Radar de nubes milimétricas

ARM Millimeter Cloud Radar (MMCR) operando a 35 GHz

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

Propósito

Tabla 1: Bandas operativas de radar de nubes milimétricas

El objetivo principal de estos radares es la investigación de las propiedades y la evolución de las nubes. Suelen operar 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 alrededor de 8 y 3 mm. Los radares de nubes milimétricos tienen una alta resolución temporal y de rango: la resolución temporal es ajustable y normalmente varía de 1 a 10 segundos, mientras que la resolución de rango varía de unos pocos metros para los radares de nubes que usan modulación de frecuencia de la señal transmitida (por ejemplo, 4 m para la frecuencia). -Radar de nubes de onda continua modulada (FMCW) de 94 GHz que funciona en la Oficina Meteorológica del Reino Unido), hasta varios metros para radares de nubes basados en magnetrones (por ejemplo, de 15 a 60 m para sistemas MIRA). El rango 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 el índice de despolarización lineal (LDR). Por lo general, operan apuntando al cenit, pero un número cada vez mayor de ellos tienen unidades de escaneo en la actualidad, que permiten recuperar información adicional, como información de volumen, al realizar varios escaneos del indicador de altura de rango (RHI) en diferentes ángulos y a una velocidad relativamente alta, y perfiles de viento verticales, cuando se realiza el Indicador de Posición del Plan (PPI) a pocos grados del cenit.

En cuanto a los diferentes radares de nubes que operan en longitudes de onda, hay que tener en cuenta que las longitudes de onda más largas son menos atenuadas 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 están menos atenuadas en la banda Ka que en la banda W, mientras que los radares de banda W pueden detectar partículas más pequeñas. Sin embargo, los haces de radar de nubes están mucho menos atenuados por las nubes o las partículas de precipitación que el haz LIDAR.

Los radares de nubes se utilizan hoy en día para determinar los límites de las nubes (por ejemplo, las bases y las 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 las nubes. atmósfera. También se utilizan intensamente para investigar la niebla. Además, los radares de nubes se utilizan para estudios de entomología desde hace más de 40 años, ya que los radares de banda Ka y W detectan casi exclusivamente objetivos de insectos en días cálidos sin nubes y, más recientemente, también se utilizan para el estudio de aerosoles gigantes.

Aunque la mayoría de los sistemas de radar en la nube están basados en tierra, también pueden estar en el aire o en el espacio. Ejemplos de sistemas aerotransportados son los radares de nubes instalados en HALO (aviones de investigación de gran altitud y largo alcance) y los aviones de investigación Wyoming KingAir. Un ejemplo de Cloud Profiling Radar (CPR) espacial está operando en el satélite CloudSAT desde 2006. El primer CPR espacial con capacidad Doppler se lanzará en marzo de 2023 a bordo de la misión Earth Clouds, Aerosols and Radiation Explorer (EarthCARE).

Medición con radar: de IQ a espectros

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 tales radares, la antena envía la onda electromagnética y luego recoge la señal devuelta. Los radares se componen de diferentes partes de hardware, cada una de las cuales contiene diferentes elementos. La figura de la página 9 en Clothiaux et al. 1996 está mostrando tales 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. Dicha onda es generada por un oscilador en la unidad transmisora y luego transferida a través de guías de onda a la antena, que la irradia en la atmósfera. La teoría de la propagación de ondas en guías de ondas de forma rectangular que tienen un eje de simetría vertical muestra que al establecer las dimensiones apropiadas de la guía de ondas, el campo eléctrico resultante se propaga paralelo al espacio interior de la guía de ondas en dirección vertical, con una componente y sinusoidal en el tiempo. (onda transversal).

La expresión del campo eléctrico irradiado a distancia r{displaystyle r} lejos de la antena está, adoptando notación compleja en el sistema de coordenadas esféricas ()r;Silencio Silencio ;φ φ ){displaystyle (r;theta;phi)}:

Ei()r,Silencio Silencio ,φ φ ,t)=Ai()Silencio Silencio ,φ φ )eiφ φ trei()kcr− − ⋅ ⋅ ct)U()t− − 2r/c){displaystyle E_{i}(r,thetaphit)={frac {A_{i}(thetaphi)e^{iphi t}{r}}e^{i(k_{c}r-omega _{c}t)}U(t-2r/c)}}}}

()1)

