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« Radiolocalización
Códigos Radioafición »
Calibración de los radiómetros
AVHRR, APT y HRPT de los satélites polares
WEFAX y HRI de los satélites geoestacionarios
Horarios de paso y frecuencias
Sistemas de recepción de datos
Sistemas utilizados para los satélites polares
Sistemas utilizados para los satélites geoestacionarios tipo METEOSAT
Equipamiento simple para recepción de imágenes WEFAX y APT de satélites meteorológicos
Imágenes en el espectro visible (VIS)
Imágenes en el espectro infrarrojo (IR)
Imágenes de vapor de agua (VA)
Identificación de nubes desde satélites
Nubes cumuliformes
Nubes cirriformes
En el año 1959 el satélite Explorer 8, fué el primero que llevó un instrumento para la observación de la atmósfera desde el espacio a través de un radiómetro de radiación global (ERBE). Los primeros satélites específicamente meteorológicos fueron los TIROS (Television Infra-Red Observation Sallite), en los comienzos de los años 60, que permitieron, a los científicos, una visión global de los sistemas nubosos.
Los satélites meteorológicos constituyen el Subsistema espacial del Sistema Mundial de Observación y su principal objetivo es completar la información proporcionada por el Subsistema de Superficie de una forma económicamente viable. Se han convertido en una de las herramientas más prácticas que ha producido la tecnología espacial para la predicción del tiempo.
El primer grupo de satélites lo componen los de órbita polar o heliosincrónica (que significa que están sincronizados con el Sol) y que como su nombre lo indica orbitan la Tierra de polo a polo y lo constituyen principalmente la serie TIROS de la agencia Norteamericana NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration) y los METEOR de la agencia Rusa.
Satélites polares y estacionarios
La utilidad de los satélites meteorológicos es la de poder visualizar el conjunto Tierra – Atmósfera, y extraer la máxima información posible a través de distintas técnicas y procesos para obtener los productos cuyo objetivo se basa en el análisis cualitativo y cuantitativo de las imágenes obtenidas. Las imágenes de los satélites meteorológicos se utilizan principalmente para la visualización de nubes, clasificación, observación del vapor de agua existente en la alta y media atmósfera, temperaturas de la superficie de tierra y temperatura superficial del mar, etc.
Satélites de Orbita Polar
Los satélites TIROS, cuyos nombres figuran como NOAA seguido de un número (NOAA-14, NOAA-15, etc.) y los METEOR (METEOR-2, METEOR 3-5, etc.) son los más utilizados. Actualmente se encuentran en operatividad el NOAA-14, NOAA-15 y el METEOR 3-5. Todos estos satélites obtienen la energía necesaria para su funcionamiento, mediante paneles solares que le suministran una potencia de 200 Watios.
Orbita polar o heliosincrónica, es decir que orbitan de polo a polo, con frecuencia establecida o sincronizada.
Tienen un tiempo de operatividad de aproximadamente dos años.
Los satélites TIROS-NOAA (USA)
Son satélites Norteamericanos de órbita polar, y operados por la National Oceanic and Atmospheric Administration – NOAA. Los NOAA 14 y NOAA 15, lanzados respectivamente el 29 de mayo de 1994 y el 13 de mayo de 1998, orbitan a una altitud de 850 km, en una órbita inclinada de 99º con respecto al plano ecuatorial. Cada órbita completa alrededor de la Tierra dura 102 minutos y alcanza 14 órbitas al día. Estas órbitas son Sol-síncronas, es decir los cruces del satélite en cierto punto siempre es a la misma hora del día.
Los satélites TIROS-NOAA tienen como objetivo medir la temperatura y la humedad atmosférica, la temperatura de la superficie terrestre, la temperatura en la superficie de los mares, identificando la nieva y el hielo, estudio de la distribución de las nubes, y las características de las partículas atómicas emitidas por el Sol, midiendo la densidad del flujo de protones, electrones y otras partículas procedentes del planeta.
Están equipados con un radiómetro (Advanced Very High Resolution Radiometer) que permite una muy alta resolución (1.1 km en la vertical del satélite). Este instrumento explora una bnda de 3.000 km de ancho.
El satélite METEOR (Rusia)
Los satélites METEOR son satélites rusos de orbita polar y estan operados por la Agencia Espacial Rusa – SRC. La altitud de estos satélites es de cerca de 1.200 km
Los satélites METEOR tienen como objetivo tomar medidas de la temperatura del agua y a varios niveles de la atmósfera, proporcionando un perfil vertical de la temperatura hasta una altitud de 40 km y medición de la intensidad de la radiación emitida por la Tierra. Puede proporcionar dos veces al día información sobre la distribución de las nubes y la nieve, con imágenes en la banda visible y en la de infrarrojo; información global sobre la distribución de la temperatura, altura de las nubes y temperatura del agua del mar, dos veces al día; y tres veces al día imágenes de TV a las estaciones locales con un sistema análogo al usado en los satélites norteamericanos.
El satélite NIMBUS (USA)
El satélite NIMBUS-1 con un AVCS (cámara Vidicon) mejoró la calidad de las imágenes de las nubes. El séptimo y último NIMBUS llevó ocho instrumentos: dos radiómetros de infrarrojos para determinar la distribución vertical de la temperatura atmosférica y de elementos contaminantes. Un tercer radiómetro se usa para detectar las partículas de aerosol presentes a una altitud de 20 km y determinar su efecto en el clima. Un cuarto instrumento detecta la radiación ultravioleta del Sol y la cantidad de ozono. El quinto mide la radiación total emitida por la Tierra; y el sexto detecta la temperatura del agua en la superficie del mar, el contenido de agua de las nubes, las precipitaciones, el vapor de agua, los componentes del suelo y la distribución de las zonas cubiertas de nieve. El séptimo instrumento, otro radiómetro, controla las corrientes marinas, la temperatura y salinidad del agua, y la distribución de sedimentos y la clorofila. El último instrumento, un radiómetro de infrarrojos, se utiliza como apoyo para el resto de los instrumentos, y particularmente para medir la temperatura y la humedad.
El satélite QUIKSCAT
Este satélite fue lanzado el 19 de Junio de 1999 desde el complejo de cohetes de la Fuerza Aérea de los Estados Unidos – USAF en Vanderberg (California), y orbita a una altitud de 803 km, con una inclinación orbital de 98.6º con respecto al plano ecuatorial. Cada órbita completa alrededor de la Tierra tiene una duración de 102 minutos y alcanza 14 órbitas por día en pasos ascendentes y descendentes. Estas órbitas son Sol-síncronas.
Este satélite tiene como misión la adquisición en todo tiempo, de mediciones en alta resolución& de los vientos cercanos a la superficie de los océanos. Combina los datos de viento con mediciones de instrumentos científicos y otras disciplinas para ayudar a mejorar el conocimiento del mecanismo del cambio climático y patrones de tiempo globales. Estudio anual y semi anual de los cambios en las lluvias de los bosques. Estudio diario/estacional del movimiento de los bordes de hielo y cambios en los hielos del Ártico y Antártico.
El QuikSCAT esta equipado con un scatterometer, que es un radar de alta frecuencia (13.4 Ghz.) diseñado específicamente para medir la velocidad y la dirección del viento próximas a la superficie de los oceanos. El instrumento recoge datos en una banda continua de 1.800 km de ancho, haciendo aproximadamente 400.000 medidas y cubriendo el 90% de la superficie terrestre al día. La resolución es de 25 km.
El satélite FY-1 (China)
Los FY-1 son satélites chinos de orbita polar. El operador es el centro meteorológico nacional de los satélites NSMC. Se encuentran a una altitud de 870 km.
Cada órbita completa alrededor de la Tierra tarda 100 minutos y realiza 14 órbitas al día. Estas órbital son Sol-síncronas.
Los FY-1 están equipados con un radiómetro MVISR (Multichannel Visible and IR Scan Radiometer). Este instrumento explora una banda de 3.000 km de ancho.
Satélites de Orbita Geoestacionaria
Este tipo de satélite rota en torno a la Tierra sincronizados con su velocidad de rotación, es decir que acompañan a la Tierra y por consiguiente se encuentran situados siempre en un mismo punto sobre la superficie terrestre. Actualmente se encuentran en operatividad:
– USA: GOES-8 (0ºN – 75ºW) – GOES-9 (0ºN – 135ºW)
– Europa: Meteosat-7 (Operativo en posición 0ºN – 0ºE) – Meteosat-6 (Redundante en stand-by en posición 0ºN – 9ºW) – Meteosat-5 (Programa INDOEX en posición 0ºN – 63ºE)
– Rusia: GOMS (0ºN – 76ºE)
– Japón: GMS (0ºN – 140ºE)
– India: INSAT(0ºN – 93ºE)
– China: FY-2 (0ºN – 105ºE).
Algunas características principales de este grupo son:
Altura desde la superficie de la Tierra de 36.000 km aproximadamente.
Giran en torno a un eje casi paralelo al eje N-S terrestre.
