Radar de nubes milimétrico

Los radares de nubes de ondas milimétricas , también denominados radares de nubes, son sistemas radar diseñados para monitorizar nubes con frecuencias operativas entre 24 y 110 GHz (Tabla 1). Por tanto, sus longitudes de onda oscilan entre 1 mm y 1,11 cm, unas diez veces más cortas que las utilizadas en radares convencionales de banda S como el NEXRAD .

El objetivo principal de estos radares es la investigación de las propiedades y evolución de las nubes. Normalmente operan a 35 GHz en la banda Ka y a 94 GHz en la banda W , donde la transmisión atmosférica es máxima. Estas frecuencias corresponden a longitudes de onda en torno a 8 y 3 mm. Los radares de nubes milimétricos tienen una alta resolución temporal y de alcance: la resolución temporal es ajustable y normalmente oscila entre 1 y 10 segundos, mientras que la resolución de alcance va desde unos pocos metros para los radares de nubes que utilizan modulación de frecuencia de la señal transmitida (por ejemplo, 4 m para el radar de nubes de onda continua modulada en frecuencia (FMCW) de 94 GHz que opera en la Oficina Meteorológica del Reino Unido), hasta varios metros para los radares de nubes basados ​​en magnetrones (por ejemplo, de 15 a 60 m para los sistemas MIRA). El alcance máximo de detección está entre 14 y 20 km y la resolución de la velocidad Doppler es de unos pocos cm/s. La mayoría de los radares de nubes son polarimétricos , pudiendo medir la irregularidad de las partículas mediante la relación de despolarización lineal (LDR). Generalmente operan apuntando al cenit, pero un número cada vez mayor de ellos cuentan hoy en día con unidades de escaneo, que permiten recuperar información adicional como información de volumen al realizar varios escaneos de Indicador de Altura de Rango (RHI) en diferentes ángulos y a una velocidad relativamente alta, y perfiles de viento verticales, al realizar indicadores de posición del plan (PPI) a pocos grados del cenit.

En cuanto a las diferentes longitudes de onda en las que operan los radares de nubes, hay que tener en cuenta que las longitudes de onda más largas se atenúan menos por la llovizna y la lluvia , mientras que las longitudes de onda más cortas son más sensibles a las partículas más pequeñas. En consecuencia, las señales de radar se atenúan menos en banda Ka que en banda W, mientras que los radares de banda W son capaces de detectar partículas más pequeñas. No obstante, los haces del radar de nubes se atenúan mucho menos por las partículas de nubes o precipitación que el haz del lidar .

Los radares de nubes se utilizan hoy en día para determinar los límites de las nubes (por ejemplo, las bases y cimas de las nubes) y para estimar las propiedades microfísicas de las nubes, como el tamaño de las partículas y el contenido de masa, lo que ayuda a comprender cómo las nubes reflejan, absorben y transforman la energía radiante que pasa a través de la atmósfera . También se utilizan intensivamente para investigar la niebla . Además, los radares de nubes se han utilizado para estudios de entomología durante más de 40 años, ya que los radares de banda Ka y W detectan casi exclusivamente objetivos de insectos en días cálidos sin nubes, ^{[1] [2] y más recientemente también se utilizan para el estudio de} aerosoles gigantes . ^{[3] [4]}

Aunque la mayoría de los sistemas de radar de nubes están basados ​​en tierra, también pueden estar aerotransportados y en el espacio. Algunos ejemplos de sistemas aerotransportados son los radares de nubes instalados en los aviones de investigación HALO (High Altitude and Long Range Research Aircraft) y Wyoming KingAir Research Aircraft. Un ejemplo de radar de perfil de nubes (CPR) aerotransportado está funcionando en el satélite CloudSAT desde 2006. El primer CPR aerotransportado con capacidad Doppler se lanzará en marzo de 2023 a bordo de la misión Earth Clouds, Aerosols and Radiation Explorer ( EarthCARE ). ^{[5] [6]}

Los sistemas de radar pulsado se consideran instrumentos activos porque transmiten en la atmósfera una onda electromagnética y reciben la señal reflejada desde la atmósfera. En estos radares, la antena envía la onda electromagnética y luego recoge la señal de retorno. Los radares están compuestos por diferentes partes de hardware, cada una de las cuales contiene diferentes elementos. La figura de la página 9 de Clothiaux et al. 1996 ^[7] muestra dichas unidades.

