Los satélites meteorológicos son un tipo de satélite artificial utilizados para supervisar el tiempo atmosférico y el clima de la Tierra, aunque también son capaces de ver las luces de la ciudad, incendios forestales, contaminación, auroras, tormentas de arena y polvo, corrientes del océano, etc. Otros satélites pueden detectar cambios en la vegetación de la Tierra, el estado del mar, el color del océano y las zonas nevadas.

El fenómeno de El Niño y sus efectos son registrados diariamente en imágenes satelitales. El agujero de ozono de la Antártida es dibujado a partir de los datos obtenidos por los satélites meteorológicos. De forma agrupada, los satélites meteorológicos de China,Estados Unidos, Europa, Canadá, India, Japón y Rusia proporcionan una observación casi continua del estado global de la atmósfera, aunque a una escala muy detallada en la que pueden identificarse los patrones nubosos y la circulación de los vientos, así como los flujos de energía que generan los fenómenos meteorológicos.

La previsión del tiempo[editar]

Mapa sinóptico de Estados Unidos para el 21 de octubre de 2006.

Varias veces por día, a horas fijas, los datos procedentes de cada estación meteorológica, de los barcos y de los satélites llegan a los servicios regionales encargados de centralizarlos, analizarlos y explotarlos, tanto para hacer progresar a la meteorología como para establecer previsiones sobre el tiempo clave que hará en los días venideros. Como las observaciones se repiten cada 3 horas (según el horario sinóptico mundial), la sucesión de los mapas y diagramas permite apreciar la evolución sinóptica: se ve cómo las perturbaciones se forman o se resuelven, si están subiendo o bajando la presión y la temperatura, si aumenta o disminuye la fuerza del viento o si cambia éste de dirección, si las masas de aire que se dirigen hacia tal región son húmedas o secas, frías o cálidas, etc. Parece así bastante fácil prever la trayectoria que seguirán las perturbaciones y saber el tiempo que hará en determinado lugar al cabo de uno o varios días. En realidad, la atmósfera es una gigantesca masa gaseosa tridimensional, turbulenta y en cuya evolución influyen tantos factores que uno de éstos puede ejercer de modo imprevisible una acción preponderante que trastorne la evolución prevista en toda una región. Así, la previsión del tiempo es tanto menos insegura cuando menor es la anticipación y más reducido el espacio a que se refiere. Por ello la previsión es calificada de micrometeorológica, mesometeorológica o macrometeorológica, según se trate, respectivamente, de un espacio de 15 km, 15 a 200 km o más de 200 km. Las previsiones son formuladas en forma de boletines, algunos de los cuales se destinan a la ciudadanía en general y otros a determinados ramos de la actividad humana y navegación aérea y marítima,agricultura, construcción, turismo, deportes, regulación de los cursos de agua, ciertas industrias, prevención de desastres naturales, etc.

Equipos e instrumentos meteorológicos[editar]

En general, cada ciencia tiene su propio equipamiento e instrumental de laboratorio. Sin embargo, la meteorología es una disciplina corta en equipos de laboratorio y amplia en los equipos de observación en campo. En algunos aspectos esto puede parecer bueno, pero en realidad puede hacer que simples observaciones se desvíen hacia una afirmación errónea.

En la atmósfera, hay muchos objetos o cualidades que pueden ser medidos. La lluvia, por ejemplo, ha sido observada en cualquier lugar y desde siempre, siendo uno de los primeros fenómenos en ser medidos históricamente.

Objetos de estudio[editar]

Algunos símbolos utilizados en meteorología.

Los concernientes a la climatología y la previsión del tiempo. Su campo de estudios abarca, por ejemplo, las repercusiones en la Tierra de los rayos solares, la radiación de energía calorífica por el suelo terrestre, los fenómenos eléctricos que se producen en la ionosfera, los de índole física, química y termodinámica que afectan a la atmósfera, los efectos deltiempo sobre el organismo humano, etc.

Los temas de la meteorología teórica se fundan, en primer lugar, sobre un conocimiento preciso de las distintas capas de la atmósfera y de los efectos que producen en ella los rayos solares. En particular, los meteorólogos establecen el balance energético que compara la energía solar absorbida por la Tierra con la energía irradiada por ésta y disipada en el espacio interestelar. Todo estudio ulterior implica, por lo demás, un conocimiento de las repercusiones que tienen los movimientos de la Tierra sobre el tiempo, los climas, la sucesión de las estaciones. También dan lugar a profundos estudios teóricos los dos parámetros principales relativos al aire atmosférico: la presión y la temperatura, cuyos gradientes y variaciones han de ser conocidos con la mayor precisión.