Velocidad de giro de 100 rpm (revoluciones por minuto).
Operan en dos modos uno de alta HRI (High Resolution Image) y otro de baja resolución WEFAX (Weather Facsimile).
El METEOSAT trabaja en tres bandas: Infrarrojo, Visible y Vapor de Agua.
Los satélites METEOSAT
Son Administrados por la agencia EUMETSAT de Europa y pueden visualizar Europa y África ya que se encuentra ubicados sobre la longitud de 0°. Tiene la función de recoger información para deducir las temperaturas de la superficie del mar, la dirección del movimiento de las nubes, la temperatura y altitud máxima de las nubes, y la humedad en la troposfera superior.
El sistema Meteosat forma parte de una red internacional de satélites geoestacionarios (en el año 1996 son seis) situados sobre el ecuador. El Meteosat se encuentra estacionado a una altitud de 36.000 km sobre el punto de intersección del ecuador y del meridiano de Greenwich (0°N, 0°E). Todos estos satélites giran alrededor de la Tierra con la misma velocidad que esta gira sobre sí misma, de forma que, con relación a un punto sobre la superficie de la Tierra, se encuentran siempre en la misma posición, lo que les permite observar siempre la misma zona de la atmósfera y de la superficie terrestre (42% de la superficie de la Tierra). La cobertura útil de las imágenes va de aproximadamente 60°N a 60°S, debido a la curvatura de la Tierra, con la mayor resolución en el punto subsatélite sobre el ecuador, disminuyendo la resolución hacia los polos.
El satélite Meteosat esta formado por un conjunto de cuerpos cilíndricos concéntricos con una longitud total de 3.2 m. El cilindro principal tiene un diametro de 2.1 metros y contiene la mayor parte de los subsistemas del satélite, incluyendo el radiómetro. Gira a 100 rpm (revoluciones por minuto) alrededor de su eje central, situado casi paralelo al eje Norte-Sur de la Tierra.
La superficie externa está cubierta por paneles solares, que aseguran la alimentación eléctrica; uno de estos paneles tiene una gran abertura oval para el telescopio del radiometro. En la parte superior existe un cilindro más pequeño cubierto de una red de dipolos radiantes que consituyen la antena.
El principal instrumento del Meteosat es un radiómetro de barrido, que facilita los datos en forma de radiancias visibles (VIS), infrarrojo (IR) y vapor de agua (VA), produciendo imágenes del disco terrestre tal como se ve desde la orbita geoestacionaria. La radiación terrestre recogida (en el visible y en los dos canales infrarrojos) es transformada en señales eléctricas analógicas por cinco detectores, dos para el visible y tres para el infrarrojo.
Los dos detectores del visible están en el plano focal del telescopio. Su campo de visión instantáneo de la superficie es de 2.5 km x 2.5 km en el punto subsatélite y viene determinado por su tamaño y por la distancia focal. Los detectores infrarrojos tienen un campo de visión instantanea de 5 km x 5 km.
El satélite rota sobre su eje y, en cada rotación (600 milisegundos) el telescopio barre una nueva línea de imagen, situada 5 km al norte de la anteriormente barrida. El telescopio explora un angulo de 18 grados en la dirección Norte-Sur ralizando en 25 minutos una exploración completa de la Tierra con 2.500 líneas de barrido. Al terminar la exploración vuelve a su posición inicial en 2.5 minutos. A continuación hay un periodo de estabilización de otros 2.5 minutos, que sirve para amortiguar la mutación antes del comienzo de la siguiente exploración. Las imágenes se generan de Este a Oeste por el efecto de rotación y de sur a norte por el mecanismo de orientación del satélite.
Las imágenes se generan simultáneamente en cada una de las tres bandas. Operativamente se dejan en servicio permanente un detector infrarrojo (5.7 – 7.1 µm), uno vapor de agua (10.5 – 12.5 µm) y un par de detectores visible (0.45 – 1.0 µm).
Ya que los detectores se distribuyen dentro sobre el plano focal del radiómetro, sus respectivos campos de visión no coinciden sino que se encuentran desplazados unos de otros. Estos desplazamientos se corrigen durante el proceso de la imagen, antes de ser distribuida a los usuarios. Aunque el radiómetro describe solamente 2.500 pasos, las imágenes visibles tienen 5.000 líneas de datos ya que dos detectores de radiación visible exploran áreas adyacentes no sobrepuestas: para cada barrido del radiómetro hay dos muestras visibles y por tanto dos líneas de imagen. Al mismo tiempo, para cada línea, el canal visible es muestreado 5.000 veces, en vez de los 2.500 muestreos por línea que se producen en el canal infrarrojo y en el vapor de agua.
Visible (VIS) Vapor de agua (VA) Infrarroja (IR)
Rango espectral 0.45 – 1.0 5.7 – 7.1 10.5 – 12.5
Número de detectores (+ redundantes) 2(+2) 1(+1) 1(+1)
Líneas por imagen 5.000 2.500 2.500
Pixels por línea 5.000 2.500 2.500
Resolución (punto subsatélite) 2.5 km 5 km 5 km
Escaneo línea 30 mseg.
Procesado línea 600 mseg.
Escaneo imagen 25 minutos
Procesado imagen 30 minutos
El satélite Meteosat realiza barridos cada media hora, comenzando a las H+00 y H+30 su exploración de Sur a Norte y tomando unos 25 minutos para ello. De esta forma los datos mas recientes corresponden al hemisferio norte.
Por latitudes de la Península, las exploraciones se realizan alrededor de la H+20 y H+50 aunque la hora asignada posterriormente sea la hora de inicio de la exploración en latitudes más bajas.
Como se puede observar en las imágenes y dentro del ambito europeo, España (península e islas) ocupan una posición privilegiada por tener el satélite un campo de visión muy aceptable.
Los satélites GOES
El GOES (Geostationary Operational Environmental Satellites)son los satélites geostacionarios americanos, operados por NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration). La altitud de los satélites es cerca de 35.800 km El punto fijo a la vertical del satélite está en el ecuador. Cada satélite ve siempre la misma porción del globo (42% de la superficie de la Tierra).
Las imágenes del globo se toman cada 30 minutos y las de USA se toman cada 15 minutos. Es posible explorar áreas terrestres con intervalos más frecuentes (por ejemplo cada cinco minutos e incluso un minuto) para la ayuda a los programas de alarma de NOAA.
Este tipo de satélites trabajan en una banda visible, una en Infrarrojo y una de Vapor de Agua:
Poseen un radiómetro (sensor) que barre línea por línea la superficie de la Tierra a medida que el satélite gira o rota sobre su eje.
Tienen un tiempo de operatividad de aproximadamente 5 años.
Los GOES han sido cinco los lanzados hasta el momento y son administrados por agencias norteamericanas. El GOES-E en 75° Oeste, que visualiza América y el GOES-W en 135° Oeste que observa el Océano Pacífico. Fueron construidos para medir la temperatura del agua en la superficie, para examinar la actividad solar, medir los rayos X, la energía de los protones y electrones emitidos, y el campo magnético. Sirvió de apoyo en el programa internacional de investigación GARP (Global Atmospheric Research Program).
El GOES Imager es un dispositivo de 5 canales: el canal visible es 0.55-0.75 µm, los canales infrarrojo son 3.8-4.0 µm, 10.2-11.2 µm, 11.5-12.5 µm y el canal de vapor de agua es 6.5-7.0 µm. En el canal visible (VIS), la resolución es de 1 km. En los canales infrarrojo (IR) la resolución es de 4 km. En el canal de vapor de agua (VA) la resolución es de 8 km.
Estas mediciones digitales se cifran y se transmiten a la estación terrena para procesarla antes de ser entregada a la comunidad para su utilización. Los datos son distribuidos por el National Environmental Satellite and Information Service – NESDIS.
El satélite GOMS
Los GOMS (Geostationary Operational Meteorological Satellite) es un satélite geoestacionario ruso cuyo operador es SRC Planeta. El satélite fue lanzado el 31 de octubre e 1994 y se encuentra a una altitud de cerca de 35.800 km. El punto fijo a la vertical del satélite está en el ecuador en 76°50′ Este.
El GOMS está equipado con un radiómetro STR. El radiómetro explora la tierra línea por línea; cada línea consiste en una serie de elementos de imagen o de pixeles. Para cada pixel el radiómetro mide la energía radiada de las diversas gamas espectrales. Esta medida digital se cifra y se transmite a la estación de tierra para procesada antes de ser entregada a la comunidad para su utilización.
El STR es un instrumento de 3 canales: el canal visible es 0,46-0,7 µm, el canal infrarrojo es 10,5-12,5 µm y el canal vapor de agua es 6,0-7,0 µm . En el canal visible, la resolución es 1.25 kilómetros. En los canales infrarrojo y vapor de agua, la resolución es 6,25 km.
Los satélites GMS
El GMS (Geostationary Meteorologic Satellite) es Japonés, es un satélite geoestacionario japonés cuyo operador es el Centro Meteorológico de Japón.
