromagnética: - Rango de temperaturas: 200 K K - Intervalo de longitudes de onda: µm - MAX= 11 µm. Los fenómenos mas importantes son la absorción y la emisión de los distintos tipos de materiales, líquidos y sólidos, que constituyen la superficie de la Tierra y los constituyentes de la atmósfera: polvo, nubes, gases, aerosoles, etc. Mientras que en general es una buena aproximación considerar a los líquidos y sólidos como cuerpos negros, absorbiendo toda la radiación que les llega y emitiendo de acuerdo a su temperatura (ley de Planck), los gases no cumplen esta aproximación. La absorción y la emisión de los gases depende fuertemente de la longitud de onda. Principales gases absorbentes que afectan a la radiación terrestre y solar: (El vapor de agua absorbe 5 veces más que el resto de los gases juntos) - Vapor de agua (WV) - Ozono (O3) - Dióxido de Carbono (CO2) Entre 5 y 8 µm existe una fuerte banda de absorción del vapor de agua, que no existe para el resto de los componentes atmosféricos, esta banda es la que se aprovechará para las imágenes de vapor de agua (WV). Existen bandas espectrales para las que casi toda la radiación terrestre escapa hacia el espacio exterior, ni el WV ni el CO2 absorben en esas longitudes de onda. Estos intervalos del espectro se denominan ventanas atmosféricas. Ventanas atmosféricas en el IR: µm µm µm atmosféricas sonsatelital aprovechadas Aplicaciones para definir los canales básicos de observación en IR. (Guatemala) XIEstas Cursoventanas Iberoamericano de Met. a la Meteorología Tropical - Antigua 16

17 Absorción radiativa en la atmósfera Canales MFG Coeficientes de absorción a través de una atmósfera estándar en la vertical para los canales de MFG Un valor próximo a uno indicará que la radiación que llega al sensor del satélite es nula o casi nula. El caso opuesto lo constituyen las ventanas atmosféricas que dejan escapar cualquier información de una superficie radiante. 17

18 Transferencia radiativa en la atmósfera Los procesos radiativos en la atmósfera están modulados por los gases, pues absorben parcialmente la radiación emitida por la superficie y las nubes. La energía absorbida dependerá, además de la capacidad de absorción de los gases para una dada, del camino que lleve la radiación hacia el satélite. En el IR cercano, donde se alcanzan los máximos de emisión para la tierra y atmósfera, la energía recibida por el satélite proviene de dos fuentes: 1. La contribución de la superficie terrestre à el producto de la radiación emitida por la tierra, considerada como un cuerpo gris a una temperatura T, por la transmitancia desde la superficie de la tierra hasta el tope superior de la atmósfera. 2. La contribución de las diferentes capas que componen la atmósfera. Si dividimos la atmósfera en varias capas, o en una multitud de estratos, tendremos las expresiones sumatoria o integral respectivas. Funciones de peso o de contribución: Representan la variación de la transmitancia con la presión a una dada 18

19 Transferencia radiativa en la atmósfera 19

20 Transferencia radiativa en la atmósfera La forma más fácil, simple y efectiva de analizar el "peso o contribución de las distintas capas atmosféricas para una longitud de onda dada es utilizar la función de contribución. La figura muestra la función de contribución para las longitudes de onda de la banda de absorción del vapor de agua WV (6 7 µm) En esta curva, el mayor peso proviene de las capas centradas en torno a los 300 Hpa; por el contrario, no existe contribución alguna de niveles inferiores de la atmósfera, incluso si la superficie radiante posee una temperatura elevada. En este sentido, la radiación emitida por niveles bajos sufre los procesos de absorción, ligados en este caso al WV atmosférico de las capas que se encuentran sobre ella, de forma tal que la atmósfera es opaca a dichos niveles y ninguna información le llega al satélite de los niveles bajos. En niveles altos la temperatura es tan baja y el contenido de vapor de agua es tan pequeño que a partir de los 100 Hpa la contribución de los estratos sobre dicha superficie de presión es despreciable. En este caso, la contribución a la señal que le llega al satélite en esta banda de absorción, proviene de una capa más o menos profunda en vez de un nivel determinado de presión. 20

21 Transferencia radiativa en la atmósfera Funciones de peso o contribución de los canales IR de MSG 21

22 Identificación de nubes desde satélite Factores de BRILLO: Canales VIS à Iluminación (posición angular sol blanco - radiómetro) Reflectividad (espesor, concentración, distribución y fase del agua, superficies subyacentes) Canales IR à Temperatura y altura de los emisores Canales WV à Contenido de humedad en la media y alta troposfera Altura de las nubes de desarrollo vertical 22