La onda electromagnética enviada a la atmósfera es una onda EM de la forma que se muestra en la figura de la página 10 de ^[7] . Dicha onda es generada por un oscilador en la unidad transmisora ​​y luego transferida a través de guías de ondas a la antena, que la irradia en la atmósfera. La teoría de propagación de ondas en guías de ondas de forma rectangular que tienen un eje de simetría vertical muestra que al establecer dimensiones apropiadas de la guía de ondas, el campo eléctrico resultante se propaga paralelo al espacio interior de la guía de ondas en la dirección vertical, teniendo un componente sinusoidal en el tiempo (onda transversal).

La expresión del campo eléctrico irradiado a una distancia lejana de la antena es, adoptando notación compleja en sistema de coordenadas esféricas : ${\estilo de visualización r}$${\displaystyle (r;\theta;\phi )}$

donde es la frecuencia portadora de la onda, es el tiempo, es la velocidad de la luz, es la distancia desde la antena, es el número de onda y es la longitud de onda, mientras que es la amplitud de la onda que depende de la potencia entregada a la antena, de sus características y se ve afectada por las pérdidas de potencia en las guías de onda. La función es una función moduladora que es 1 cuando su argumento está entre 0 y , y 0 en cualquier otro lugar. Por lo tanto, dicho campo electromagnético (EM) oscila sinusoidalmente en el tiempo dentro del ancho del pulso y es cero fuera de la envolvente del pulso, como se muestra en la figura 3 en la página 10 de. ^[7] Esta onda EM se envía a la atmósfera: cada pulso se dispersa por un volumen de aire lleno de hidrometeoros y regresa al radar. La antena recoge la señal devuelta, que luego se filtra para eliminar la alta frecuencia portadora, se amplifica y luego se convierte a una frecuencia inferior y se digitaliza. ${\displaystyle \omega_{c}}$${\estilo de visualización t}$${\estilo de visualización c}$${\estilo de visualización r}$$estilo de visualización k_{c}}$${\displaystyle \lambda_{c}}$$Estilo de visualización A_{i}}$${\displaystyle U(t-2r/c)}$${\estilo de visualización \tau}$$Estilo de visualización: T_{pw}$

El campo eléctrico disperso recogido por la antena es un compuesto de ecos discretos de todos los dispersores contenidos en el volumen y puede escribirse como:

donde es la amplitud del campo eléctrico dispersado por el m-ésimo dispersor, es la posición del m-ésimo dispersor, es la frecuencia portadora y representa el cambio de fase de la onda dispersada en la dirección del radar debido a la velocidad radial relativa del objetivo con respecto al radar, mientras que y son respectivamente el cambio de fase en la dispersión y la fase del transmisor, que pueden asumirse constantes ( pueden depender del tiempo para objetivos meteorológicos como gotas de agua vibrantes y partículas de hielo que caen). ^[7]$Estilo de visualización A_{r,m}$$estilo de visualización r_{m}$${\displaystyle \omega_{c}}$${\displaystyle \omega_{d,m}t}$${\displaystyle \phi_{s,m}}$${\displaystyle \phi_{t}}$${\displaystyle \phi_{s,m}}$

Como ya se ha mencionado, una señal meteorológica es una combinación de ecos procedentes de un gran número de hidrometeoros. ^[8] Dichos ecos se reciben de forma continua en la antena del radar tras un retraso igual al tiempo que tarda la onda en alcanzar el objetivo y volver al radar. Como es imposible resolver los ecos individuales de forma individual, muestreamos la señal procedente de la atmósfera con retrasos temporales discretos determinados . ${\displaystyle \tau_{s}}$

Esto define el rango de los dispersores que contribuyen principalmente a la muestra de la señal. El número de volúmenes de resolución distintos en el espacio de los cuales el radar recoge información es igual al número de muestras que recoge el radar entre dos pulsos de radar cualesquiera. ^[9] La expresión del voltaje recibido muestreado es: ${\displaystyle \tau_{s}}$$Estilo de visualización Ng$

Para cada puerta de rango ( ) y para cada ciclo de pulso ( ), se derivan los llamados voltajes I y Q tomando la parte real e imaginaria del voltaje complejo dado en ( 3 ): ^[7] Sus expresiones son: ${\displaystyle \tau_{s}}$$Estilo de visualización T_{s}$

Por lo tanto, después de dicho muestreo de la señal recibida, una serie temporal de señales I/Q se asocia a cada puerta de rango.