La altitud de este satélite es de 35.800 km. El punto fijo a la vertical del satélite está en el ecuador en 140° Este, que visualiza Asia del Este, Oceanía e Indonesia y el INSAT (Indian Satellite) administrado por la India en 74° Este, que visualiza Asia del Oeste y la región Indochina. Los satélites GMS/HIMAWARI fueron lanzados como parte de un programa de la Agencia Nacional de Desarrollo Espacial (NASDA). Su función es la observación de los fenómenos meteorológicos en el espectro del infrarrojo y del visible, y estudio del efecto de la actividad solar en los sistemas de telecomunicaciones de la tierra.
El GMS esta equipado con un VISSR (Visible and Infrared Spin Scan Radiometer). El radiómetro explora la Tierra línea por línea y consiste en una serie de elementos de imagen o de píxeles. Para cada píxel el radiómetro mide la energía radiada de las diversas gamas espectrales. Esta medida digital se cifra y se transmite a la estación de tierra para ser procesada antes de ser entregadas a la comunidad para su utilización. El VISSR es un instrumento de tres canales: el canal visible es 0.55-1.05 µm, el canal infrarrojo es 10.5-12.5 µm y el canal de vapor de agua es 6.2-7.6 µm. En el canal visible, la resolución es de 1.25 km. En los canales infrarrojo y vapor de agua la resolución de de 5 km.
El satélite INSAT (India)
El satélite geoestacionario INSAT, integra la red de monitoreo meteorológico mundial. Este satélite propiedad de la Indian National Satellite y es un satélite multipropósito, ya que además posee la capacidad de ser plataforma de comunicaciones tanto para radio y televisión. Lanzado mediante el cohete europeo Ariane fue ubicado a 36.000 km sobre el ecuador. El satélite está posicionado en la longitud de 74° Este. Al igual que otros satélites, el INSAT es controlado desde las instalaciones ce Control de Hassan en Karnataka.
El INSAT-2E esta equipado con un VISSR (Visible and Infrared Spin Scan Radiometer). El radiómetro explora la Tierra línea por línea y consiste en una serie de elementos de imagen o de píxeles. Para cada píxel el radiómetro mide la energía radiada de las diversas gamas espectrales. Esta medida digital se cifra y se transmite a la estación de tierra para ser procesada antes de ser entregadas a la comunidad para su utilización.
El VISSR es un instrumento de tres canales: el canal visible es 0.47-0.7 µm, el canal infrarrojo es 10.5-12.5 µm y el canal de vapor de agua es 5.7-7.1 µm. En el canal visible, la resolución es de 2 km. En los canales infrarrojo y vapor de agua la resolución de de 8 km.
El satélite FY-2B
El FY-2B es un satélite geoestacionario chino cuyo operador es el Centro meteorológico nacional de satélites – NSMC. El satélite fue lanzado el día 25 de junio del 2000. La altitud del satélite es cerca de 35.800 km. El punto fijo a la vertical del satélite está en el ecuador en 105º al Este.
Este satélite, está equipado con un VISSR (Visible and Infrared Spin Scan Radiometer). El radiómetro explora la tierra línea por línea y consistente en una serie de elementos de imagen o pixeles. Para cada pixel el radiómetro mide la energía radiada de las diversas gamas espectrales. Esta medida digital se cifra y se transmite a la estación terrena para ser procesada antes de ser entregada a la comunidad para su utilización.
El instrumento VISSR dispone de tras canales: el canal visible es 0.55-1.05 µm, el canal infrarrojo es 10.5-12.5 µm y el canal de vapor de agua es 6.2-7.6 µm. En el canal visible, la resolución es de 1.25 km. En los canales infrarrojo y vapor de agua la resolución de de 5 km.
Los satélites artificiales giran en torno a la Tierra conforme a la ley de gravitación universal descrita por Newton y descriptivamente cumplen con las Leyes de Keppler.
Leyes de gravitación y de keppler
La Ley de Gravitación Universal nos dice que la fuerza de atracción de dos cuerpos está relacionada con la masa y distancia entre los mismos. A mayor masa y menor distancia, mayor atracción.
La primera ley de Keppler dice que las órbitas de los planetas son “elipses” y que el Sol ocupa uno de sus focos. La segunda, relaciona el recorrido (órbita) del planeta con el tiempo que tarda en recorrerlo y dice que un planeta barre áreas iguales en tiempos iguales. La tercera relaciona el tiempo que tarda un planeta en recorrer su órbita con la distancia media al Sol, manifestando que el tiempo de recorrido es mayor cuanto mayor sea la distancia Planeta-Sol. A pesar de estar hablando de planetas, estas leyes rigen para cualquier cuerpo que orbite entorno a otro en el espacio, por ejemplo los satélites artificiales y la Tierra.
Las órbitas de los planetas son elipses y el Sol ocupa uno de los focos de la elipse Un planeta barre áreas iguales en tiempos iguales
El tiempo de recorrido es mayor cuanto mayor sea la distancia Planeta – Sol
De acuerdo a la misión que el satélite deba realizar en el espacio se pueden clasificar en cuatro tipos fundamentales de órbitas:
Hiperbólica o abierta, que se utiliza en el lanzamiento del satélite y le permite escapar del suelo mediante una velocidad inicial.
Heliosíncrona o cerrada, en la que el plano de translación del satélite contiene siempre al Sol y compensa la translación de la Tierra independientemente de su rotación.
Geosíncrona, también cerrada, en la que la velocidad de translación del satélite es igual a la de rotación de la Tierra.
De gran excentricidad, que se utilizan como órbitas de transferencia, para saltar a la órbita cerrada.
Son datos numéricos que se utilizan para representar matemáticamente las órbitas de los satélites y saber en que posición se encuentran. Estos se utilizan generalmente para los polares en donde se deberá conocer su horario de paso y posición para lograr el seguimiento. Los elementos orbitales de los TIROS se envian en partes denominados TBUS y se deben actualizar cada cierto tiempo ya que las órbitas no son perfectas, sufren anomlías que provocan pequeños desplazamientos de los satélites. Existen fuerzas que modifican los parámetros orbitales y son el efecto de achatamiento e irregularidades de la Tierra, las atracciones del Sol y la Luna, el roce y empuje de la atmósfera, la presión y empuje del viento solar, impresiciones de la puesta en órbita, etc.
Predicción de paso y posición de un satélite
Mediante programas informáticos se calculan con los elementos del TBUS, las órbitas y se pueden predecir los pasos de los satélites en futuras épocas. Para cada época existen elementos nuevos y éstos son obtenidos y distribuídos por las entidades (como la NASA) que siguen minuciosamente el recorrido del satélite detectando sus anomalías para aplicarlas a los nuevos elementos.
Los satélites pueden “ver”, gracias a los radiómetros que como su nombre lo indica son capaces de detectar la radiación electromagnética proveniente de la Tierra, sea ésta reflejada o emitida por ella misma. La radiación que la superficie de la Tierra refleja se concentra en el espectro visible de la radiación, mientras que la propia emitida es principalmente del tipo infrarroja (IR). A ésta última se la denomina también emisión de cuerpo negro.
La Radiación electromagnética es el fenómeno que permite transmitir energía sin soporte físico, desde la fuente radiante y hacia cualquier dirección, en forma de superposición de campos electromagnéticos. Se puede medir la radiación en términos de potencia y su intensidad como la potencia sobre una determinada superficie. Gracias a que la radiación se propaga por el espacio, incide sobre la materia y la modifica, es posible la teledetección a través de sensores remotos, que captan la radiación y la transforman en intensidades eléctricas que luego pueden ser estudiadas y analizadas para obtener valores numéricos.
La radiación que detectan los sensores de los satélites meteorológicos proviene de tres fuentes principales: el sol, la tierra y la atmósfera. La radiación electromagnética incidente de origen solar es afectada por la atmósfera a través de los procesos de transmisión, absorción, “scattering” o difusión, y reflexión.
A su vez el sistema tierra-atmósfera constituye otro foco radiativo. La figura muestra los diferentes procesos, de forma simplificada, que se pueden dar en el sistema tierra-atmósfera y el balance energético asociados a los distintos focos emisores de energía así como a los procesos que básicamente tienen lugar en la atmósfera.
La radiación de onda corta emitida por el sol alcanza la atmósfera. Parte de ella es absorbida por los gases que la componen. Otra parte, muy importante, es reflejada por las nubes, la tierra, el agua y es reenviada de nuevo al espacio. La radiación transmitida llega a los diferentes niveles de la atmósfera y a la superficie de la tierra. Estos sistemas se calientan y a su vez actúan como fuentes emisoras, pero como elementos de radiación electromagnética de onda larga. De nuevo los procesos de emisión, absorción, dispersión y transmisión aparecen ligados a la radiación térmica que se dirige al espacio y se ve interrumpida y alterada por los componentes atmosféricos.
