Teledetección de la capa límite atmosférica

Se pueden utilizar instrumentos de teledetección terrestres, aéreos o satelitales para medir las propiedades de la capa límite planetaria , incluida la altura de la capa límite, los aerosoles y las nubes. La teledetección satelital de la atmósfera tiene la ventaja de poder proporcionar una cobertura global de las propiedades de la capa límite planetaria atmosférica y, al mismo tiempo, proporcionar tasas de muestreo temporal relativamente altas. Los avances en la teledetección satelital han proporcionado una mayor resolución vertical que permite una mayor precisión para las mediciones de la capa límite planetaria.

El forzamiento radiativo de las nubes de la capa límite marina (MBL) es fundamental para comprender los cambios que se producen en el calentamiento global. Las nubes de bajo nivel, incluidas las nubes MBL, tienen el mayor forzamiento radiativo neto de todas las nubes. ^[1] El albedo de estas nubes de bajo nivel es mucho mayor que el albedo de la superficie del océano subyacente y es necesario modelar correctamente estas nubes para limitar la incertidumbre en las predicciones de los modelos climáticos. La teledetección de la capa límite planetaria, especialmente las nubes y los aerosoles dentro de la capa límite planetaria, puede ayudar a verificar y mejorar los modelos climáticos.

La capa límite planetaria es la parte de la troposfera que se ve afectada por la interacción con la superficie de la Tierra y que se ajustará a las fuerzas de la superficie en un lapso de tiempo de una hora. ^[2] La capa límite planetaria se caracteriza por la turbulencia durante el día y por la estabilidad durante la noche. En la parte superior de la capa límite planetaria hay una capa estable que se denomina con frecuencia capa de inversión, ya que la temperatura tiende a aumentar con la altura, en contraste con gran parte de la troposfera. La capa límite planetaria puede tener nubes de nivel inferior ubicadas alrededor de la parte superior de la inversión que la cubre. Los dos tipos principales de nubes dentro de la capa límite planetaria son los cúmulos de buen tiempo y las nubes estratocúmulos. La superficie subyacente determina principalmente el tipo de nube producida dentro de la capa límite planetaria. La presencia de la inversión que la cubre también puede atrapar aerosoles dentro de la capa límite planetaria. El aumento de aerosoles antropogénicos provenientes de la quema de combustibles fósiles puede tener impactos significativos en las precipitaciones y el clima. ^[3]

Las mediciones satelitales tienen la ventaja de poder tomar muestras de variables meteorológicas en regiones que tienen pocos sistemas de medición. Se han creado muchos instrumentos para ayudar a observar la atmósfera tanto para la investigación como para la predicción del tiempo. Una de las primeras misiones satelitales exitosas para observaciones de radar meteorológico fue el Satélite de Observación Infrarroja de Televisión (TIROS). Este instrumento allanó el camino para más sistemas satelitales meteorológicos que utilizan el espectro de radiación visible, infrarroja y de microondas. Los instrumentos de teledetección actuales que pueden ayudar a detectar el fenómeno de la capa límite planetaria incluyen el Espectrorradiómetro de Imágenes de Resolución Moderada (MODIS) a bordo de Terra y Aqua , así como CALIOP (Lidar de Nubes y Aerosoles con Polarización Ortogonal) a bordo de CALIPSO . Si bien MODIS y muchos otros satélites son sensores remotos pasivos, los sensores remotos activos como CALIPSO brindan mayor precisión para las recuperaciones de altura. Las mediciones satelitales se han utilizado para determinar las condiciones dinámicas que producen nubes de la capa límite planetaria y las regiones climatológicas donde se producen estas nubes. ^[4]

La convección celular de mesoescala (MCC) es una forma de convección impulsada por flotabilidad que puede proporcionar nubes cúmulos en la parte superior de la capa límite planetaria. La MCC generalmente ocurre sobre regiones oceánicas y se encuentra principalmente frente a las costas de los principales continentes, particularmente en América del Norte y del Sur. ^[5] La MCC es una forma de la célula de Bénard donde el fluido se elevará o caerá en celdas hexagonales creando una estructura de nubes hexagonales. La inversión de la capa límite planetaria actúa como una tapa para la convección creando un plano horizontal para las estructuras de nubes hexagonales. Las observaciones satelitales han sido imperativas para comprender la escala horizontal y la escala vertical de estas formaciones de nubes. La MCC es generalmente demasiado pequeña para mediciones a escala sinóptica, pero demasiado grande para mediciones de un solo punto. Sin embargo, las observaciones satelitales pueden monitorear el desarrollo de los patrones de nubes debido a su gran campo de visión. ^[6] Las imágenes satelitales de TIROS ayudaron a resaltar una de las principales diferencias entre las celdas de convección de laboratorio y las que ocurren en la atmósfera. La relación entre el diámetro del hexágono y la profundidad de la nube fue mucho mayor en la atmósfera que la misma relación calculada en experimentos controlados. Esta diferencia mostró que la viscosidad y la conducción de calor eran importantes para las mediciones de laboratorio, pero la difusión de calor y momento en remolinos dominaba las celdas atmosféricas. ^[5] La cizalladura del viento debe ser baja para formar celdas MCC, de lo contrario se formarán vetas de nubes en la dirección de la cizalladura del viento. Las formaciones de nubes que ocurren como parte de MCC se pueden clasificar en dos categorías: celdas abiertas y celdas cerradas.