En lo concerniente a la evolución del tiempo, tiene especial importancia el estudio del aguaatmosférica en sus tres formas: (gaseosa, líquida y sólida), así como las condiciones y circunstancias que rigen sus cambios de estado (calor latente de evaporación, de fusión, etc.), de la estabilidad e inestabilidad delaire húmedo, de las nubes y las precipitaciones.

Otra rama fundamental se esfuerza en determinar las leyes que rigen la circulación general de la atmósfera, la formación y los movimientos de las masas de aire, el viento y las corrientes en general, la turbulencia del aire, las condiciones en que se forman y mueven los frentes, anticiclones, ciclones y otras perturbaciones, así como los procesos que dan lugar a los meteoros.

Ramas de la meteorología[editar]

La meteorología incluye el estudio (descripción, análisis y predicción) de las variaciones diarias de las condiciones atmosféricas a gran escala o Meteorología sinóptica, el estudio de los movimientos en la atmósfera y su evolución temporal basada en los principios de la mecánica de fluidos (Meteorología dinámica, muy relacionada actualmente con la meteorología sinóptica), del estudio de la estructura y composición de la atmósfera, así como las propiedades eléctricas, ópticas, termodinámicas, radiactivas y otras (Meteorología física), la variación de los elementos meteorológicos cerca de la Tierra en un área pequeña (Micrometeorología) y otros muchos fenómenos. El estudio de las capas más altas de la atmósfera (superiores a los 20 km o 25 km) acostumbra a implicar el uso de técnicas y disciplinas especiales, y recibe el nombre de aeronomía. El término aerología se aplica al estudio de las condiciones atmosféricas a cualquier altura.

Bandas de brillo [editar]

CAPPI a 1,5 km de altitud al tope con fuerte contaminación de las bandas brillosas (del amarillo). El corte vertical al comienzo muestran que este fuerte retorno es solo tierra (Fuente: Environment Canada)

Como vimos previamente, la reflectividad depende del diámetro del blanco y su capacidad de reflejar. Los copos de nieve son grandes pero pobremente reflectantes, mientras las gotas de lluvia son pequeñas pero altamente reflectantes.

Cuando la nieve cae a través de una capa encima del punto de congelación, funde y eventualmente pasa a lluvia. Usando la ecuación de reflectividad, se puede demostrar que los retornos desde la nieve antes de fundirse y de la lluvia después, no son tan diferentes como el cambio en la constante dieléctricacompensado con el cambio en tamaño. Sin embargo, durante el proceso de fusión, la onda del radar “ve” algo parecido a muy grandes gotas como los copos de nieve pasando recibiertas con agua.

Esto da retornos mejorados que pueden perderse por precipitaciones más fuertes. En un PPI, esto mostrará un intenso anillo de precipitaciones a la altitud donde el haz cruza el nivel de fusión, mientras en una serie de CAPPIs, solo los cerca de tal nivel serán más fuertes ecos. Una buena manera de confirmar una banda brillante es hacer una sección eficaz vertical a través de los datos como en el dibujo arriba.

Ecuación para un radar con blancos meteorológicos [editar]

Debido a que los blancos varían en volumen, la Ecuación del Radar se desarrolla:⁹

$P_r = \left [P_t{{ G^2 \lambda^2 \sigma^0}\over{{(4\pi)}^3 R^4}} \right] \propto \frac {\sigma^0} {R^4}$

donde $\,P_r$ es potencia recibida, $\,P_t$ es potencia trasmitida, $\,G_t$ es la ganancia de la antena trasmisora, $\,\lambda$ es el ancho de banda del radar, $\,\sigma$ es la sección eficaz del blanco de radar, $\,R$ es la distancia del trasmisor al blanco.

En este caso, hay que agregar las secciones eficaces a todos los blancos:

$\sigma^0 = \bar \sigma^0 = V \sum \sigma^0_j = V \eta$

$\begin{cases} V\quad= escaneado\ volumen \\ \qquad= pulso\ longitud\ \ X\ haz\ ancho \\ \qquad= \left[\frac {c\tau}{2} \right] \left[\frac {\pi R^2 \theta^2}{4} \right] \end{cases}$

donde $\,c$ es la velocidad de la luz, $\,\tau$ es la duración del pulso y $\,\theta$ es el ancho del haz medido en radianes.