Los sensores de satélites miden la energía radiante proveniente de las distintas fuentes emisoras que ha sufrido una serie de procesos en el sistema tierra-atmósfera. Las principales fuentes de emisión son la superficie de la tierra las nubes, la propia atmósfera y las zonas acuosas (mares, océanos, lagos, ríos, etc.).
Las Leyes de la Radiación de un cuerpo negro
Todo cuerpo a una temperatura T emite radiación electromagnética que es función de élla. A mayor temperatura, mayor es la energía emitida. La función de Planck constituye una de las ecuaciones básicas de radiación. Propone que la energía radiante de un cuerpo a temperatura T, y para una longitud de onda landa, sigue una función que aparece en la figura, donde C1 y C2 son constantes. Un cuerpo que cumpla la función de Planck se le llama cuerpo negro. Obsérvese que la radiancia, B, de un cuerpo negro es independiente de la dirección de emisión.
Integrando la función de Planck, para todas las longitudes de onda, tendríamos el área bajo la curva de emisión. La energía total de un cuerpo negro resulta ser proporcional a la cuarta potencia de su temperatura. Esta es conocida como ley de Stefan-Boltzmann.
Otra interesante ley derivada de la función de Planck es la Ley del desplazamiento de Wien: el producto de la longitud de onda de máxima emisión de un cuerpo negro, landamax, por la temperatura a la que se encuentra, T, es constante.
Por último, la ley de Rayleigh-Jeans es, en sí misma, una aproximación de la función de Planck. Para longitudes asociadas a las temperaturas de emisión de la tierra y la atmósfera, la función de Planck llega a ser tal que la energía emitida es proporcional a la temperatura T del cuerpo radiante.
Las tres últimas leyes fueron descubiertas empíricamente antes que la función básica de emisión del cuerpo negro.
Otras Leyes de Radiación y el Cuerpo gris
La materia real no se comporta como un cuerpo negro (ideal). Se define la emitancia o emisividad de un cuerpo, a una temperatura T, como el cociente entre la radiación emitida a una longitud dada y la que emitiría si fuera un cuerpo negro. La emisividad de un cuerpo mide hasta que punto el cuerpo se comporta como negro; su valor varia entre 0 y 1, que sería el caso de un cuerpo negro.
Por otra parte la conservación de la energía requiere que la radiación incidente sobre un cuerpo se divida en tres partes: una es absorbida, otra es reflejada y una tercera parte es transmitida. Si dividimos por la radiación incidente original, tenemos una expresión más fácil de manejar, que en último extremo expresa un conjunto de propiedades de la materia a través de los coeficientes de absorción, reflexión y de transmisión.
Por último, indicar que si un cuerpo se encuentra en equilibrio termodinámico a una temperatura dada, T, tendremos que la cantidad de energía emitida es igual a la absorbida, por lo que el coeficiente de absorción es igual al de emisión (Ley de Kirchoff). Un hecho destacable es que la emisividad de las nubes de gotitas de agua decrece al disminuir la longitud de onda, por lo tanto la emisividad de una nube decrece al ser observada en la ventana del canal 3 (3.9 mm) frente a las longitudes de onda en torno a 11 mm. De acuerdo con la ley de Kirchoff las sustancias que son pobres emisoras son también pobres absorbentes para esas longitudes de ondas y, por tanto, es posible ver “dentro” de las nubes con gotitas en el canal 3 más de lo que lo haría el canal centrado en 11 mm.
Este último hecho tiene importancia cuando se combinan dos canales, en este caso IRs, para analizar las propiedades de una nube. Si la temperatura de brillo de una nube en el canal de 11 mm es de 20ºC, por ejemplo, la temperatura de brillo en el canal 3 será menor, por ejemplo 15ºC, al ser menor la emisividad del 3 frente al 11.
Reflexión y dispersión atmosférica
Gran cantidad de energía solar devuelta al espacio, y observada por los sensores de los satélites, se encuentra en la banda visible (0.4 -0.7 mm). En esta región las propiedades de reflectividad de la tierra y de la atmósfera son fundamentales. El cociente entre la energía reflejada y la radiación incidente es conocida como reflectancia o albedo de un objeto. El albedo de un objeto o de una superficie puede variar o cambiar dependiendo de varios factores:
La iluminación solar, que depende a su vez de, la latitud del lugar, de la época del año, hora, etc.
Angulo geométrico que forme el sol-objeto/superficie-satélite.
De los cambios que experimente la propia superficie reflectora. Por ejemplo, el agua del mar encalmada puede actuar como un espejo frente a situaciones de fuerte oleaje. Si la propia superficie reflectora es una nube, aquellas que estén formadas por gotas mayores y que existan en mayor concentración reflejaran más que las compuestas por gotas pequeñas y menos concentradas.
Los cambios de fase que existan en el tope de una nube convectiva: Las gotitas de agua reflejan más que los cristalitos de hielo en igualdad de condiciones. La nieve fresca refleja más que la “vieja”.
Sobre el tema de la reflexión y sus consecuencias en la interpretación de imágenes VIS se discutirá más adelante.
La dispersión ocurre cuando la radiación incidente es difundida por los gases que forman la atmósfera. En la dispersión no hay absorción de energía. De nuevo la dispersión es función de la longitud de onda y del tamaño de las partículas difusoras. En la aproximación de Rayleigh las partículas o moléculas son más pequeñas que la longitud de onda y el grado de dispersión es inversamente proporcional a la cuarta potencia de la longitud de onda. Así longitudes de onda corta (VIS) son más dispersas que las ondas largas (IR térmico). El cielo “azul” se debe a la dispersión que experimenta la radiación visible solar.
Si el tamaño de las partículas difusoras es del mismo orden que la longitud de onda, la aproximación de Rayleigh deja de cumplirse y hay que seguir la de Mie. Este tipo de dispersión puede ser importante cuando se trabaja con partículas de polvo, humo, etc. Partículas del tamaño de las gotitas de agua de las nubes pueden generar la llamada dispersión no selectiva, de forma que afecta a las longitudes de onda VIS y del IR cercano. El color blanco de las nubes se debe en gran parte a este fenómeno.
En la figura observamos las curvas asociadas a un cuerpo negro que emite a 6000ºK (el Sol) y otro a 300ºK que sería equivalente al de la tierra. Los máximos de emisión se centran entorno a los 0.5 mm y 11 mm, respectivamente. Llama también la atención que ambas curvas presentan una zona de longitudes de onda en común de la cual se aprovecha el canal 3 de los satélites TIROS-NOAA. Veamos la distribución del espectro electromágnetico desde un punto de vista general.
Comportamiento de la atmósfera frente a la radiación electromagnética
La radiación electromágnetica es una forma de transmisión de la energía por medio de ondas electromagnéticas, con o sin la presencia de un medio material y a una velocidad en el vacío de:
c = 2.99792458.108 m/s
Las ondas electromagnéticas se definen como la propagación de un campo eléctrico y un campo magnético en el espacio. Los dos campos son perpendiculares y la dirección de propagación es también perpendicular a ambos. Al conjunto de todas las longitudes de onda en que se presenta la radiación electromagnética se llama espectro electromagnético y es un espectro continuo (ver gráfico).
Como se comentó con anterioridad las fuentes de emisión de energía electromagnética se encuentran del sol y el sistema-tierra atmósfera en las regiones del Visible (VIS) y del Infrarrojo cercano (IR). Las diferentes contribuciones de la radiación ultravioleta, que provienen del Sol, son eleminadas casi por completo por la atmósfera terrestre. De nuevo vemos que existe una porción de longitudes de onda (alrededor de los 3 mm) que es compartida por los focos emisores que nos interesan. Para longitudes de onda superiores a los 100 um podemos considerar nula la contribución energética de dichos focos.
La radiación solar, para nuestros propósitos, es aproximadamente igual a la que emitiría un cuerpo negro a una temperatura de 6000ºK (curva negra en la figura). El máximo de radiación se encuentra entre 0.2 y 4 micras y el máximo absoluto en 0.5 micras. De acuerdo con el espectro electromagnético el total de la energía se distribuye de la siguiente forma: el 43% radiación visible, el 49% infrarrojo cercano ,el 7% al ultravioleta y el 1% restante se reparte entre rayos X, rayos Gamma y ondas de radio.
La radiación solar se origina en la fotosfera, sin embargo, antes de salir el Sol tiene que atravesar otras dos capas: la cromosfera y la corona. Los gases en estas capas absorben parte de esta radiación y la reemiten de acuerdo a la temperatura que tienen (curva roja en la figura). Después de dejar la atmósfera solar la energía viaja 150 millones de km hasta la Tierra. Debido a que el ángulo sólido sustentado por el sol con respecto a la Tierra es muy pequeño se considera que la radiación solar incide sobre la cima de la atmósfera en la misma dirección.