Como el radar transmite pulsos coherentes con una determinada frecuencia de repetición de pulsos (PRF), se aplica la técnica de procesamiento Doppler. Se puede calcular un espectro de potencia a partir de una secuencia de componentes de la siguiente manera. En cada puerta de rango, se aplica el algoritmo FFT a la serie de señales IQ, donde es el número de puntos FFT utilizados en la FFT. El resultado de la FFT es un espectro complejo donde es la frecuencia Doppler. Los espectros de potencia se estiman fácilmente mediante ${\displaystyle N_{f}I_{n}+iQ_{n}}$$Estilo de visualización N_ {f}$$Estilo de visualización N_ {f}$$Estilo de visualización S_{compl}(k)$${\estilo de visualización k}$

Dichos espectros son la distribución de las velocidades radiales de los objetivos en el volumen analizado ponderada con la potencia de la señal. ^[10]

Normalmente, en el volumen de muestra del radar hay numerosos objetivos. Cada uno de ellos produce un cambio de frecuencia en función de su velocidad radial. La medición de la potencia de retorno en cualquier intervalo del cambio de frecuencia permite detectar el espectro Doppler. Esto se ilustra en la figura de la derecha, donde se muestra un esquema del espectro Doppler. La frecuencia ya está convertida en velocidad en el eje x.

A partir del espectro Doppler se puede calcular la reflectividad utilizando la expresión: ${\textstyle Z}$

La integral de la potencia espectral se denomina momento 0 del espectro Doppler, que es igual a la reflectividad . Además, el primer momento ( 8 ) y el segundo momento ( 9 ) del espectro Doppler se pueden calcular: ${\textstyle S(v_{d})}$${\textstyle Z}$

El primer momento del espectro Doppler es la velocidad Doppler media . Corresponde a la velocidad radial media en el volumen muestreado. ${\textstyle V}$

El segundo momento se denomina ancho Doppler . Corresponde a la varianza del espectro Doppler. El ancho Doppler es básicamente una medida del ancho del espectro de las velocidades detectadas. También puede ser una medida del número de modos que tiene la distribución del tamaño de los objetivos. Una distribución monomodal da un ancho espectral pequeño. Una distribución que tiene varios modos produce un ancho espectral mayor, como se ilustra en la Figura 5. El ancho espectral también está influenciado por el movimiento turbulento de los objetivos en el volumen de muestra: el ancho espectral aumenta con el aumento de la turbulencia. ${\estilo de texto W}$

Las expresiones para calcular la curtosis y la asimetría provienen de la estadística matemática y se utilizan varias formulaciones. Algunas de ellas se pueden encontrar en la literatura citada en la sección de curtosis.

La velocidad Doppler media puede verse como la frecuencia media de un espectro de potencia (velocidad Doppler) de la potencia retrodispersada.

Dada la velocidad Doppler media (frecuencia media del espectro de potencia) del volumen medido a lo largo de la línea de visión, se obtiene la velocidad radial. Para las mediciones verticales, la velocidad Doppler es la suma de la velocidad terminal de las partículas, causada por la fuerza de la gravedad, y los movimientos del aire dentro del volumen medido. La velocidad terminal contiene información sobre las propiedades microfísicas de las partículas de las nubes. Para obtener la velocidad terminal a partir de las observaciones del radar de nubes, se debe eliminar de los espectros Doppler la influencia de los movimientos del aire que desplazan el espectro, mejorando de esta manera la representatividad microfísica. Kollias et al. ^[11] ofrecen un enfoque para corregir este desplazamiento, mejorando la precisión de la relación entre la velocidad Doppler corregida y las velocidades de caída de las partículas.