Donde ⋅ ⋅ c{displaystyle omega _{c} es la frecuencia del portador de la onda, t{displaystyle t} es el momento, c{displaystyle c} es la velocidad de la luz, r{displaystyle r} es la distancia de la antena, kc{displaystyle K_{c} es el número de onda y λ λ c{displaystyle lambda ¿Qué? es la longitud de onda, mientras Ai{displaystyle A_{i} es la amplitud de la onda que depende del poder entregado a la antena, de sus características y se ve afectada por las pérdidas de potencia en las guías de onda. La función U()t− − 2r/c){displaystyle U(t-2r/c)} es una función de modulación que es 1 cuando su argumento es entre 0 y τ τ {displaystyle tau }, y 0 en otro lugar. Por lo tanto, tal campo electromagnético (EM) oscila sinusoidalmente en el tiempo dentro del ancho del pulso Tpw{displaystyle T_{pw} y es cero fuera del sobre del pulso, como se muestra en la figura 3 en la página 10 de. Esta onda EM se envía a la atmósfera: cada pulso está disperso por un volumen de aire lleno de hidrometeores y regresa al radar. La antena recoge la señal devuelta, que luego se filtra para eliminar la frecuencia de alta portadora, amplificada y luego desconvertida y digitalizada.

El campo eléctrico disperso recogido por la antena es una combinación de ecos discretos de todos los dispersores contenidos en el volumen y se puede escribir como:

Er()t)=.. m=0NsAr,mei()2kcrm− − ()⋅ ⋅ c− − ⋅ ⋅ d,m)t+φ φ s,m+φ φ t)U()t− − r/c){displaystyle E_{r}(t)=sum ¿Por qué? omega ¿Qué? ¿Por qué?

()2)

Donde Ar,m{displaystyle A_{r,m} es la amplitud del campo eléctrico esparcido por el esparcidor mth, rm{displaystyle R_{m} es la posición del scatter mth, ⋅ ⋅ c{displaystyle omega _{c} es la frecuencia del portador y ⋅ ⋅ d,mt{displaystyle omega _{d, # representa el cambio en la fase de la onda dispersa en la dirección del radar debido a la relativa velocidad radial del objetivo con respecto al radar, mientras que φ φ s,m{displaystyle phi _{s,m} y φ φ t{displaystyle phi _{t} son respectivamente el cambio de fase sobre la dispersión y la fase de transmisor, que se puede asumir constantes ()φ φ s,m{displaystyle phi _{s,m} puede depender del tiempo para objetivos meteorológicos como gotas de agua vibratoria y partículas de hielo que se agrupan).

Como ya se ha mencionado, una señal meteorológica es un compuesto de ecos provenientes de un gran número de hidrometeores. Estos ecos se reciben continuamente en la antena del radar después de un retraso igual al tiempo que toma la onda para alcanzar el objetivo y volver al radar. Puesto que los ecos individuales son imposibles de resolver individualmente, muestramos la señal que viene de la atmósfera en los retrasos de tiempo discretos dados τ τ s{displaystyle tau _{s}.

Tal τ τ s{displaystyle tau _{s} define el rango de los dispersadores que contribuyen principalmente a la muestra de la señal. El número de volúmenes de resolución distintos en el espacio desde el cual el radar recopila información es igual al número de muestras Ng{displaystyle N_{g} que son recogidos por el radar entre los dos pulsos de radar. La expresión del voltaje recibido es:

V()τ τ s)=.. m=0NgAr,mei()2kcrm− − ()⋅ ⋅ d,m)t+φ φ s,m){displaystyle V(tau _{s})=sum ¿Por qué?

()3)

Por cada puerta de rango (τ τ s{displaystyle tau _{s}) y para cada ciclo de pulso (Ts{displaystyle T_{s}), los llamados voltajes I y Q se derivan tomando la parte real e imaginaria del voltaje complejo dado en (3): Sus expresiones son:

I()τ τ s,Ts)=Re[.. i=0NgAr,mei()2kcrm− − ()⋅ ⋅ d,m)t+φ φ s,m)]{displaystyle I(tau _{s},T_{s})=Re[sum ¿Por qué?

()4)

Q()τ τ s,Ts)=Im[.. i=0NgAr,mei()2kcrm− − ()⋅ ⋅ d,m)t+φ φ s,m)]{displaystyle Q(tau) ¿Qué? ¿Por qué?