23 Identificación de nubes desde satélite Textura: Suave y continua (nubosidad estratiforme) Abultada (cumuliformes) Aspecto sedoso o fibroso (cirrifomes). Estructura: Lisas o multicapas, con la posibilidad de observar sombras en estas últimas. Formas de agrupamiento: Sistemas característicos: celulares, calles, Ci asociados al chorro, etc. Extensión horizontal de la nube: si los elementos nubosos son más pequeños que la resolución del radiómetro tendremos valores radiómetricos promediados con los de la superficie o de las nubes inferiores Posible contaminación de la radiación dentro de la columna atmosférica por el O3, el WV, el CO2, 23

24 Identificación de nubes desde satélite No siempre cada tipo de nubosidad presenta estas características. por ejemplo: - los AC, aunque incluídos en el grupo de cumuliformes, pueden dar mala señal en VIS si son poco espesos. - existen nubes que la mayoría de las veces se presentan combinadas entre sí, como es el caso de los NS, AS y AC, que aunque se han incluído dentro del grupo de las estratiformes se observan muy bien en los tres tipos de canales 24

25 Identificación de nubes desde satélite

26 Programa MSG 26

27 METEOSAT Primera Generación (MFG) METEOSAT--1 a METEOSATMETEOSAT METEOSAT m 100 rpm Meteosat Enhanced VIS & IR Imager 2.1 m 282 kg (MVIRI) Ø3 canales espectrales ØMuestreo cada 30 minutos ØResolución horizontal: 5 km ØResolución canal VIS: 2.5 km 27

28 Canales MVIRI METEOSAT Primera Generación (MFG) VIS IR µ µ WV µ 28

29 Meteosat Segunda Generación (MSG) METEOSAT - 8 MSG--1 MSG METEOSAT 9 MSG--2 MSG (28 Ago 2002) (21 Dic 2005) 100 rpm 2000 kg METEOSAT--10 METEOSAT MSG--3 MSG (5 Jul 2012) Spinning Enhanced VIS & IR Imager (SEVIRI) Ø 12 canales de medida Ø Toma de imágenes cada 15 minutos Ø Resolución horizontal de 3 km en el punto 2.4 m subsatélite (SSP) 3.2 m Ø Resolución horizontal de 1 km en el canal HR VIS (SSP) GERB 29

30 Objetivos del programa MSG Vigilancia permanente en 11 canales VIS e IR del disco terrestre, con una frecuencia de 15 minutos Información radiativa orientada al balance energético terrestre. HRV (resolución 1 km) de la mitad del disco terrestre Transmisión de datos brutos y otra información a la PGS (Primary Ground Station), situada en Usingen (Alemania) Transmisión de la información recopilada desde las plataformas de concentración de datos (PCD-DCP), vía el mismo satélite, a la PGS; Módulo de Búqueda y Rescate (GEOSAR): pequeño equipo de comunicaciones para retransmitir señales de socorro en 406 MHz a una estación de recepción central en Europa, que gestiona la organización rápida de las actividades de rescate. Este relé geoestacionario permite un seguimiento continuo del disco terrestre a la vista (Europa, África y Océano Atlántico) y permite la emisión de señales inmediatas de alerta 30

31 Meteosat Segunda Generación (MSG) Primera imagen de la Tierra tomada por METEOSAT-10 7 de agosto de 2012 a 9:45 UTC El satélite está construido de forma modular: - Radiómetro SEVIRI, en el compartimento central. - Radiómetro GERB, también en el centro del satélite - Sistema MCP (Mission Communication Payload), incluyendo antenas y transmisores en bandas L y S, en la parte superior - Subsistemas de apoyo a la plataforma, en el compartimento inferior. 31

32 SEVIRI (Spinning Enhanced Vis & IR Imager ) Por ser GEO Km..radiómetro de 50 cm de diámetro de apertura Para estabilidad.100 rpm..sistema de escaneo: EàW y SàN. Por contaminación radiativa..plano focal enfriado a 85/95 K. Para mayor capacidad detección 3 detectores por cada canal IR (hay 8), 2 VIS y un NIR y 9 para HRVIS RESULTADO: imágenes en los 7 años de vida prevista, obtenidas cada 15 minutos - 3 km de resolución en punto subsatelital (PSS) - 1 Km para el canal visible de alta resolución (HRVIS) 32