El ancho Doppler, o ancho del espectro Doppler, es la desviación estándar del espectro. Por lo tanto, los valores pequeños representan espectros estrechos, mientras que un ancho de espectro mayor corresponde a una mayor dispersión de los hidrometeoros en el dominio de la velocidad (dominio de la frecuencia). Las razones para un ancho mayor podrían ser espectros bimodales o multimodales. Esto significa que el volumen medido contiene más de una población de hidrometeoros, lo que conduce a dos o más modos en el espectro Doppler debido a las diferentes velocidades terminales. Un cambio rápido en el ancho Doppler en combinación con la velocidad Doppler media también se puede utilizar para separar dos poblaciones de hidrometeoros. ^{[12] [13]}

Dado que el movimiento del aire en la atmósfera afecta el ancho Doppler, este parámetro proporciona información sobre la turbulencia dentro del volumen medido. Las corrientes ascendentes y descendentes reducen la velocidad terminal de caída y pueden disminuir o aumentar el ancho Doppler. Si las mediciones no se realizan apuntando al cenit, el componente horizontal del viento también influye en el ancho. El conocimiento de los componentes reales del viento en la atmósfera se puede utilizar para corregir el espectro Doppler, de modo que se puedan mejorar los parámetros microfísicos recuperados y reducir las incertidumbres. ^[11]

El parámetro de asimetría del espectro Doppler describe la asimetría del espectro con respecto a una distribución gaussiana simétrica.

^[14]

Este parámetro relaciona la ubicación del pico del espectro con respecto al valor medio del espectro. Por lo tanto, un valor de asimetría positivo indica que el pico está ubicado a la izquierda con respecto a la media. Un espectro con asimetría negativa tiene su pico en el lado derecho con respecto a la media del espectro. Un valor cercano a cero indica un espectro simétrico. De esta manera, la forma de un Doppler brinda información sobre cambios en la microfísica de las nubes o cambios dinámicos dentro del volumen medido. Cuanto mayor sea la elevación del radar, mayores serán las influencias dinámicas sobre este parámetro. Debido a que las cizalladuras del viento conducen a un ensanchamiento del ancho del espectro Doppler, también pueden conducir a cambios rápidos en la asimetría . Para poder relacionar el cambio en la asimetría del espectro Doppler, también se debe verificar el ancho Doppler.

Si las mediciones de radar se realizan verticalmente, la asimetría del espectro Doppler proporciona información sobre la microfísica de las nubes medidas. El viento horizontal dentro de los volúmenes medidos solo provoca un desplazamiento de todo el espectro dentro del dominio Doppler. Esto significa que el espectro se desplaza a lo largo del eje de velocidad Doppler, pero no influye en el ensanchamiento de los espectros. Por lo tanto, los cambios en la asimetría proporcionan información sobre: ^​​[11]

• Si la minoría de los hidrometeoros cae más rápido o más lento que la velocidad Doppler media.
• Si el espectro Doppler está dominado por pequeños hidrometeoros (más lentos que la media) o partículas más grandes (más rápidas que la velocidad Doppler media)
• La forma de la distribución del tamaño de los hidrometeoros medidos.
• Los cambios en la altura o el tiempo pueden estar relacionados con un cambio en la microfísica de las nubes.

La curtosis del espectro Doppler también se relaciona con su curva. Describe las colas de la curva del espectro en relación con la gaussiana.

^[14]

Dado que la medida está dominada por los extremos, la curtosis puede brindar información sobre el peso de la cola del espectro, lo que ayuda a describir mejor el espectro.

Si un espectro Doppler se distribuye de forma exactamente normal, entonces su curtosis es igual a 3,0. Si en general la curtosis es >3, entonces el espectro se llama leptocúrtico o leptocurtótico. Se puede suponer que el espectro Doppler está dominado por una única población de partículas que conduce a un pico fuerte y estrecho, que en algunos casos (pero no en todos) se indica mediante una alta curtosis. Si el espectro tiene una curtosis <3, entonces se llama platicúrtico o platicúrtico. La forma de un espectro de este tipo (en algunos casos) puede tener un pico más bajo y ancho alrededor de la media y colas más delgadas, pero también puede tener picos infinitos, por lo que la curtosis no es una buena medida de "pico". Se pueden encontrar ejemplos de tales formas en la entrada de la wiki sobre curtosis .