Combinando las dos ecuaciones:

$P_r = \left [P_t{{ G^2 \lambda^2 }\over{{(4\pi)}^3 R^4}} \right] \left[\frac {c\tau}{2} \right] \left[\frac {\pi R^2 \theta^2}{4} \right] \eta = \left [P_t \tau G^2 \lambda^2 \theta^2 \right] \left[\frac {c}{512(\pi^2)} \right] \frac {\eta} {R^2}$

Donde lidera a:

$P_r \propto \frac {\eta} {R^2}$

Notar que el retorno ahora varía inversamente a $\, R^2$ en vez de $\,R^4$ .

Comparando los datos viniendo de diferentes distancias al radar, se las ha normalizado con esta relación.

Velocidad [editar]

Ej. idealizado de salida Doppler. Las velocidades de aproximación en azul y las de alejamiento en rojo. Note la variación sinusoidal de velocidad cuando da vueltas al display en un particular anillo. (Fuente: Environment Canada)

Véase también: Pulse-doppler radar y radar Doppler

Pares de pulsos [editar]

La diferencia de frecuencia del retorno de una lluvia en movimiento con sus gotículas de agua o copos de nieve son demasiado pequeñas para notarse con los actuales instrumentos electrónicos. Con velocidades de menos de 70 m/s para ecos de tiempo y longitudes de onda de radar de 1 dm, cuenta solo 10^-5%. Sin embargo, como se mueven ligeramente entre cada pulso, la onda de retorno tiene una diferencia no despreciable de fase de pulso en pulso.

Los radares Doppler usan esta diferencia de fase (diferencia de pares de pulso) para calcular el movimiento de las precipitaciones. La intensidad de pulsos sucesivamente retornando del mismo volumen escaneado donde los blancos tienen un ligerísimo movimiento es :

Calculo de precipitaciones .

$I = I_0 Sin \left(\frac{4\pi (x_0 + v \Delta t)}{\lambda}\right) = I_0 Sin \left(\Theta_0 + \Delta\Theta\right)\begin{cases} x = distance\ radar\ to\ target \\ \lambda = radar\ wavelength \\ \Delta t = time\ between\ two\ pulses \end{cases}$

So $\Delta\Theta = \left(\frac{4\pi v \Delta t}{\lambda}\right)$

v = velocidad del blanco = $\frac{\lambda\Delta\Theta}{4\pi \Delta t}$

Esta velocidad se llama la velocidad radial Doppler, debido a que da solo la variación radial de la distancia versus el tiempo entre el radar y el blanco. La velocidad y dirección real de los movimientos tiene que ser extraída por el proceso descrito más abajo.

Dilema Doppler [editar]

El máximo rango (rojo) y las variaciones de velocidades no ambiguas Doppler (azul), con Tasa de Repetición de Pulsos

Si ahora se mira la máxima velocidad que puede deducirse de los pares de pulsos, puede variar entre un seno de - $\pi$ y de + $\pi$ , por lo que no se puede resolver una velocidad más grande que:

V_max = $\pm$ $\frac{\lambda}{4\Delta t}$

Esta es llamada la velocidad Nyquist. Es inversamente proporcional al tiempo entre pulsos sucesivos: la más pequeña ya está, la más grande será el rango no ambiguo de velocidad. Sin embargo, se sabe que el máximo rango de la reflectividad es inversamente dependiente de $\Delta t$ :

x = $\frac{c\Delta t}{2}$

Luego el dilema para resolverlo será: incrementando el rango de la reflectividad a expensas de la definición de velocidad o incrementando lo último a expensas del rango. Con las longitudes de onda usadas, el compromiso ha sido usar una Tasa de Repetición de Pulsos que da un rango de 100 a 150 km. Esto significa para una longitud de onda de 5 cm, como la de la imagen, un rango de velocidad no ambigua de 8'3-12'5 m/s pero del doble para un radar de 1 dm como los NEXRAD:.⁷

Interpretación Doppler [editar]

Componente radial de vientos reales al escanearlos 360 º

Si uno piensa en una lluvia de otoño que cae uniformemente y que se dirige al este, la cobertura del área del radar se mueve de oeste a este. Si el radar apunta hacia el oeste, “verá” la lluvia moviéndose hacia él, y parecerá que se dirige al este. Por otro lado, cuando "mira" al norte o al sur, mientras no haya movimiento hacia el radar en aquellas direcciones, la velocidad radial será nula; y cuando "mira" hacia el este parecerá que se aleja. ⁷

Como el rayo escanea 360º alrededor del radar, los datos vendrán de todos aquellos ángulos y se proyectarán radialmente, como si el viento real viniera desde un ángulo individual. El patrón de intensidad formado por este escaneo será una curva coseno. Uno puede deducir la dirección y la fuerza de la velocidad de las partículas tanto si hay suficiente cobertura de la pantalla de radar.