()5)

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

A medida que el radar transmite pulsos coherentes con cierta frecuencia de repetición del pulso (PRF), se aplica la técnica de procesamiento del doppler. Un espectro de potencia se puede calcular a partir de una secuencia NfIn+iQn{displaystyle No. componentes de la siguiente manera. En cada puerta de gama el algoritmo FFT se aplica a la serie de Nf{displaystyle N_{f} IQ señaliza, dónde Nf{displaystyle N_{f} es el número de puntos FFT utilizados en el FFT. El resultado de la FFT es un espectro complejo Scompl()k){displaystyle S_{compl}(k)} Donde k{displaystyle k} es la frecuencia Doppler. El espectro de energía se calcula fácilmente por

S()k)=ScomplAlternativa Alternativa ScomplAlternativa Alternativa ()k){displaystyle S(k)=S_{compl}*S_{compl}{*}(k)}

()6)

Dicho espectro es la distribución de velocidades radiales de los objetivos en el volumen analizado ponderado con la potencia de la señal.

Los espectros Doppler

Sketch de un espectro Doppler. El poder espectral S()vd){textstyle S(v_{d}} está representado como una función de la velocidad Doppler vd{textstyle v_{d}. Los parámetros vmin{textstyle v_{min} y vmax{textstyle v_{max} denota las velocidades mínimas y máximas, a las que 0}" xmlns="http://www.w3.org/1998/Math/MathML">S()vd)■0{textstyle S(v_{d})0}" aria-hidden="true" class="mwe-math-fallback-image-inline" src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/38f02a85f83fb68c51b6fed9d4c527e2437c0e9a" style="vertical-align: -0.838ex; width:9.789ex; height:2.843ex;"/>, y dv{textstyle dv} es la resolución de velocidad.

Por lo general, numerosos objetivos están presentes en el volumen de muestra del radar. Cada uno de los objetivos individuales produce un cambio de frecuencia de acuerdo con su velocidad radial. Medición la potencia devuelta en cualquier intervalo del cambio de frecuencia permite la detección del 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.

Del espectro Doppler la reflectividad Z{textstyle Z} se puede calcular utilizando la expresión:

Z=∫ ∫ vminvmaxS()vd)dvd{displaystyle Z=int limits ¿Qué?

()7)

La integral del poder espectral S()vd){textstyle S(v_{d}} se llama el 0-momento del espectro Doppler, que iguala la reflectividad Z{textstyle Z}. Además, el primer momento (8) y el segundo momento (9) del espectro Doppler se puede calcular:

V=1Z∫ ∫ vminvmaxvdS()vd)dvd{displaystyle V={frac {1}{Z}int limits ¿Qué?

()8)

W=1Z∫ ∫ vminvmax()vd− − V)2S()vd)dvd{displaystyle W={sqrt {{frac {1}{Z}int limits ¿Qué?

()9)

Sketch del ancho Doppler. Muestra la relación entre el ancho Doppler W{textstyle W}, representado por las flechas, y el número de modos de la distribución del tamaño de la gota.

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

El segundo momento se llama el ancho Doppler W{textstyle W}. Corresponde a la varianza del espectro Doppler. El ancho Doppler básicamente es 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 pequeño ancho espectral. Una distribución que tiene varios modos produce un ancho espectral más grande, como se ilustra en la Figura 5. El ancho espectral también está influenciado por el movimiento turbulento de los objetivos en el volumen de la muestra: el ancho espectral aumenta con creciente turbulencia.

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

Velocidad Doppler

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, la velocidad radial. Para mediciones verticales, las velocidades Doppler son 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 la 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, la influencia de los movimientos del aire que desplazan el espectro debe eliminarse de los espectros Doppler, mejorando así la representatividad microfísica. Kollias et al. dan un enfoque para corregir este cambio, mejorando la precisión de la relación entre la velocidad Doppler corregida y las velocidades de caída de partículas.

Ancho Doppler

El ancho Doppler, o el ancho del espectro Doppler, es la desviación estándar del espectro. En consecuencia, los valores pequeños representan espectros estrechos, mientras que un mayor ancho de espectro 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.

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 ralentizan las velocidades de caída terminal y pueden disminuir o aumentar el ancho Doppler. Si las medidas no se hacen apuntando al cenit, la componente horizontal del viento influye también en la anchura. 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 obtenidos y disminuir las incertidumbres.

Sesgo

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

Sk=1Z∫ ∫ vminvmax()vd− − V)3SilencioS()vd)Silencio2dvdW3{displaystyle Sk={frac {frac}{Z}int} ¿Por qué? {}} {fn}} {fn}}} {fn}}}}} {fn}}}}}}}}} {fn}}}}}}} {fn}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}} {}}}}}}}}}}} {}}}}}}}}}}}}}}} {}}}}}}}}}}}}}}}}}}}} {}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}

()10)

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 sesgado negativo tiene su pico en el lado derecho con respecto a la media del espectro. Un valor alrededor de cero indica un espectro simétrico. De esta forma, la forma de un Doppler da 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 una ampliación del ancho del espectro Doppler, también pueden provocar cambios rápidos en la asimetría. Para poder relacionar el cambio en la asimetría del espectro Doppler, también se debe cotejar el ancho Doppler.