El análisis de la curtosis mediante radar Doppler se inició hace relativamente poco tiempo, por lo que aún existen pocas publicaciones científicas que se ocupen de este parámetro. Un ejemplo puede encontrarse en Kollias et al., ^[14], donde la curtosis se utiliza para interpretar los espectros Doppler y comprender los cambios microfísicos que representa.

Los métodos polarimétricos se consideran una herramienta poderosa en la teledetección de la atmósfera, y particularmente en las observaciones de radar de nubes y precipitación. Las técnicas polarimétricas han sido bien desarrolladas para su uso operativo en redes de radar meteorológico como NEXRAD estadounidense y OPERA europea, ^[15] y, actualmente, se están implementando en radares de nubes terrestres y aéreos ^[16] . Estas técnicas permiten un filtrado avanzado de interferencias, la discriminación entre objetivos meteorológicos y no meteorológicos y la clasificación de dispersores atmosféricos. ^[10] Otro potencial de las mediciones polarimétricas de los radares de nubes es la estimación del hábito de los cristales de hielo ^[17] que es uno de los principales problemas en las observaciones remotas de nubes de fase mixta. ^[18] La forma asumida de los cristales de hielo se considera la principal fuente de errores en las recuperaciones de concentración de tamaño y número basadas en observaciones verticales combinadas de lidar y radar. ^[19] Además, en los modelos numéricos de predicción meteorológica existentes, la forma asumida define la tasa de crecimiento deposicional de las partículas de hielo y las relaciones área-masa-velocidad terminal de los cristales de hielo. Por lo tanto, el hábito del hielo puede generar incertidumbres significativas. ^[20]

Se evaluaron varias configuraciones polarimétricas diferentes en estudios teóricos y experimentales ^{[21] [22] [23]} y se explican a continuación.

La mayoría de los radares de nubes de pulso existentes operan en el modo LDR. ^{[10] [24]} En este modo, un radar transmite una radiación polarizada horizontalmente y recibe componentes horizontales y verticales de la radiación dispersa en canales copolarizados y polarizados cruzados, respectivamente. La relación de la potencia en el canal polarizado cruzado sobre la potencia en el canal copolarizado, denominada relación de despolarización lineal, es la variable polarimétrica obtenida por los radares de nubes de este tipo. A menudo, los radares de nubes tienen dos unidades receptoras, ^[10] lo que permite mediciones simultáneas de los componentes ortogonales de la señal recibida. Algunos radares de nubes tienen solo una unidad receptora ^[24] y miden los componentes ortogonales en consecuencia, con conmutación pulso a pulso del canal receptor. Muchos de los radares de nubes operativos con modo LDR apuntan verticalmente ^{[10] [24]} junto con otros instrumentos de detección remota para recuperar propiedades microfísicas de partículas de nubes. La LDR, medida por un radar de nubes apuntado verticalmente, se utiliza para la detección de la capa de fusión (también denominada banda brillante) y el filtrado de interferencias. ^[10] La aplicación del modo LDR para la clasificación de formas en el escaneo de radares de nubes está limitada por su alta sensibilidad a la orientación de los dispersores. ^[25]

Algunos radares de nubes funcionan en modo SLDR, que es una modificación del modo LDR tradicional. ^[17] En este modo, el sistema de antena del radar se gira 45°, es decir, la señal transmitida tiene una polarización de +45° o -45°. A diferencia del modo LDR, el modo SLDR es menos sensible a la orientación de las partículas y, por lo tanto, se utiliza en los radares de nubes para la clasificación de cristales de hielo. La determinación del hábito de los cristales de hielo mediante radares de nubes terrestres requiere un escaneo de elevación y se basa en el análisis de los cambios angulares de las variables polarimétricas. La evaluación del SLDR con observaciones in situ mostró la posibilidad de discriminar entre granizo redondeado, cristales de dendrita y partículas de hielo agregadas. ^[17]

Los radares de nubes con polarización ágil ^{[26] [27]} utilizan la conmutación pulso a pulso entre el estado de polarización horizontal y vertical de la onda transmitida. Además de LDR, estos sistemas pueden medir la reflectividad diferencial ( Z _DR ) y el coeficiente de correlación ( ρ _HV ). El análisis combinado de LDR, Z _DR y ρ _HV se puede utilizar no solo para la clasificación del hábito de las partículas de hielo, sino también para la caracterización de sus orientaciones. ^[28]