Sin embargo, las gotas de lluvia están cayendo. Como el radar ve solo la componente radial y tiene una cierta elevación del suelo, las velocidades radiales se contaminarán por alguna fracción de la velocidad de caída. Afortunadamente, este componente es insignificante en ángulos de elevación pequeños, pero debe ser tenido en cuenta para ángulos de escaneo más altos.⁷

Tipos principales de "salidas" del radar [editar]

Todos los datos de escaneo del radar se representan de acuerdo a la necesidad del usuario. Diferentes salidas se han desarrollado a través del tiempo para alcanzar esto. Aquí lista de salidas disponibles comunes y especializadas.

Indicador de Plan de Posición [editar]

Frente de tormenta apreciada en reflectividad (dBZ) en un PPI del NOAA

A medida que los datos se obtienen de a un ángulo por un tiempo, el primer modo de desplegarlos es con el "Indicador del Plan de Posición, PPI", que solo produce una imagen bidimensional del retorno radárico. Debe recordarse que los datos (retornos) vienen de diferentes distancias al radar, a diferentes alturas arriba del terreno.

Esto es muy importante cuando una lluvia de alta intensidad, cerca del radar, está relativamente junto al suelo, pero en cambio otra a 160 km de distancia estará cerca de 1,5 km arriba del terreno, y tener diferentes cantidades de agua alcanzando el suelo. Así es dificultoso comparar los ecos de la tormenta a diferentes distancias del radar.

A los PPI se les agregan ecos del terreno cerca del radar, como un problema suplementario. Y podrían ser malinterpretados como ecos reales. Por lo que otros productos y más tratamientos de datos se han desarrollado para evitar estos inconvenientes.

Uso: en datos de reflectividad, Doppler y polarimétricos se puede usar PPI.

N.B.: en el caso de datos Doppler, son posibles dos puntos de vista: relativos a la superficie o a la tormenta. Cuando se mira la cinética general de una lluvia para extraer el viento a diferentes altitudes, es mejor usar datos relativos al radar. Pero cuando se los ve para rotaciones del viento bajo una tormenta, es mejor usar imágenes relativas de tormentas que sustraen el movimiento general de la precipitación, para observar solo el movimiento del aire dentro de la nube.

Indicador de Plan de Posición de Altitud Constante [editar]

Para evitar algunos de los problemas en PPI, el CAPPI o "Indicador de Posición del Plan de Altitud Constante" se ha desarrollado por investigadores de Canadá. Es básicamente un cruce horizontal de datos radar. Así, uno puede comparar la precipitación en iguales metrajes a diferentes distancias del radar, evitando ecos del terreno. Aunque los datos se capturan a una cierta altura por encima del suelo, se debe inferir una relación entre los reportes de las estaciones terrenas y los datos radar.

CAPPI llama a un gran número de ángulos desde cerca del horizonte a cerca de la vertical del radar en orden a tener un corte que sea tan cerrado como sea posible a todas las distancias de la altura necesaria. Pero aún luego, después de ciertas distancias, no hay ningún ángulo disponible y el CAPPI se hace PPI de los más bajos ángulos. La línea en zigzag de los ángulos en el diagrama arriba muestra que los datos usados producen alturas CAPPI de 1,5 y 4 km. Téngase en cuenta que la sección después de 120 km se hace usando los mismos datos.

USO: mayormente para datos de reflectividad. La universidad McGill produce "Doppler CAPPI", pero la naturaleza de la velocidad hace una salida algo con "ruido", ya que las velocidades pueden cambiar rápidamente en dirección con la altura, en contrario con el patrón bastante suave, en reflectividad.

Acumulaciones [editar]

Acumulación de lluvias de 24 h, radar Val d'Irène, este de Canadá. Las zonas sin datos en el este y sudoeste son por bloqueo del rayo radárico por montañas. (Fuente: Environment Canadá)

Uno de los principales usos del radar es mostrar la cantidad de precipitaciones caídas sobre una gran cuenca para propósitos dehidrológicos. Por ej., control de inundaciones ribereñas, manejo de cloacas; construcción de embalses son áreas donde los planificadores necesitan datos acumulados. Idealmente completa los datos de las estaciones de superficie que se pueden usar para calibración.