Antes de alcanzar la superficie terrestre la radiación solar tiene que atravesar la atmósfera donde sufrirá procesos de reflexión, dispersión y absorción alcanzando el suelo alrededor de un 50% (línea azul de la figura) de la energía inicial. Aproximadamente el 25% llega como radiación directa y el otro 25% como radiación difusa. Se entiende por radiación difusa aquella que ha sufrido procesos de dispersión en la atmósfera. Depende, en general, del tamaño de las moléculas de los gases y de las partículas de polvo en suspensión. Una representación gráfica de estos procesos se observaron en la figura inicial del capítulo.
Aproximadamente un 30% de la radiación solar que llega al sistema tierra-atmósfera es devuelta de nuevo al espacio, sin cambio en la longitud de onda (se incluye en este apartado la energía dispersada hacia el espacio). La fracción de energía reflejada con respecto a la incidente se denomina albedo. Se suele expresar en tanto por ciento y varía dependiendo de la cantidad de nubes, de las partículas suspendidas en el aire, del ángulo que forman los rayos al incidir sobre la superficie y de la naturaleza de ésta. Las nubes son las que mejor reflejan la radiación solar, mientras que las superficies de agua son las peores; sin embargo, hay que matizar que en caso de que el Sol se encuentre cercano al horizonte la reflexión del agua puede aumentar considerablemente.
Alrededor del 20% de la radiación solar es absorbida en la atmósfera. Los gases atmosféricos son absorbentes selectivos, es decir, se comportan de diferente forma dependiendo de la longitud de onda de la radiación incidente. En la figura se observan las bandas de absorción de los principales gases atmosféricos. El nitrógeno es un pobre absorbente de la radiación solar, mientras que el oxígeno, el ozono y el vapor de agua sí son absorbentes eficientes. La suma de las contribuciones de estos tres gases prácticamente completan el 20% de absorción de la radiación solar en la atmósfera.
Comportamiento del sistema Tierra-atmósfera frente a la radiación electromagnética. Ventanas atmosféricas y de alsorción
Se considera al sistema tierra-atmósfera como un cuerpo negro que emite radiación electromagnética en un rango de temperaturas entre 200 y 300ºK. El intervalo de longitudes de onda de máxima emisión se encuentra entre 3 y 100 mm (infrarrojo), y el máximo absoluto en 11 mm.
Los procesos radiativos de más interés para el caso de la radiación solar eran la reflexión, dispersión y absorción. Para el caso de la radiación terrestre los fenómenos mas importantes son la emisión y la absorción de los distintos tipos de materiales, líquidos y sólidos, que constituyen la superficie de la Tierra y los constituyentes de la atmósfera: polvo, nubes, gases, aerosoles, etc.
Mientras que en general es una buena aproximación considerar a los líquidos y sólidos como cuerpos negros, absorbiendo toda la radiación que les llega y emitiendo de acuerdo a su temperatura (ley de Planck), para los gases no se puede hacer esta aproximación. La absorción y la emisión de los gases depende fuertemente de la longitud de onda.
Los principales gases absorbentes que afectan a la radiación terrestre, y solar, son el vapor de agua, ozono y el dióxido de carbono. Solamente el vapor de agua absorbe 5 veces más que el resto de los gases juntos.
Se observa en la figura cómo entre 8 y 11 mm la radiación terrestre escapa fácilmente de la troposfera hacia el espacio exterior, debido a que ni el vapor de agua ni el dióxido de carbono, entre otros gases, tienen bandas de absorción en esa zona. Este intervalo del espectro se denomina ventana atmosférica.
Hay que observar también la existencia de otra ventana atmosférica, como se comentó con anterioridad, en la zona visible del espectro que afectaría por lo tanto a la radiación solar, entre 0.3 y 0,7 mm, aproximadamente. Estas dos ventanas atmosféricas serán aprovechadas por el satélite Meteosat para obtener las imágenes IR y VIS respectivamente.
Por otro lado, entre 5 y 8 mm existe una fuerte banda de absorción del vapor de agua, que no existe en el resto de los componentes atmosféricos, esta banda es la que se aprovechará para las imágenes de vapor de agua (VA).
Ventanas y Bandas de absorción
Comportamiento del sistema Tierra-atmósfera frente a la radiación electromagnética. Ventanas atmosféricas y de absorción
Por lo tanto, se tienen un conjunto de bandas o ventanas básicas de trabajo de las que podemos obtener una información básica del sistema tierra-atmósfera y son las que utiliza el satélite Meteosat:
Dos ventanas de atmosféricas situadas en la banda del visible (0.4 -1.1 mm, VIS) y en la ventana del infrarrojo térmico (10.5-12.5 mm, IR).
La banda de absorción del vapor de agua (5.7-7.1 mm, VA) que es sensible al contenido de vapor de agua atmosférico.
Aunque aquí nos hemos focalizados en los canales del Meteosat operativo, otros satélites meteorológicos (GOES,TIROS/NOAA,etc) utilizan las propiedades de otros componentes atmosféricos, tanto en sus propiedades ventana como las complejas bandas de absorción de los gases atmosféricos.
Fuentes de emisión e intensidad espectral para los sistemas
Sol y Tierra/atmósfera
Comportamiento del Sistema Tierra-atmósfera frente a la radiación electromagnética.
En esta figura se trata de representar los coeficientes de absorción de los diferentes gases atmosféricos para un rango de longitudes de onda.
En el eje vertical disponemos de los coeficientes de absorción a través de una atmósfera estándar en la vertical. Un valor próximo a uno indicará que la radiación que llega al sensor del satélite es nula o casi nula. El caso opuesto lo constituyen las ventanas atmosféricas que dejan escapar cualquier información de una superficie radiante.
Así el canal del dióxido de carbono,CO2, posee una banda de absorción en 14 mm. Al observar la tierra en este canal solo podremos obtener información de niveles superiores, por el contrario el sensor no recibirá información de niveles de capas bajas.
De qué nivel, o niveles, recibe el satélite información es el punto a tratar en los siguientes apartados.
Gases atmosféricos: Absorción parcial y total
Ecuación de transferencia radiactiva y función de peso
En la zona correspondiente al infrarrojo cercano (allí donde se alncanzan los máximos de emisión para la Tierra y atmósfera) podemos considerar que la energía que recibe el satélite proviene de dos fuentes principales de emisión:
La contribución de la superficie terrestre. Esta contribución puede expresarse como el producto de la radiación que emite la tierra, considerada como un cuerpo gris a una temperatura T, por la trasmitancia desde la superficie de la tierra hasta el tope superior de la atmósfera.
La contribución de las diferentes capas que componen la atmósfera. Si dividimos la atmósfera en varias capas, o en una multitud de estratos, tendremos la primera expresión de sumatoria, o en la forma integral, respectivamente.
Para introducir el concepto de funciones de peso, o de contribución, es mejor manejar esta segunda expresión. En ella encontramos un factor que representa la variación de la trasmitancia, para una longitud de onda data, con la presión. A este factor de peso que modula la contribución de un estrato atmosférico, a una temperatura T dada, se le denomina función de peso para dicha longitud de onda.
Comentamos que los procesos de radiación en la atmósfera están fuertemente modulados por los gases atmosféricos. La radiación que emite la superficie terrestre es absorbida parcialmente por dichos gases. La cantidad de absorción que se produce en la atmósfera dependerá de la capacidad de absorción del gas, para una longitud de onda dada y del camino que lleve la radiación hacia el satélite. En vez de representar el grado de absorción atmosférica con la presión, lo que se suele representar es su variación con la altura o, mejor aún, con la presión que es lo que hemos llamado función de peso o de contribución.
Función de peso y su significado físico II/II
La forma más fácil, simple y efectiva de analizar el “peso”, que las distintas capas atmosféricas, con que contribuyen a la radiación que alcanza el satélite, para una longitud de onda, es mediante la función de contribución. El ejemplo que presentamos aquí es la función de contribución para las longitudes de onda de la banda de absorción del vapor de agua.
Para esta curva el mayor peso proviene de las capas centradas en torno a los 300 mb, por el contrario no existe contribución alguna de niveles inferiores de la atmósfera, incluso si la superficie radiante posee una temperatura elevada. En este sentido la radiación emitida por niveles bajos sufre los procesos de absorción, ligado en este caso al vapor de agua atmosférico, de las capas que se encuentran sobre ella de forma tal que la atmósfera es opaca a dichos niveles y ninguna información le llega al satélite de aquí. En niveles altos la temperatura es tan baja y el contenido de vapor de agua es tan pequeño que a partir de los 100 mb la contribución de los estratos sobre dicha superficie de presión es despreciable.
Obsérvese que en este caso la contribución a la señal que le llega al satélite, en esta banda de absorción, proviene de una capa más o menos profunda en vez de un nivel determinado de presión.
Estos conceptos son básicos para ,posteriormente, entender las imágenes de VA.
Otras bandas de absorción poseen otras funciones de contribución, situando el máximo, por ejemplo, en niveles bajos y siendo nula la contribución de niveles superiores. En este caso la información que podremos disponer del sensor provendrá de capas bajas mientras que será nula de los niveles superiores. De esta forma las bandas de absorción pueden suministrarnos información útil de un estrato específico de la atmósfera e independientemente de lo que este ocurriendo en otros niveles.