Los radares de nubes en modo CDR transmiten una onda polarizada circularmente y reciben componentes copolarizados y cruzados. ^[29] La variable polarimétrica de salida es la denominada relación de despolarización circular (CDR), y se calcula como la relación entre la potencia de polarización cruzada y la potencia copolarizada. En comparación con el LDR, la CDR no se ve afectada por partículas alineadas en el plano de polarización, ^[25] por ejemplo, insectos o cristales de hielo en condiciones atmosféricas electrificadas. ^[30]

A medida que los radares de nubes toman muestras de la atmósfera , miden la señal de retrodispersión producida por diferentes tipos de hidrometeoro (gotas de nubes, llovizna, gotas de lluvia, partículas de hielo, nieve, etc.) y objetivos no hidrometeorológicos. Todos estos objetivos tienen diferentes velocidades verticales y formas, y por lo tanto, los espectros Doppler y LDR se pueden utilizar para distinguir entre los objetivos. En la siguiente figura, se muestra un ejemplo de las mediciones del radar de nubes MIRA-36 en Potenza , donde, utilizando la información proporcionada por los diferentes parámetros, se puede realizar una identificación de objetivos:

• Las nubes de agua líquida producen una firma en la reflectividad pero no en la LDR, ya que las gotas de líquido son casi esféricas.
• Las nubes de hielo se caracterizan por señales LDR relativamente altas debido a sus formas irregulares.
• Los insectos producen valores altos de LDR y generalmente se encuentran dentro de la capa límite convectiva ( CBL ), donde se observan corrientes ascendentes y descendentes continuamente.
• La capa de fusión se puede identificar por un aumento de la LDR, que es causada por partículas de hielo irregulares recubiertas de agua líquida durante la transición de fase.
• La lluvia se caracteriza por altos valores de reflectividad , altas velocidades de caída y una ampliación de los espectros .
• Las capas líquidas dentro de nubes de fase mixta se pueden detectar mediante valores de ancho de pico ligeramente más altos, de acuerdo con la mayor turbulencia interna.

El Laboratorio Nacional del Noroeste del Pacífico (PNNL) y Prosensing Inc. diseñaron el radar de escaneo ARM Cloud Radar (SACR) para monitorear las nubes en varios sitios de prueba del programa de medición de radiación atmosférica del Departamento de Energía de los Estados Unidos . Los radares funcionan de manera continua en estos sitios en Oklahoma , Alaska y el Océano Pacífico occidental tropical , y están diseñados para funcionar durante al menos diez años con una mínima supervisión del personal. Los SACR operan a una frecuencia de 35 y 94 GHz, y se los designa como KaSACR y WSACR respectivamente.

Desde finales de los años 2000, se comercializa un radar meteorológico comercial de nubes en banda Ka de 35,5 GHz (MIRA-36), diseñado por METEK GmbH en colaboración con el Instituto de Radioastronomía de Járkov (Ucrania). Actualmente, existen once sistemas que monitorizan las propiedades de las nubes de forma continua en diferentes emplazamientos, la mayoría de ellos en Europa. Cloudnet, una red de estaciones para la evaluación continua de los perfiles de nubes y aerosoles en modelos NWP operativos , asimila sus datos, así como los datos adquiridos por otros instrumentos en los distintos emplazamientos con este fin.

Además de estas redes, algunos centros de investigación también están utilizando radares de nubes. Por ejemplo, en el Observatorio de Chilbolton (Reino Unido), dos radares de longitud de onda milimétrica funcionan de forma continua a 3,2 y 9 mm para el estudio de las migraciones de insectos, mientras que en Cabauw (Países Bajos) funciona un radar de nubes de 35 GHz.

• Frecuencia extremadamente alta

• Programa de medición de la radiación atmosférica: discusión sobre el radar de nubes de ondas milimétricas
• Debate de la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica sobre el radar de nubes de ondas milimétricas
• Artículo del Boletín de la Sociedad Meteorológica Estadounidense sobre el radar de nubes de ondas milimétricas