33 Esquema de barrido de MSG 3712 x 3712 pixels 1024 niveles de gris (10 bits) ml 33

34 Esquema de barrido rapidscan de MSG 34

35 Canales SEVIRI de MSG Die 12 Kanäle des Second Generation Meteosat Satelliten (Bilder alle 15 Minuten) 35

36 MSG: Incremento de la resolución espacial en IR (Ejemplo: 13 Octubre 2003, 12:15 UTC) Canal IR (MFG) - 5 km Canal IR10.8 (MSG) - 3 km 36

37 MSG: Mejora de la resolución espacial en VIS Canal IR (MFG) ~ 5 km Canal VIS (MFG) ~ 2.5 km Ejemplo: 4 Diciembre 2002, 12:30 UTC Canal HRV (MSG) XI Curso Iberoamericano de Met. Satelital~ 1 km 37

38 MSG: Mejora de la resolución espacial en HRVIS (Ejemplo: 11 Noviembre 2003, 11:00 UTC) Canal VIS (MFG) ~ 2.5 km Canal HRVIS (MSG) ~ 1 km 38

39 Muestreo espacial mejorado MSG-1 HRVIS vs NOAA-16 AVHRR CH2 (Ejemplo: 19 Noviembre 2003) Canal HRVIS (MSG), 13:00 UTC Canal 2 AVHRR, 13:02 UTC - Mejor resolución de las zonas afectadas por nieblas - Apreciación de estelas 39

40 MSG: Muestreo espacial mejorado (Ejemplo: 5 Noviembre 2003) Kaiserstuhl (557 m) Canal VIS (MFG) ~ 2.5 km 08:00 UTC Canal HRVIS (MSG) ~ 1 km 08:45 UTC 40

41 MSG: Muestreo espacial mejorado (Ejemplo: 26 Septiembre 2003, 10:00 UTC) Canal VIS Meteosat-7 VIS ~ 2.5 km MSG-1 Canal HRV ~ 1 km 41

42 MSG: Muestreo espacial mejorado (Ejemplo: 8 Diciembre 2003, 11:45 UTC) Canal VIS (MFG) ~ 2.5 km Canal HRVIS (MSG) ~ 1 km 42

43 MSG: Mejora del muestreo temporal (Ejemplo: 8 Junio 2003) 10:00 10:00 10:30 VIS (MFG), intervalos de 30 min 11:00 10:15 10:30 10:45 HRVIS (MSG), intervalos de 15 min 11:00 43

44 MSG: Mejora de la resolución espacial y temporal (Ejemplo: 10 Diciembre MSG Rapid Scans) Canal VIS (MFG) ~ 2.5 km/30 min Canal HRVIS (MSG) ~ 1 km/5 min 44

45 Canales SEVIRI MSG Básicos + Masas de Aire + HR VIS Básicos Banda (µm) Masas de aire Banda (µm) VIS WV VIS WV VIS (NIR) IR O CO High Res VIS HRV 1km Sampling IR IR IR

46 Canales SEVIRI Nº CANAL BANDA RADIOMÉTRICA (mm) PRINCIPALES APLICACIONES VIS 0,6 VIS 0,8 0,56-0,71 0,74-0,88 Detección y seguimiento de la nubosidad. Control de la vegetación. Observación de aerosoles 03 VIS 1,6 1,50-1,78 Discriminación nubes de nieve; distinción nubes de hielonubes de agua líquida. Información sobre aerosoles. 04 IR 3,9 3,48-4,36 Detección nieblas y nubes bajas. Medida temperaturas nocturnas de suelos y mares WV 6,2 WV 7,3 5,35-7,15 6,85-7,85 Observación del vapor de agua y de vientos en la troposfera media y superior. Determinación de la altura de nubes semitransparentes. 07 IR 8,7 8,30-9,10 Detección de cirros semitransparentes. Discriminación entre hielo y agua líquida como componentes nubosos 08 IR 9,7 9,38-9,94 Radiancias de O3. Seguimiento de las estructuras del ozono. Vientos en la baja estratosfera. Sensibilidad a tipos de suelo IR 10,8 IR 12,0 9,80-11,80 11,00-13,00 Medida de temperatura de la superficie y de los topes nubosos. Detección de cirros. Estimación del agua precipitable sobre mar. Radiancias de CO2. Altura de los cirros semitransparentes. Temperatura de la baja troposfera. 11 IR 13,4 12,40-14,40 12 HRVIS Banda ancha en el visible de las Información visible en alta resolución (1 km). 46

