Un radar meteorológico, o radar meteo, es un tipo de radar usado en meteorología para localizar precipitaciones, calcular sus trayectorias y estimar sus tipos (lluvia, nieve, granizo, etc.). Además, los datos tridimensionales pueden analizarse para extraer la estructura de las tormentas y su potencial de trayectoria y de daño. Finalmente, los ecos de precipitaciones y de atmósfera clara del radar meteo permiten estimar la dirección y velocidad del viento en las zonas bajas de la atmósfera.
El "radar meteo" suele usarse junto con detectores de rayos, para ubicar la actividad mayor de una tormenta.
miniatura|330px|Radar meteo en Norman, Estados Unidos, con domo anti-intemperie (NOAA) miniatura|Sin el domo, un disco de radar meteo WF44 380px|miniatura|Volumen escaneado usando ángulos de elevación múltiples: diagrama 3D (de Google Sketch) con un patrón de radar de cobertura representativa. El área redondeada es el alcance máximo del sistema, el límite inferior se selecciona para evitar reflexiones en el suelo, y el área superior es el ángulo máximo, un factor del diseño de la antena.
Historia miniatura|250px|Imagen de radar con tecnología de 1960, detectando superceldas de tornados sobre el área metropolitana de Mineápolis-Saint Paul miniatura|250px|Operadora de estación de trabajo de un radar meteorológico de diseño soviético, Neuhaus am Rennweg, RDA, 1988 En la Segunda Guerra Mundial, los operadores de radar notaban ruido en ecos de retorno debido a elementos meteorológicos (lluvia, nieve, cellisca, etc.)
Poco después del conflicto, los científicos militares volvían a la vida civil o continuaban en las Fuerzas Armadas, investigando el desarrollo de uso de aquellos ecos: En EE. UU.: David Atlas,David Atlas, "El Radar en Meteorología", editor Sociedad Americana de Meteorología Fuerza Aérea de EE. UU., y el grupo que primero y más tarde lideró los primeros radares meteo MIT. Hacia 1950, la Cía del RU EKCO demostraba que sus equipos de radar de búsqueda aerotransportado, advertían de presencia de nubes severas y de colisioneshttp://www.flightglobal.com/pdfarchive/view/1950/1950%20-%201758.html En Canadá: J.S. Marshall y R.H. Douglas forman el «Grupo de Tiempo Tormentoso» en Montreal.: Marshall y, el estudiante de doctorado, Walter Palmer son bien conocidos por su trabajo sobre el tamaño de gotas y su distribución en latitudes medias de la lluvia que fijan la relación lluvia - reflectividad al radar (relación Z-R) En Gran Bretaña: continuaron los estudios de patrones de "ecos de radar y tiempo" (lluvias estratiformas, nubes convectivas, etc.) y experimentos evaluando el potencial de diferentes longitudes de onda de 1 a 10 cm
1953, Donald Staggs, ingeniero eléctrico trabajando para Illinois State Water Survey, realiza las primeras observaciones de radar de un "eco en cadena" asociado con una tormenta tornádica.
Entre 1950 y 1980, los radares de reflectividad (que dan posición e intensidad de la lluvia) se construyeron por los Servicios Meteorológicos de países muy desarrollados. Los meteorólogos tenían que observar con tubo de rayos catódicos. En los años 1970, los radares se estandarizan y se organizan en redes. Se desarrolla el primer artefacto para capturar imágenes de radar. El número de ángulos escaneados sube para obtener vistas tridimensionales de la lluvia, se mejoran los barridos horizontales (CAPPI) y verticales. Estudios de la organización de tormentas se hacen posible con el Proyecto Alberta Hail y el NSSL en EE. UU. El NSSL se crea en 1964, comenzando a experimentar sobre señales de polarización dual y en usos de Efecto Doppler (ver Radar Doppler Entre 1980 y 2000, las redes de radares meteo son norma en Norteamérica, Europa, Japón y otros países desarrollados. Los radares convencionales son reemplazados por los Doppler para añadir información sobre velocidad. En EE. UU., desde 1988, la red son radares de longitud de onda de 1 dm, los NEXRAD o WSR-88D En Canadá, la "Environment Canada" construye la estación King City, con un radar Doppler de 5 cm, en 1985; y la Universidad McGill doppleriza ese radar (CWMN) en 1993. Así completa la Red Canadiense de Radares Meteo entre 1998 y 2004. Francia y otros países europeos cambian a redes Doppler a finales de los años 1990 y principios de los 2000 miniatura|Red francesa de radares meteo en 2019. Se desarrollan computadoras para procesar los algoritmos de detección de signos de tiempo severo. Después de 2000, la investigación de la polarización dual pasa al uso de información adicional para tipificar precipitaciones
Los radares se actualizaron hacia fines de los años 1990 en EE. UU, Francia, y Canadá
Desde 2003, NOAA experimenta con radar de fase, reemplazando las antenas convencionales parabólicas para dar más resolución temporal al ruido atmosférico. Esto podría ser muy importante en tormentas severas, dando su evolución con mejor evaluación de los datos temporales.