Función de peso de contribución para el VA
Los sensores ubicados en los satélites meteorológicos, tanto polares como geoestacionarios, se llaman radiómetros y están fabricados especialmente para detectar radiación electromagnética en las bandas correspondientes a la luz visible (reflejada por el Sol) e Infrarroja que es la radiación natural emitida por la Tierra. Otra banda de absorción infrarroja es utilizada también en los geoestacionarios, para la detección del vapor de agua. En los dos primeros casos se trabaja con espectros de emisión y en el tercero con la zona del infrarrojo absorbida por el vapor de agua.
Radiómetro Bandas Canales Resolución Banda 1 Banda 2 Banda 3 Banda 4 Banda 5
Radiómetro pasivo Visible (VIS) WEFAX 10.5 Km 0.4 a 1.1µm
(VIS) 5.7 a 7.1µm
(IR) 10.5 a 12.5µm
HRI 2.5 km
Infrarrojo (IR) WEFAX 25 km
HRI 5 km
Vapor de agua (VA) WEFAX 25 km
TIROS (NOAA) AVHRR Visible (VIS) APT 4 km 0.58 a 0.68µm
(VIS) 0.72 a 1.10µm
(VIS) 3.55 a 3.93µm
(IR) 10.5 a 11.5µm
(IR) 11.5 a 12.5µm
HRPT 1.1 km
Infrarroja (IR) APT 4 km
La radiación electromagnética procedente y reflejada por la Tierra sufre en su recorrido alteraciones que modifican su valor. La atmósfera produce fenómenos de absorción y dispersión y la superficie de la Tierra absorbe tambien parte de la radiación que llega a ella. El sensor, también sufre modificaciones con el tiempo y todos estos fenómenos, obligan a realizar una calibración que consiste en discriminar estas anomalías para que se obtengan datos que se acerquen lo más posible al los no alterados. Todas las variables han de tenerse en cuenta en el momento de la teledetección por lo que los sensores ubicados en los satélites deben adaptarse y calibrarse según las características de absorción y emisión de los componentes de la atmósfera y el suelo terrestre. Ademas, los datos del radiómetro deben transformarse en unidades físicas útiles: temperatura, radiancia, albedo, etc.
Los radiómetros, toman las imágenes línea a línea, formando luego en la estación de Tierra una imagen compuesta por puntos o pixels, cuyos tonos de gris corresponde a un valor de temperatura de brillo determinado, en los canales IR y a un valor de albedo en los visibles. Los radiómetros en bruto, toman los datos como radiancia, se envian como señal radioelectrica, luego se calibran y se obtienen datos en unidades representativas, como temperatura de brillo. De esta forma a cada punto de la imagen le corresponde una temperatura o un albedo asociados a un tono de gris.
En general todos los satélites meteorológicos poseen sistema similares adaptados a uno u otro caso. En las dos clases fundamentales (polares y geoest.)los datos se toman a través de un barrido, línea por línea hasta completar una imagen. De acuerdo al tipo de imagen que se procese, por ejemplo mayor o menor resolución, habrá que tratar a los datos de diferente manera, pero el procesamiento fino y la calibración la realizan las estaciones de Tierra. Los geoestacionarios barren línea a línea, las que se graban en cinta hasta completar la imagen y luego la envían a Tierra. Este proceso toma su tiempo por lo que sólo es posible obtener imágenes cada media hora. Los polares en cambio no graban sus imágenes y emiten cada línea a medida que barren la superficie de la Tierra en su recorrido, se pueden obtener entonces imágenes compuestas casi en tiempo real.
El sensor ubicado en los NOAA se llama AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer), Radiómetro avanzado de muy alta resolución. APT (Automatic picture transmition), trabaja en la banda 137 Mhz. En el caso de los NOAA, emiten en dos canales VIS e IR, con resoluciones de 5Km, y 255 tonos de grises. El modo HRPT (High Resolution Picture Transmition), Trabaja en la banda de 1600 Mhz. en cinco bandas espectrales, dos para visible, tres para infrarrojo y resoluciones entre 1 y 5 Km.
Wefax (Weather Facsimile) es el modo de baja resolución con un máximo de 25 Km. Se utilizan para imágenes a los fines observacioneales de sistemas nubosos. El modo HRI (High Resolution Image), de resolución de 5 Km. para el METEOSAT y de 1,1 KM para el GOES. Los dos modos operan en la banda de 1600 Mhz.
Se pueden efectuar tablas en donde se especifica el nombre del satélite, hora de comienzo de transmisión y de paso, hora final, posición geográfica, y frecuencia de trabajo. Estas tablas pueden obtenerse para el futuro mediante el uso de los elementos orbitales antes descritos.
Frecuencias de Satélites Meteorológicos
Satélite Frecuencia en Mhz. Observaciones
NOAA 10 1698.0 Mhz HRPT Polar
NOAA 11 1707.0 Mhz HRPT Polar
NOAA 12 137.500 Mhz
(baliza 136.770 Mhz) APT Polar
1698.0 Mhz HRPT Polar
NOAA 14 137.625 Mhz
(baliza 137.770 Mhz) APT Polar
NOAA 15 137.500 Mhz APT Polar
1702.5 Mhz HRPT Polar
NOAA 16 137.620 Mhz APT Polar
1707.0 Mhz HRPT Polar
NOAA 17 137.620 Mhz APT Polar
GOES 8 1691.0 Mhz WEFAX
1685.7 Mhz CVAR PDUS
GOES 10 1691.0 Mhz WEFAX
1685.7 Mhz GVAR PDUS
Meteor 2/21 137.850 Mhz APT Polar
Meteor 3/5 137.300 Mhz APT Polar
Okean 1/7 137.400 Mhz APT Polar
Sich 1 137.400 Mhz APT Polar
RESURS 0 1-4 137.850 Mhz
MeteoSat 6 1691.0 Mhz – Canal A
1694.5 Mhz – Canal B APT Geoestacionario
HRPT: High Resolution Picture Transmission (Emisión de Imágenes de alta resolución)
APT: Automatic Picture Transmission (Emisión automática de imágenes)
En el caso de los polares, estos ya están equipados para la obtención de imágenes cualitativas o de baja resolución (APT) y datos con una cabecera de calibración para el procesamiento de las imágenes cuantitativas (HRPT) en Tierra. Para el primer modo sólo es necesario que la estación disponga de una antena omnidirecional estática, pero para el segundo es necesario contar con una antena parabólica de no menos de tres metros de diámetro.
– SDUS (Secondary Data User Station): está configurada para obtener imágenes con calidad fotográfica (WEFAX), visualizables directamente en el monitor de un ordenador personal. Es el sistema de menor costo. Cada punto (pixel) de la imagen obtenida por éste tipo de estaciones no lleva consigo un valor específico calibrado de temperatura de brillo, sólo es un valor asociado a un rango de 255 tonos de grises. A mayor temperatura, más oscuro, a menor, más claro. Estos son datos cualitativos.
– PDUS (Primary Data User Stations): pueden obtenerse imágenes alta resolución (HRI) y multiespectrales. Los datos en bruto que el satélite envía son procesados previamente en Tierra a través de grandes estaciones especializadas en el tratamiento de estos datos como la de Darmstadt en Alemania. Este pre-proceso incluye la calibración de la radiancia y correciones en las perturbaciones de la órbita y altura del satélite. Estos datos pre-procesados son devueltos al satélite para que lo retransmita para los usuarios y obtengan imágenes cuyos puntos contengan información detallada y calibrada que permitirán hacer estudios a nivel de investigación científica.
Equipamiento simple para la recepción de imágenes WEFAX y APT de satétiles meteorológicos
Se necesitan una antena omnidireccional, un preamplificador Gaas-Fet, una parabólica de no menos de metro y medio, un receptor de 1,6 Ghz. para geoestacionarios, un convertidor Down (1,6 Ghz.-137 Mhz.), un receptor de banda ancha de 137 Mhz., un demodulador-digitalizador, un PC y un programa adecuado. Para el caso de los polares es necesario laantena omnidireccional de alta ganancia solamente, un receptor de la banda de 137Mhz., los geoestacionarios requieren del la antena parabólica ya que trabajan en frecuencias de Ghz.
Listado de elementos para una estación de recepción de imágenes APT y WEFAX:
Antena parabólica de 1,5 metros y todos sus componentes. (geoestacionarios)
Antena omnidireccional cuadrifilar de 20 dB. (polares)
Programa de obtención de imágenes para PC
La interpretación de las imágenes que proporcionan los satélites meteorológicos y, de forma especial, la relación que puede inferirse entre lo que se observa en las imágenes (en sus diferentes canales) y los procesos dinámicos y termodinámicos que tienen lugar en la atmósfera terrestre, se ha convertido, desde el lanzamiento de los primeros satélites meteorológicos, en una herramienta fundamental de todos los centros dedicados a la predicción meteorológica. Conforme se ha ido avanzando en el análisis e interpretación de los datos de los satélites, su uso se ha ido extendiendo rápidamente, sobre todo por lo que respecta a las tareas de vigilancia, diagnosis, ‘nowcasting’ y predicción a muy corto plazo. Esto se ha debido, básicamente, a que las imágenes de satélite proporcionan una ayuda inestimable en la identificación del estado de desarrollo de los distintos fenómenos meteorológicos.