Las celdas abiertas se caracterizan por una región libre de nubes en el centro de la formación hexagonal con regiones nubladas en el borde exterior del hexágono. La celda abierta tendrá un movimiento descendente lento en el centro y un movimiento ascendente más rápido en los bordes que forman la forma de nube hexagonal. Tienden a formarse sobre aguas más frías, como las que existen frente a la costa de California.

Si bien lugares como la costa de California producen regularmente convección celular abierta, los sistemas de tormentas atmosféricas también pueden estimular la producción de nubes celulares abiertas en regiones de baja producción climatológica. Los patrones celulares abiertos a menudo se pueden encontrar detrás de frentes fríos en el aire frío inestable y producen múltiples tipos de nubes, incluidos cúmulos congenstus, cumulonimbos y estratocúmulos. ^[4] Sin embargo, las células abiertas formadas en regiones subtropicales normalmente no se asocian con tormentas sinópticas.

Las celdas cerradas contienen regiones llenas de nubes en el centro de la formación hexagonal y regiones libres de nubes en el borde del hexágono. La celda cerrada tiene un movimiento ascendente lento en el medio y un movimiento descendente más rápido en los bordes. Las celdas cerradas tienden a aparecer sobre aguas más cálidas, como las asociadas con la corriente de Kuroshio y la corriente del Golfo.

Los patrones celulares cerrados se forman generalmente en condiciones de mezcla convectiva débil en los niveles inferiores con una capa de inversión. Se presentan comúnmente en las secciones orientales de las regiones de alta presión subtropicales o en el cuadrante sudoriental de las altas presiones polares.

El CALIOP a bordo del CALIPSO permite la medición de diferentes partículas de aerosol midiendo la retrodispersión en longitudes de onda de 1064 y 532 nanómetros con la capacidad de recibir dos componentes ortogonales en la longitud de onda de 532 nm. ^{[7] Sin la presencia de nubes ópticamente gruesas, las capas de aerosol dentro de la capa límite planetaria se pueden medir y proporciona una gran técnica para medir la contaminación por aerosoles.} El lidar terrestre ha demostrado concordancia con CALIOP en la medición de capas de aerosol aisladas sobre el área metropolitana de Seúl. ^[8]

CALIPSO también se ha utilizado junto con los datos MODIS para determinar cómo los aerosoles dentro de la capa límite planetaria podrían alterar las nubes estratos bajas de la capa límite planetaria. Se ha demostrado que la detección de aerosoles que queman biomasa reduce el radio de las gotas de las nubes dentro de estas nubes de la capa cálida de acuerdo con el efecto Albrecht , al mismo tiempo que reduce la trayectoria del agua líquida en contraste con el efecto Albrecht. ^[9]

La capa límite tiende a tener valores de humedad más altos y mayores cantidades de aerosoles, lo que da como resultado una mayor dispersión de la luz dentro de la capa límite. Con instrumentos de teledetección, la altura de la capa límite se puede detectar en función de estos principios. Utilizando el lidar a bordo de CALIPSO, se han realizado estimaciones de la altura de la capa límite y se han comparado con datos de reanálisis de radiosonda y ECMWF y se han demostrado altas correlaciones entre el valor estimado por teledetección y los valores medidos por radiosonda. ^[10]

La altura de la capa límite se puede derivar de diferentes maneras a partir de los datos lidar, incluida la técnica de varianza máxima, que establece que el máximo en la varianza de la retrodispersión se produce en la parte superior de la capa límite. Dentro de la zona de arrastre, los remolinos de la troposfera libre más limpios se mezclarán con los remolinos de la capa límite más contaminados, lo que dará como resultado altas varianzas a la altura de la capa de arrastre. ^[11] El uso de alturas de la capa límite derivadas por satélite proporciona otro método para verificar la salida del modelo climático. Algunos instrumentos de teledetección tienen limitaciones. Dado que CALIOP se basa en el uso de luz retrodispersada, las recuperaciones diurnas pueden contener altas relaciones señal-ruido, ya que la luz solar puede agregar ruido de fondo. Recuperaciones nocturnas

En condiciones adecuadas, se pueden utilizar técnicas lidar especializadas para determinar la composición de la capa límite. Los pulsos lidar utilizados para la teledetección obtienen ecos de pulso del suelo y de las nubes. Cuando hay una capa de nubes fragmentadas en la parte superior de la capa límite, las técnicas lidar IPDA utilizadas para la teledetección de la composición atmosférica pueden obtener la composición de la capa límite. ^[12]