Principios del radar en meteorología
Pulso en microonda electromagnética (orden del microsegundo) miniatura|derecha|Trayectoria del haz y volumen escaneado Los radares meteo son radares de pulso. El generador de microonda es usualmente un magnetrón o un klistrón con 1 a 10 cm de ancho de banda. La onda es transmitida por una "guía de ondas" a una antena parabólica, y hacia el blanco.
Las longitudes de onda desde 1 a 10 cm son aproximadamente diez veces el diámetro de las gotitas de agua o partículas de hielo de interés, debido a la dispersión de Rayleigh que ocurre a esas frecuencias. Esto significa que parte de la energía de cada pulso rebote en esas pequeñas partículas, volviendo en la dirección de la estación de radar.
Las longitudes de onda más cortas se usan útilmente para partículas más diminutas, pero la señal es más rápidamente atenuada. Así el radar de 1 dm en banda S es preferido pero es más caro que el sistema de 5 cm en banda C. El radar de 3 cm en banda X r se usa solo para propósitos en muy cortas distancias, y el radar meteo de 1 cm en banda Ka se usa solo para estudios en fenómenos de pequeñas partículas como niebla.
A diferencia del radar de vuelo, el radar meteo tiene un blanco numeroso en volumen, haz del radar: (h ancho del pulso, r distancia al radar y ancho de haz). El radar de pulsos se expande a medida que sale de la fuente. Esto significa que la región de atmósfera donde un pulso se mueve a través de un área cada vez mayor a medida se aleja de la estación, y más pequeña en áreas cercanas, decreciendo la resolución a distancias grandes. Al fondo de los 150-200 km del rango de iluminación, el volumen de aire escaneado por un solo pulso puede estar en el orden de kilómetros cúbicos. Esto se llama volumen del pulso(en inglés)
Con un radar típico de pulso y su ancho de haz, el volumen escaneado varía grandemente, hasta 250 o 300 km. Por ej., el retorno de una distancia dada será promedio de los ecos en un volumen del orden de 1 km³ de aire. El volumen de aire para un pulso en un punto en un tiempo puede aproximadamente calcularse por la fórmula , donde v es el volumen encerrado por el pulso, h es el ancho del pulso (en e.g. metros, calculados de la duración en segundos del pulso a la velocidad de la luz), r es la distancia desde el radar al pulso que está propagándose (en e.g. metros), y es el ancho del rayo (en radianes). Esta fórmula asume que el haz es simétricamente circular, "r" es mucho mayor que "h" sobre "r" tomado al inicio o al final del pulso es prácticamente lo mismo, y la forma del volumen es un cono tronco de profundidad "h".
Ecuación para un radar con blancos meteorológicos Debido a que los blancos varían en volumen, la Ecuación del Radar se desarrolla:
donde es potencia recibida, es potencia trasmitida, es la ganancia de la antena trasmisora, es el ancho de banda del radar, es la sección eficaz del blanco de radar, es la distancia del trasmisor al blanco.
En este caso, hay que agregar las secciones eficaces a todos los blancos:
donde es la velocidad de la luz, es la duración del pulso y es el ancho del haz medido en radianes.