Para producir acumulaciones de radar, se debe estimar la tasa de lluvia sobre un punto por los valores promedio sobre tal punto entre un PPI, o CAPPI, y el siguiente; luego se multiplica por el tiempo entre esas imágenes. Si uno desea para más largos períodos, puede adicionarse todas las acumulaciones de imágenes durante tal tiempo.

Topes de ecos [editar]

La aviación es el usuario más importante de datos de radar. Una carta particularmente importante en ese campo son los "Topes de Eco" para planear vuelos y evitar tiempo peligroso. Muchos "radares meteo" escanean suficientes ángulos para tener sets en 3D de datos en el área de cobertura. Así se tienen las máximas alturas donde se pueden producir precipitación en ese volumen. Sin embargo, debe recordarse que las máximas alturas alcanzables por el haz del radar no son los topes de nubes, pudiéndose extender más allá del alcance.

Secciones eficaces verticales [editar]

Para conocer la estructura vertical de nubes, en particular de tormentas o el nivel de la capa de fusión, el producto secciones eficaces verticales de los datos radárico está disponible para meteorólogos.

Animaciones [editar]

Rizo de reflectividad PPI (en dBZ) mostrando la evolución de un huracán (NOAA)

Los productos de radar se animan mostrando la evolución de la reflectividad y los patrones de velocidad. El usuario puede extraer informaciones de la cinética de los fenómenos meteorológicos: extrapolar el movimiento, el desarrollo o la disipación. Y también muestra artefactos no meteorológicos (falsos ecos) en los ecos de radar que se discuten más adelante.

Limitaciones y defectos [editar]

Artefactos antiradar

La interpretación de los datos de radar depende de muchas hipótesis acerca de la atmósfera y de los blancos meteo. Éstas son:¹⁵

International Standard Atmosphere
Blanco pequeño que aún obedezca la dispersión de Rayleigh, de tal modo que su retorno sea proporcional a su tasa de precipitación
El volumen escaneado por el haz sea blanco meteorológico (lluvia, pedrada, nieve, etc..), todos en la misma variedad y en una uniforme concentración
No atenuación (absorción electromagnética)
No amplificación
El retorno de los lóbulos laterales del haz sean imperceptibles
El haz se cierra a una curva de función de Gauss de potencia decreciente de mitad a mitad del ancho
Las ondas de venida y de ida estén ambas polarizadas similarmente
No hay retorno de reflexiones múltiples

Uno debe tener en mente que aquellas hipótesis no son necesariamente justas en muchas circunstancias, y ser capaz de reconocer los falsos ecos de los verdaderos.

Propagación anómala (atmósfera no estándar) [editar]

El primer supuesto es que el haz radárico se mueve a través del aire, que se enfría a una cierta tasa con la altura. La posición de los ecos dependen pesadamente de esta hipótesis. Sin embargo, la atmósfera verdadera puede variar grandemente de la norma.

Super refracción [editar]

Es muy común la formación de inversiones de temperaturas cerca del suelo, por ej. aire enfriándose por la noche mientras permanece caluroso arriba. Con el índice de refracción del aire incrementado, el haz de radar se curva hacia la Tierra en vez de continuar recto. Eventualmente, tocará el terreno y se retroreflejará hacia el radar. El programa de procesado hará uso de ese "falso eco" como si viniera de una altura y distancia que no existen en condiciones normales:¹⁵

Este tipo de falso retorno es relativamente fácil de señalar en un rizo de tiempo si se debe a enfriamiento nocturno o inversión marina, al ver muy fuertes ecos desarrollándose sobre un área, abriéndose en tamaño lateralmente pero sin moverse ni variar grandemente en intensidad. Sin embargo, la inversión de temperatura existe adelante de un frente cálido y la propagación de anormales ecos se mezclan con datos de ecos de lluvia.

El extremo de este problema es cuando la inversión es muy fuerte y poco profunda, y el haz de radar refleja mucho tiempo sobre el terreno como siguiendo un camino de guía de ondas. Esto va a crear múltiples bandas de ecos fuertes en las imágenes del radar.

Baja refracción [editar]

Si el aire es inestable y se enfría más rápido que la atmósfera estándar con la altura, el haz finaliza más alto que lo esperado. Esto pone a la precipitación a mayor altitud que lo realmente sucedido. Esta situación es muy difícil de procesar.

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