1 TELEDETECCIÓN: APLICACIONES METEOROLÓGICAS. Grup

TELEDETECCIÓN: APLICACIONES METEOROLÓGICAS.
Curs d’especialista universitari en Sistemes d’Informació Geogràfica i Teledetecció
D
C
C
A
V
Grup de Meteorologia
Departament de Física
Universitat de les Illes Balears
Angel Luque: [email protected]
Bernat Amengual: [email protected]
1
ÍNDICE…………………………………………………………………………….pag
1. Tipos de plataformas espaciales y de imágenes de satélite.……………………….3
1.1
Satélites geoestacionarios…………………………………………………....3
1.2
Ejemplos de imágenes del Meteosat-7 y GOES……………………………..4
1.3 Satélites de órbita polar……………………………………………………....8
1.4
Ejemplos de imágenes satélites polares (NOAA)…………………………...10
2. El Meteosat, interpretación y aplicaciones………………………………………...13
2.1
El antiguo Meteosat o Meteosat1-7………………………………………….13
2.2
Información básica que se puede obtener de los tres canales clásicos………13
2.3
El MSG (Meteosat Segunda Generación) o Meteosat-8…………………….17
3. Satelites NOAA, aplicaciones……………………………………………………..21
4.
Sensores en el microondas………………………………………………………...25
5.
Radares meteorológicos, aplicaciones…………………………………………….29
5.1 Breve desarrollo histórico…………………………………………………....29
5.2 Objetivos, funcionamiento y ventajas del radar……………………………..30
5.3 Interpretación de las imágenes de radar y aplicaciones……………………...31
6. Situaciones meteorológicas observadas desde el espacio………………………......37
7. Material interesante en la web.…………………………..........................................41
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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 36000 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 35800 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
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
36.000 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
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
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 1.6.
6
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 1996.
7
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 8501000 Km aproximadamente. Este tipo de satélites se conocen como de órbita baja, a
diferencia de los geoestacionarios que orbitan a 36000 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:
ƒ Nimbus
ƒ ESSA. O ITOS
ƒ NOAA
ƒ TIROS – N
ƒ Cosmos (rusos)
ƒ Meteor.
Las principales ventajas de este tipo de satélites son:
ƒ 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).
ƒ 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.
ƒ 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:
ƒ Determinación de la temperatura de la superficie del océano.
ƒ Seguimiento de estructuras oceanográficas.
ƒ Estudio de la evolución de las superficies heladas en los polos o en otras
regiones.
8
ƒ
ƒ
a)
Evolución de zonas desérticas.
Etc.
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)
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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 1.12. 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 1.13. Banda 2 (infrarrojo próximo) unidades en %reflectancias. Se mezcla procesos reflexión de
radiación solar con radiación infrarroja emitida por la tierra.
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figura 1.14. Banda 3. (Infrarrojo térmico) Unidades en grados Kelvin.
figura 1.15. 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
figura 1.16. Banda 5. (Infrarrojo térmico) Unidades en grados Kelvin.
12
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 km2 para el
sensor visible y 5x5 km2 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 km2 =50 km2.
En la siguiente tabla resumimos las características principales de las tres bandas:
Tabla 2.1
Bandas espectrales
Líneas por imagen
Pixels por línea
Resolución (PSS)
VIS: 0.4-1.1µm
5000
5000
2.5 km
IR(V. de agua): 5.7-7.1µm
2500
2500
5 km
IR(Térmico): 10.5-12.5µm
2500
2500
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
ƒ
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.
ƒ 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.
ƒ 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 8bits, es decir, con 255 niveles donde:
ƒ el 0 (color negro) se corresponde con reflectividad nula o oscuridad total del
píxel.
ƒ 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
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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:
ƒ Gris oscuro o negro: Seco a todos los niveles o húmedo solamente en los niveles
mas bajos.
ƒ Gris medio: Valores de humedad media en la media y alta troposfera.
ƒ 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:
ƒ Por un lado, la superficie que emite radiación.
ƒ 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 2631), es posible hacer un análisis mas completo de la información y obtener:
15
ƒ
ƒ
ƒ
ƒ
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 10-06-2000 a las 02:00
Figura 2.1a. Resta de las temperaturas de brillo de
la imagen de vapor de agua TWV e infrarroja TIR y
posteriormente multiplicada por 10. En este caso se
indican las zonas donde TWV – TIR > 0 que se
corresponden con zonas “calientes” altamente
convectivas donde TWV > TIR.
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)
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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
(http://www.eumetsat.int/en/index.html)
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
•
•
•
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) (http://nwcsaf.inm.es/)
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
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Figura 2.3. Aplicaciones del proyecto SAF
Otras Aplicaciones posibles del MSG:
19
•
•
•
•
•
•
•
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
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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.
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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
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.
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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 1999. Estos remolinos son frecuentes a sotavento de las Islas Canarias e influyen en la
actividad pesquera.
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4. SENSORES EN EL MICROONDAS
Los sensores en el microondas pueden ser pasivos o activos.