Combinando las dos ecuaciones:
Donde lidera a:
Notar que el retorno ahora varía inversamente a en vez de .
Comparando los datos viniendo de diferentes distancias al radar, se las ha normalizado con esta relación.
Determinación de alturas Asumiendo a la Tierra redonda, conociendo la variación del índice de refracción a través del aire, y la distancia al blanco, se puede calcular la altura tierra-blanco.
Después de cada rotación de escaneo, la elevación de la antena se cambia para el siguiente sondaje. Este escenario se repite en muchos ángulos en orden a escanear todo el volumen de aire alrededor del radar dentro de su rango máximo. Usualmente, esta estrategia de escaneado se completa entre 5 a 10 min para tener datos entre 15 km arriba del terreno y 120-250-500 km de distancia al radar.
Debido a la curvatura terráquea y a cambios del índice de refracción con la altura, el radar no puede “ver” debajo de la altura del mínimo ángulo. Más adelante se muestra una imagen de alturas de una serie de típicos ángulos hechos por un radar meteo de 50 mm, de Canadá. El rango va de 0,3 a 25 grados.
Tiempo de escucha receptiva (~ 1 ms) 340px|derecha|Altura de ecos por encima del horizonte Entre cada pulso, la antena se comporta como receptor para recibir el retorno del blanco. La distancia se calcula:
(c = velocidad de la luz).
Así el rango máximo no ambiguo depende de t entre pulsos. Cualquier pulso retornando después de que uno nuevo se ha emitido será perdido, como si se asumiera que proviene del 2.º (siguiente) pulso.
Asumida la redondez terráquea, la variación del índice de refracción a través del aire y la distancia al blanco, se calcula la altura desde el horizonte. La fórmula para encontrar esta altura es:
Donde r = distancia, = 4 / 3, = radio de la Tierra, : ángulo de elevación, : la altura del cuerno encima de la superficie de la Tierra.
Estrategia de escaneado izquierda|miniatura|400px|Típicos ángulos de escaneo en Canadá. El zigzag representa la data de ángulos usados para hacer CAPPIs (Indicaciones Radáricas de Plan de Posición de Altitud Constante) entre 1,5 y 4 km de altitud)
Después de cada rotación de escaneo, la elevación (azimut de la antena se cambia para el siguiente sondeo. Este escenario se repite en muchos ángulos de modo de escanear el máximo del volumen atmosférico alrededor del radar meteo, con el máximo alcance. Usualmente, la estrategia de escaneo se completa en 5 a 10 min para resolver datos entre 0 y 15 km de altitud y 120-240-480 km de distancia del radar.
Debido a la curvatura de la Tierra y a cambios del índice de refracción con la altitud, el radar queda “ciego” debajo de una altura dada por el ángulo mínimo o cerrado al radar que su máximo. La imagen muestra la altura de una serie de ángulos típicos en un radar meteo de 5 cm en Canadá; va de 0,3 a 25º.
Tipos de datos
Reflectividad (en decibelios o dBZ) Los ecos, proveniente del reflejo sobre los blancos detectados, son analizados de acuerdo con sus intensidades para establecer los índices de precipitaciones del volumen explorado. La longitud de onda utilizada (1 a 10 cm) asegura que el reflejo será proporcional al índice, dado que está en el rango de la dispersión de Rayleigh, que indica que los blancos deben ser mucho más pequeños que la longitud de onda con la cual se explora (por un factor de 10).
La reflectividad (Z) varia de acuerdo a la sexta potencia del diámetro de las gotas de lluvia (D) y al cuadrado de la constante dieléctrica (K) del blanco. La medida de la distribución de las gotas (N[D]) es una función gamma truncada y su ecuación toma la siguiente forma:
Z = |K|2 N0e D / D0 D6dD
El índice de precipitaciones (R), por otro lado, depende del número de partículas, su volumen y su velocidad de caída (v[D]), de la siguiente forma:
R = N0e D / D0 (D³/6) v(D)dD
Por lo tanto, Z y R están correlacionadas por:
Z = aRb