47 Otro instrumental a bordo de MSG GERB (Geostationary Earth Radiation Budget) GERB es un radiómetro VIS e IR para estudiar y calcular el balance radiativo terrestre, con mediciones precisas de las componentes de onda corta ( SW ) y de onda larga ( LW ) de la energía radiativa que alcanza la parte superior de la atmósfera, es decir, sobre la radiación solar reflejada y la radiación térmica emitida por la Tierra y la atmósfera. Es operado por EUMETSAT en coordinación con el Equipo de Operaciones GERB, con sede en ICSTM (Imperial College of Science, Technology and Medicine Univ. Londres). Un equipo científico internacional GERB (GIST) se encarga, entre otros, de definir los requisitos científicos, los productos y algoritmos de procesamiento y para poner en práctica actividades de validación. La información GERB es recibida en el segmento terrestre de EUMETSAT y procesada en el segmento terrestre de GERB. Los datos y productos se distribuyen a los centros de predicción de toda Europa, que utilizan la información para evaluar y mejorar los modelos de NWP-PNT y la vigilancia del clima. El instrumento GERB es un radiómetro de barrido con dos canales: - Espectro solar: SW (0,32-4,0 µm ) - Banda ancha: (0,32 a 30 µm). Las medidas de estos canales se emplean para calcular la radiación térmica emitida por la Tierra en el rango espectral de 4,0 a 30 µm. Los datos se calibran a bordo, a fin de apoyar la recuperación de los flujos radiativos medidos con una precisión inferior al 1 %. Los canales de banda ancha GERB abarcan los 12 canales más estrechos del SEVIRI. Por tanto, GERB rellena los huecos en el espectro de radiación térmica perdida por los canales SEVIRI, aunque mide la radiación térmica con una resolución espacial más tosca. Una vez en tierra, los científicos utilizan la resolución espacial de los datos SEVIRI para mejorar la resolución espacial de las imágenes GERB. 47

48 Otro instrumental GERB (Geostationary Earth Radiation Budget) 48

49 Satélites GOES Ch 1 Ch 4 GOES-13 / 14 de Abr

50 Satélites GOES 50

51 Radiómetro IMAGER - GOES Importancia de la calibración El subsistema de procesamiento de sensor (MSF) para el GOES-15 (operacional GOES-W) fue cambiado a las 20:45 UTC del 12 Mar Este cambio, que debería haber sido transparente para los usuarios, presentó errorers, especialmente evidentes en el canal 3 de WV. El error fue rastreado hasta detectar un problema en la base de datos de la nueva MSF, que contenía coeficientes incorrectos para la conversión de la temperatura de brillo para el cuerpo negro a bordo. La temperatura del cuerpo negro se utiliza como parte de la calibración de las bandas de IR. Como resultado, las temperaturas de brillo de WV fueron aproximadamente un 5% inferiores durante aproximadamente cinco días. 51

52 Comparación SEVIRI MSG - IMAGER GOES SEVIRI (METEOSAT-10) CANAL IMAGER GOES I-M BANDA (mm) CANAL BANDA (mm) 01 VIS 0,6 0,56-0,71 02 VIS 0,8 0,74-0,88 12 HRVIS (1 KM) 03 NIR 1,6 1,50-1,78 04 IR 3,9 3,48-4,36 05 WV 6,2 5,35-7,15 06 WV 7,3 6,85-7,85 07 IR 8,7 8,30-9,10 08 IR 9,7 9,38-9,94 09 IR 10,8 9,80-11,80 4 IR1 10,20-11,20 10 IR 12,0 11,00-13,00 5 IR2 11,50-12,50 11 IR 13,4 12,40-14,40 1 VISIBLE (1 KM) 0,55-0,75 2 ONDA CORTA 3,80-4,00 3 VAPOR DE AGUA 6,50-7,00 0,6-0,9 52

53 Comparación de las fuentes radiativas Sol Tierra/atmósfera en MSG Para < 5 mm la radiación solar es dominante Para > 5 mm predominio de la radiación terrestre Ch 01, 02, 03, 12: sólo radiación solar Ch 04: radiación procedente del sol y de la tierra (canal combinado) Ch 05, 06, 07, 08, 09, 10, 11: sólo radiación térmica terrestre Radiación solar Radiación terrestre Watt/m2 Sólo VIS VIS+IR Sólo IR µm 53

54 Satélites METEOSAT en operación 54