ƒ 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.
ƒ 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: (http://www.ssmi.com/)
ƒ SSM/I o Special Sensor Microwave/Imagen. SST, Ocean wind speed (at
10 meters), water vapor, cloud water, and rain rate.
ƒ 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.
ƒ AMSR-E o The Advanced Microwave Scanning Radiometer. sea surface
temperature (SST), wind speed, atmospheric water vapor, cloud water, and
rain rate.
ƒ QSCAT o microwave scatterometer SeaWinds. Winds near the ocean
surface.
ƒ 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 57.95 GHz on the lower shoulder of the Oxygen absorption band. These
25
four channels measure the atmospheric temperature in four thick layers
spanning the surface through the stratosphere.
26
27
28
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.
ƒ Se utiliza el radar para regularizar el tráfico aéreo, maritimo, operaciones
militares, etc. En estos casos los blancos son móviles.
ƒ Los radares meteorológicos detectan precipitación, donde los blancos son
gotas de agua, bolas de granizo o copos de nieve.
ƒ 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
λ
Atenuació
atmosfèrica
Característiques
~10 cm
Pràcticament
d’atenuació
Car, antena grossa Aproximadament la
(~ 6 m) i de meitat de cost que el
construcció
molt de banda S. Antena
precisa.
(~ 3m)
Us
Banda C (radares Banda X
INM)
~5 cm
~3 cm
lliure Atenuació mitja
Atenuació alta
El més barat, es sol
usar en fins de
investigació
de
camp
(tornados,
tempestes severes)
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
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:
ƒ 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)
ƒ Medir de forma sistemática cantidades físicas útiles en climatología y para la
preparación de previsiones a más largo plazo. (Objetivo científico)
ƒ 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=3·108 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
ƒ
ƒ
ƒ
ƒ
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:
ƒ La ambigüedad de ciertas medidas. No hay una relación clara entre intensidad de
eco radar y tamaño de las gotas.
ƒ 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)
ƒ 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:
ƒ Generación de imágenes simultáneas de precipitación estimada (mirar
figura 58 derecha)
ƒ Identificación de células convectivas y seguimiento dinámico de estas a lo
largo del tiempo.
ƒ Tareas de calibración de imágenes de satélite en intensidad de
precipitación.
31
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
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)
http://www.inm.es/web/infmet/radar/radarre.html
33
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.
http://www.inm.es/web/infmet/radar/radar.html
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
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
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·RB ) 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
6. SITUACIONES METEOROLÓGICAS OBSERVADAS DESDE EL
ESPACIO
Figura 6.1. Sistemas convectivos sobre la Península Ibérica captados en imagen de la banda 2 del NOAA14. Entre los distintos tipos de nubes observamos, grandes cumulus, cumulonimbus y cirros o velos
asociados a la actividad convectiva.
a)
b)
37
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 2002.
c)
Figura 6.3. Ondas de montaña. Sobre la Península Ibérica captados en imagen de la banda 2 del NOAA14.
38
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
Figura 6.5. Frente frío y frente cálido Banda 4 AVHRR
Figura 6.5. Frente frío y frente cálido Banda visible GOES-W
40
7.
MATERIAL INTERESANTE EN LA WEB.
Imágenes de satélite, radar, software y productos derivados de teledetección.
http://www.latuv.uva.es/meteorol/meteorol.html
http://www.infomet.fcr.es/
http://www.meteored.com
http://www.meteosat.com/goes/
http://www.sat.dundee.ac.uk/pdus.html
http://www.eumetsat.int/Home/index.htm?l=en
http://www.eumetsat.int/Home/Main/Image_Gallery/index.htm?l=en
http://nwcsaf.inm.es/
http://oiswww.eumetsat.org/IDDS-cgi/listImages
http://www.geocities.com/CapeCanaveral/Hangar/1720/home.htm
http://vppx134.vp.ehu.es/fisica/agustin/teledec/
http://www.inm.es/web/infmet/radar/radarre.html
http://my.unidata.ucar.edu/content/software/mcidas/index.html
ftp://eady.uib.es/pub/Angel/SIG/
http://anastasie.univ-paris1.fr/msg/
http://www.ssmi.com/
http://delenn.gsfc.nasa.gov/~imswww/pub/imswelcome/
http://eoweb.dlr.de:8080/servlets/template/welcome/entryPage.vm
Cursos de teledetección on-line
http://rst.gsfc.nasa.gov/Front/tofc.html
http://ccrs.nrcan.gc.ca/resource/tutor/fundam/index_e.php
http://www.crisp.nus.edu.sg/~research/tutorial/rsmain.htm
http://www.zamg.ac.at/docu/Manual/SatManu/main.htm
http://oiswww.eumetsat.org/WEBOPS/msg_interpretation/index.html
https://www.fnmoc.navy.mil/PUBLIC/SATELLITE/TUTORIAL/index.html
41
Programa IDIRSI utilizado en las prácticas
http://www.clarklabs.org/
42