Utilidad de las imágenes de alta y baja resolución.
Al ser las imágenes de los canales APT y WEFAX de menor resolución y de datos que carecen de precisas calibraciones, sólo son útiles a los fines observacionales y para la meteorología sióptica. Análisis de nubes, formas, frentes, estimaciones globales, etc., son los productos posibles. La imágenes cuantitativas en cambio, que contienen gran cantidad de información porque son de alta resolución y las componentes de la imagen están sumamente procesadas, pueden utilizarse para la observación, análisis y estudio más exacto de la atmósfera y el suelo.
Las imágenes visibles captan la energía solar reflejada desde el sistema Tierra-Atmósfera entre las longitudes de onda 0.5 y 0.9 micras. Se visualizan como una escala de grises desde el negro al blanco. La resolución en el punto subsatélite es de 2,5 x 2,5 Km por lo que si la estructura a identificar es mas pequeña el radiómetro integra la señal para todo el pixel apreciendose un único tono de gris. Los cuerpos aparecerán mas o menos brillantes en la imágen dependiendo de su reflectividad, de la intensidad de la radiación solar y del ángulo de elevación del sol con respecto al horizonte terrrestre.
La reflectividad es el factor principal. Un cuerpo aparecerá mas brillante cuanto mayor sea su reflectividad y viceversa. En la tabla se muestra el albedo medio para diferentes superficies. Se observa como, en general, las nubes de gran desarrollo vertical son las mejores reflectoras. Esto es debido a que la reflectividad en las nubes está fuertemente condicionada por su espesor. Así se observa en la tabla como a medida que las nubes van siendo menos espesas su reflectividad va disminuyendo. En menor medida, la reflectividad en las nubes depende tambien de la naturaleza y el tamaño de las partículas nubosas, reflejando mejor las gotas de agua que los cristales de hielo.
En cuanto a la intensidad y el ángulo de elevación de la radiación solar habrá variaciones importantes dependiendo del lugar, hora y época del año. El caso extremo sería durante la noche, periodo en el que no existen las imágenes visibles al situarse el sol por debajo del horizonte. Es posible suavizar este efecto normalizando la imagen ( este proceso será explicado con mas detalle al final de ete capítulo). Otro fenómeno relacionado es la aparición de “imágenes especulares”: aunque las superficies de agua en condiciones normales son muy malas reflectoras, cuando se produce este fenómeno la cantidad de energía reflejada puede aumentar considerablemente. Suele darse en situaciones de viento muy flojo, con la superficie del mar ligeramente rugosa; sobre esa superficie se produce una fuerte reflexión de los rayos solares, pero con suficiente scattering como para dispersar el efecto en un área de 100 o 200 Km.
Efecto de las diferencias de iluminación en función de la hora del día.
En la figura se muestra la primera imagen (09:00 Z), de una secuencia de tres, en la que se aprecia el efecto de la inclinación de los rayos solares sobre la superficie de la Tierra y las nubes. Mientras que la mitad este aparece perfectamente iluminada, la mitad oeste está aún a oscuras.
Efecto de las diferencias de iluminación en función de la hora del día
A pesar de que una acusada inclinación de los rayos solares parece un inconveniente en este canal, el hecho de que durante ese período se produzcan sombras puede ser una gran ventaja. Así es posible determinar la altura relativa de diferentes capas nubosas cuando las más altas “hacen sombra” sobre las que están mas bajas. Es posible también observar donde se localizan los máximos desarrollos en un area de nubosidad convectiva ya que los “overshootings”, al ser las partes mas altas de la nube, son los primeros iluminados por el sol. De igual forma, las nubes de poco espesor y formadas por cristales e hielo, como es el caso de los cirros, que dan muy poca señal en este canal, a veces se pueden detectar gracias a la sombra que proyectan sobre la tierra (en concreto, cuando esta tiene un coeficiente de reflexión alto como es el caso de los desiertos).
En las horas centrales del día, cuando la inclinación de los rayos solares es practicamente nula, el contraste entre el brillo de las diferentes estructuras es un aspecto fundamental que nos ayudará a identificarlas. En la imágen se observa, por ejemplo, el fuerte contraste que existe en general entre las nubes y la tierra y el mar, y cómo el contraste entre el mar y la tierra es mayor cuando la tierra es buena reflectora (costa norte de Africa) que cuando es mala reflectora (costa occidental de la mitad sur de Africa). Estas diferencias son debidas a las diferentes características del terreno, de la vegetación, etc. Tambien es posible observar los distintos brillos dependiendo del tipo de suelo (mitad norte de Africa).
Sin embargo aunque la diferencia de brillo es muy grande entre las nubes y la tierra, si por encima de ésta hay una capa de nieve o hielo el contraste puede llegar a ser nulo. Un caso extremo serían por ejemplo las nieblas de valle y la nieve, ambas con igual reflectividad e igual forma dendrítica. Para identificarlas por separdo es necesario recurrir a una secuencia de imágenes, buscando señales de disipación o movimiento en las nieblas, frente a la nieve que permanecería completamente estática.
De igual forma para los cirros el contraste puede servirnos de gran ayuda. Estos se observan mejor cuando por debajo tienen la superficie del mar (muy mala reflectora en condiciones normales) y peor si tienen la superficie de la tierra (y dentro de esta el caso extremo serían superficies deserticas) u otro tipo de nubes.
En general el contraste entre nube y nube suele ser bastante malo y es por ello que para su identificación es necesario ayudarse con el canal IR o bien recurrir a otro tipo de características como su forma, tamaño o textura.
En el primer apartado de este capítulo se mencionaba como es posible aplicar correcciones a la imagen visible para evitar la variación en la intensidad de iluminación produciendo una imagen “normalizada”, en las cuales se supone que el sol tiene, para cada uno de los puntos de la imagen, la misma elevación.
Esto se consigue modificando los valores de brillo de las distintas partes de la imagen en función del angulo de elevación solar, de forma que los valores normalizados sean independientes del angulo de elevación solar en imágenes sucesivas, y puedan así ser comparados y usados de forma cuantitativa.
En la figura puede verse, a la izquierda, la imagen visible sin normalizar y, a la derecha, la imagen normalizada. Observar como la diferencia de brillo que existe entre las nubes situadas sobre la península y las que están sobre el Atlántico desparece practicamente al normalizar la imagen. El aumento de brillo que produce la normalización de las nubes situadas sobre el Atlántico es el mismo que se produciría según el sol fuera elevándose sobre el horizonte.
La Tierra y la atmófera emiten radiación térmica confinada dentro del intervalo espectral 3 a 100 µm, donde se encuentra la banda infrarroja media (3 a 30 µm). En estas longitudes de onda la reflectividad es virtualmente nula y la radiación solar despreciable, por eso se considera como radiación de cuerpo negro y se relaciona con la temperatura, medida en grados Kelvin. En los productos HRI y HRPT los componentes de las imágenes IR se expresan en °K y se le relaciona un tono de gris. Las imágenes en IR, se utilizan principalmente para la observación de las estructuras cuando no hay radiación solar, es decir de noche. En estas imágenes, los puntos cálidos aparecen oscuros y los frios blancos.
Las imágenes IR están formadas por un conjunto de pixels con un valor entre 0 y 255 dentro de una escala de grises desde el blanco al negro y constituyen un mapa térmico de la superficie de la tierra y de los topes nubosos, donde los valores bajos de radiancia son equivalentes a bajas temperaturas. Con objeto de poder compararlas con las imágenes VIS y de que su presentación sea mas familiar al ojo humano los valores de radiancia se invierten, de forma que las superficies con temperaturas mas bajas aparecen más brillantes y las más cálidas mas oscuras.
La resolución que actualmente posee el radiómetro del METEOSAT en este canal es de 5 x 5 km en el punto subsatélite. Cuando una superficie nubosa no es continua, por las grietas pasará la radiación procedente de las superficies que hay debajo. Es por ello que la apariencia en las imágenes, al integrarse toda la energía de acuerdo con el tamaño del pixel, será de una superfice más cálida de lo que realmente está la nube y se verá más oscura en las imágenes, reduciendose en el contraste entre la nube y la superficie subyacente.
Otra característica importante que afecta fundamentalmete a la nubosidad alta y de poco espesor es el hecho de que tienen una transmisividad distinta de cero, por lo que se ve también contaminada con la energía que la llega de todas las superficies que tiene por debajo y que dará una apariencia menos brillante (más cálida) a la superficie nubosa de lo que realmente está.