Si las mediciones de radar se realizan verticalmente, la asimetría del espectro Doppler proporciona información sobre la microfísica de nubes medida. El viento horizontal dentro de los volúmenes medidos causa solo 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 influyó en la ampliación de los espectros. Así que los cambios en la asimetría dan información acerca de:

• si la minoría de los hidrometeros está cayendo más rápido o más lento como la velocidad media de Doppler
• si el espectro Doppler está dominado por pequeños hidrometeores (más bajo que el medio) o partículas más grandes (más rápido que la velocidad media de Doppler)
• la forma de la distribución del tamaño de los hidrometeros medidos
• cambios en la altura o el tiempo pueden estar relacionados con un cambio en la microfísica de la nube

Curtosis

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

K=1Z∫ ∫ vminvmax()vd− − V)4SilencioS()vd)Silencio2dvdW4{displaystyle K={frac {frac}{Z}int} ¿Por qué? {fn} {fn}}} {fn}}}} {fn}}}}}} {fn}}}}}}} {fn}}}}}}}} {fn}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}} {}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}} {}}}}}}}}}}}}}}}}}}}} {}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}}

()11)

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 tiene una distribución exactamente normal, entonces su curtosis es igual a 3,0. Si, en general, la curtosis es >3, entonces el espectro se denomina leptocúrtico o leptocúrtico. 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 por una alta curtosis. Si el espectro tiene curtosis <3 entonces se llama platykurtic o platykurtotic. La forma de dicho espectro (en algunos casos) puede tener un pico más bajo y más ancho alrededor de las colas medias y más delgadas, pero también puede tener un pico infinito, por lo que la curtosis no es una buena medida de "pico".; Se pueden encontrar ejemplos de tales formas en la entrada wiki de kurtosis.

El análisis de la curtosis del radar Doppler comenzó hace bastante tiempo, por lo que todavía hay pocas publicaciones científicas que traten este parámetro. Se puede encontrar un ejemplo en Kollias et al., donde se utiliza la curtosis para interpretar los espectros Doppler y comprender los cambios microfísicos que representa.

Medidas polarimétricas en radares de nubes

Los métodos polarimétricos se consideran una herramienta poderosa en la teledetección de la atmósfera y, en particular, en las observaciones de nubes y precipitaciones por radar. Las técnicas polarimétricas han sido bien desarrolladas para su uso operativo en redes de radares meteorológicos como NEXRAD estadounidense y OPERA europeo y, actualmente, se están implementando en radares de nubes terrestres y aerotransportados. Estas técnicas permiten el filtrado avanzado de ecos parásitos, la discriminación entre objetivos meteorológicos y no meteorológicos y la clasificación de dispersores atmosféricos. Otro potencial de las mediciones polarimétricas de los radares de nubes es la estimación del hábito de los cristales de hielo, que es uno de los principales problemas en las observaciones remotas de nubes de fase mixta. Se considera que la forma asumida de los cristales de hielo es la principal fuente de errores en las recuperaciones de concentración de tamaño y número basadas en observaciones de radar y lidar combinadas verticales. Además, en los modelos numéricos de predicción meteorológica existentes, la forma asumida define la tasa de crecimiento de depósito 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.

Se evaluaron varias configuraciones polarimétricas diferentes en estudios teóricos y experimentales y se explican a continuación.

La mayoría de los radares de nubes de pulso existentes funcionan en modo LDR. En este modo, un radar transmite una radiación polarizada horizontalmente y recibe componentes horizontales y verticales de la radiación dispersada en canales copolarizados y contrapolarizados, respectivamente. La relación de la potencia en el canal con polarización cruzada sobre la potencia en el canal copolarizado, denominada relación de despolarización lineal, es la variable polarimétrica que obtienen los radares de nubes de este tipo. A menudo, los radares de nubes tienen dos unidades de recepción, lo que permite realizar mediciones simultáneas de los componentes ortogonales de la señal recibida. Algunos radares de nubes tienen solo una unidad receptora 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 junto con otros instrumentos de teledetección para recuperar las propiedades microfísicas de las partículas de las nubes. El LDR, medido 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 ecos parásitos. La aplicación del modo LDR para la clasificación de formas en los radares de exploración de nubes está limitada por su alta sensibilidad a la orientación de los dispersores.

Algunos radares de nubes funcionan en modo SLDR, que es una modificación del modo LDR tradicional. En este modo, el sistema de antena del radar 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 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 exploración de elevación y se basa en el análisis de los cambios angulares de las variables polarimétricas. La evaluación de SLDR con observaciones in situ mostró la posibilidad de discriminar entre gránulos redondeados, cristales de dendrita y partículas de hielo agregadas.

Los radares de nubes con agilidad de polarización 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 de partículas de hielo hábito sino también para la caracterización de sus orientaciones.

Los radares de nubes en modo CDR transmiten una onda polarizada circularmente y reciben componentes copolarizados y polarizados cruzados. 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 LDR, CDR no se ve afectado por partículas alineadas en el plano de polarización, p. insectos o cristales de hielo en condiciones atmosféricas electrificadas.

Ejemplo de medición

A medida que los radares de nubes muestrean la atmósfera, miden la señal de retrodispersión producida por diferentes tipos de hidrometeoros (gotas de nubes, llovizna, gotas de lluvia, partículas de hielo, nieve, etc.) y objetivos no hidrometeorológicos. Todos estos objetivos tienen diferentes formas y velocidades verticales y, por lo tanto, los espectros Doppler y LDR se pueden utilizar para distinguir entre objetivos. En la figura a continuación, 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 hacer una identificación de objetivos:

• Las nubes de agua líquidas producen una firma en la reflectividad pero no en la LDR, ya que las gotas líquidas son casi esféricas.
• Las nubes de hielo se caracterizan por señales LDR relativamente altas debido a sus formas irregulares.
• Los insectos producen altos valores de LDR y generalmente se encuentran dentro de la Capa Convectiva de Fronteras (CBL), donde se observan continuamente subida y bajada.
• La capa de derretimiento puede ser identificada por una mejora de la LDR, causada por partículas de hielo irregulares recubiertas por agua líquida durante la transición de fase.
• La lluvia se caracteriza por altos valores de reflectividad, altas velocidades de caída y una ampliación del espectro.
• Las capas líquidas dentro de las nubes de fase mixta pueden ser detectadas por valores de ancho de pico ligeramente superiores, de acuerdo con la turbulencia superior dentro.

Medidas realizadas por un sistema MIRA-36 en Tito Scalo, Potenza (Italia) el 2 de diciembre de 2014: a) reflectividad equivalente, b) ratio de despolarización lineal, c) Velocidad Doppler, donde los valores negativos indican el movimiento hacia el radar, y d) ancho máximo.

Sistemas de radar en la nube

Instrumentos de radar de nube relacionados con proyectos ACTRIS y NOAA

El Laboratorio Nacional del Noroeste del Pacífico (PNNL) y Prosensing Inc. diseñaron el radar Scanning ARM Cloud Radar (SACR) para monitorear las nubes en lo alto en varios sitios de prueba del programa de medición de radiación atmosférica del Departamento de Energía de EE. UU. Los radares operan continuamente en estos sitios en Oklahoma, Alaska y el Océano Pacífico occidental tropical, y están diseñados para funcionar durante al menos diez años con una atención mínima por parte del personal. Los SACR operan a una frecuencia de 35 y 94 GHz, siendo designados como KaSACR y WSACR respectivamente.

Desde finales de la década de 2000, se encuentra en el mercado un radar meteorológico comercial de nubes de banda Ka de 35,5 GHz (MIRA-36) diseñado por METEK GmbH en colaboración con el Instituto de Radioastronomía de Jarkov (Ucrania). Hoy en día, hay once sistemas que monitorean las propiedades de la nube de forma continua en diferentes sitios, la mayoría de ellos en Europa. Cloudnet, una red de estaciones para la evaluación continua de perfiles de nubes y aerosoles en modelos NWP operativos, asimila sus datos, así como los datos adquiridos por otros instrumentos en los distintos sitios con este propósito.

Fuera de estas redes, algunos sitios de investigación también están operando radares de nubes. Por ejemplo, en el Observatorio de Chilbolton (Reino Unido), funcionan dos radares de longitud de onda milimétrica continuamente a 3,2 y 9 mm para el estudio de las migraciones de insectos, mientras que un radar de nubes de 35 GHz está funcionando en Cabauw (Países Bajos).

Tabla 2: Sistemas de radar en la nube involucrados en proyectos ACTRIS y NOAA