Secuencia de imágenes infrarrojas de 6 en 6 horas,
desde las 06:00Z de la mañana del día 9 de julio de 1996 hasta las 18:00Z
Observar en la imagen, en movimiento, como a medida que los rayos solares van calentando las superficies de tierra, el contraste de las líneas de costa va en aumento. En general, durante el día, la tierra está mas caliente que el mar y se verá más oscura, mientras que durante la noche las temperaturas se igualan o incluso puede llegar a invertirse viendose más clara la superficie del la tierra que la del mar. Por supuesto este contraste no siempre se puede observar, dependerá de la época del año, la latitud, hora del día y condiciones meteorológicas del área de interés. Por ejemplo, observar las costa del Norte de Africa y Península Iberica donde existe una situción de verano, con cielos despejados, por lo que el papel del calentamiento diurno es fundamental.
En las imágenes VIS el contraste entre nubes es generalmente pobre por lo que aislar e identificar unas de otras podría resultar en ocasiones dificil. En el canal IR las capas nubosas se distinguen más rapidamente ya que se encuentran a alturas distintas y, por consiguiente, tienen diferentes temperaturas. Observar en esta imagen por ejemplo como la estructura frontal que existe en el hemisfero sur entre las costas de Africa y América del sur, cambia de tonalidad a medida que desciende la latitud, dando una idea de la dimensión en la vertical del frente. En latitudes mas altas sus topes son mucho mas fríos que cerca de las costas americanas donde el frente parece afectar sólamente a niveles más bajos.
Como el radiometro es un medidor efectivo de las diferentes temperaturas dentro de su campo óptico y no de la energía reflejada, algunas superficies que son muy malas reflectoras y que en las imágens VIS apenas se apreciaban, en las imágenes IR, sin embargo, pueden ser facilmente identificados. Esto ocurre, por ejemplo, con los cirros, compuestos por cristales de hielo y de poco espesor y que dificilmente se distinguen en el canal visible. En cambio en IR, al encontrase muy altos en la atmósfera, la temperatura que poseen es muy fría y emitirán muy poca radiación, por lo que aparcerán muy brillantes.
Las superficies de agua, que en VIS se ven muy oscuras (salvo cuando se da el fenómeno de la “imagen especular”) ya que son muy malas reflectoras, en IR pueden aparcer con diferentes tonos de gris dependiendo de la temperatura de su superfice, siendo posible observar corrientes marinas y afloramientos de aguas con distinta temperatura.
El contraste entre nubes muy bajas y la superficie de la tierra o el mar es en general muy malo ya que practicamente se encuentran a la misma temperatura, es por ello que el canal visible es mas útil en estos casos.
Un ejemplo de un proceso posterior que se puede hacer a las imágenes de satélite en este canal son los realces. Consiste en colorear las diferentes temperaturas de brillo que tienen las superficies emisoras.
Originalmente aparecen con tonalidades de grises, con el realce se puede utilizar una amplia gamma de colores, combinandolos con el objeto de resaltar de forma mas familiar a la vista el fenómeno que se quiere estudiar. En este ejemplo se muestra nubosidad convectiva con distintos grados de desarrollo localizada en la zona de convergencia intertropical africana.
En la imagen de la izquierda aparece la nubosidad sin realzar y en la derecha realzada. La diferencia es notable, a simple vista podemos distinguir las áreas donde se están produciendo los movimientos convectivos mas fuertes. Por otro lado se observan también nubes sin realzar rodeando la nubosidad de desarrollo, estas nubes o bien estan mas bajas con lo que su temperara es mayor de -32ºC o bien corresponden a cirros de poco espesor, que aunque sí pueden tener temperaturas mas bajas de -32ºC, la contaminación de la radiación que les llega de capas más baja los hace aparecer más cálidos de lo que realmente están. Para este tipo de realce este hecho representa una ventaja ya que lo que se quiera destacar es la nubosidad de tipo convectivo.
Pueden diseñarse multitud de realces para diferentes propósitos: nubosidad convectiva, nubosidad de tipo frontal, diferenciación de nubes bajas, medias y altas, temperaturas del agua del mar, etc.
Marrón -32/-36ºC
Naranja -36/-40ºC
Amarillo -40/-44ºC
Verde -44/-48ºC
Azul claro -48/-52ºC
Azul oscuro -52/-56ºC
Rojo -56/-60ºC
Blanco -60/-64ºC
Gris -64/-68ºC
Negro -68/-80ºC
Las imágenes del espectro visible se caracterizan porque representan la cantidad de luz que es reflejada hacia el espacio por las nubes y la superficie de la Tierra. El agua y la Tierra se ven oscuras.
Las imágenes del infrarrojo representan la radiación infrarroja emitida por las nubes o la superficie de la tierra. Son medidas de temperatura.
Es difícil en estas imágenes discernir entre nubes altas y bajas
En una imagen infrarroja, los objetos más calientes aparecen más oscuros que los fríos.
Las nubes espesas reflejan más la luz por lo que éstas son las que mejor se visualizan.
Las zonas sin nubes serán normalmente oscuras, pero también las nubes muy bajas y la niebla pueden aparecer oscuras. El resto de la nubosidad se presentará clara.
El espacio se verá de color negro dada su falta de iluminación.
El espacio se ve de color blanco, dada su baja temperatura.
No se pueden obtener con ausencia de luz solar.
No necesita de la luz solar para poder obtenerse.
Las imágenes en visible e infrarrojo térmico, utilizan las bandas del espectro electromagnético donde la absorción por los gases atmosféricos es pequeña, sin embargo son de interés también los intervalos espectrales donde la radiación infrarroja emitida por la Tierra es absorbida por el vapor de agua de la atmósfera. Las imágenes en VA son en su mayoría representativas dela humedad de la media y alta tropósfera. En definitiva el canal de VA se utiliza en la banda de absorción de 6µm dentro de la radiación IR y en general la imágenes representan la humedad media de la tropósfera.
Este canal posee ciertas propiedades semejantes al IR pero también diferencias importantes. Mientras que los canales visible e infrarrojo se encuentran en bandas del espectro electromagnético donde la absorción por los gases atmosféricos es pequeña, el canal de VA se encuentra en una banda (entre 5.7 y 7.1 m m) en la que la radiación terrestre resulta parcialmente absorbida por el vapor de agua atmosférico. En los canales de absorción resulta muy simple y efectivo analizar cual es la “contribución” o peso de las capas atmosféricas a la señal que le llega al satélite para un perfil vertical de temperatura y humedad dado.
El ejemplo que se presenta, es la función de contribución para el VA y una atmósfera estándar. Según esta curva, la mayor cantidad de radiación que llega al satélite en el espectro del VA proviene de las capas centradas en torno a los 300 mb. Por el contrario no existe contribución alguna de niveles inferiores de la atmósfera, incluso si la superficie radiante posee una temperatura elevada. En este sentido la radiación emitida por niveles bajos sufre, muy significativamente, los procesos de absorción de las capas que posean vapor de agua y que se encuentran sobre élla. El resultado final es que ninguna señal de capas bajas llega al satélite. En niveles muy altos la temperatura es tan baja y el contenido de vapor de agua es tan pequeño que a partir de los 100 mb las contribuciones de los estratos superiores son despreciables. Obsérvese que en este caso la contribución a la señal que llega al satélite proviene de una capa más o menos profunda en vez de un nivel determinado de presión. Si la atmósfera fuera más húmeda (seca) el máximo de contribución ascendería levemente (descendería).
En las imágenes VA los tonos gris oscuro a negro se corresponden con las zonas donde llega gran cantidad de radiación al satélite y, por lo tanto, poseen temperaturas de brillo más altas. Estas regiones están ligadas a zonas donde existe poco contenido de vapor de agua en niveles medios y altos. Los tonos grises medios se corresponden con temperaturas intermedias (humedad media en la troposfera media y alta). Los tonos blanco a blanco brillante lo hacen con temperaturas más bajas como consecuencia del alto contenido de humedad en niveles troposféricos superiores. Este es el caso de las nubes altas muy espesas y los Cb con grandes desarrollos verticales. Obsérvese que no es necesario la presencia de nubes para que podamos tener una señal en este canal. Dicho de otro modo, en muchas situaciones donde no existen nubes en niveles medias-altos, el canal de VA nos puede suministrar información muy útil sin más que exista humedad en dichos niveles.
Las imágenes VA son, generalmente, representativas del contenido humedad de la media y alta troposfera y son como verdaderas radiografías atmosféricas. A grandes rasgos se puede afirmar que el intervalo de contribución máxima se encuentra, comúnmente, entre 500 y 300 mb, variando la altura del nivel de contribución media desde 8 km en los trópicos hasta alrededor de los 4 km en las latitudes polares. Debido a todos estos factores, debe tenerse en cuenta que lo que se ve en las imágenes VA son las zonas con mayor o menor contenido de vapor de agua, sin referencia a un nivel en particular, aunque para nuestras latitudes los 300 ó 250 mb, puede ser una buena referencia. La utilidad de este canal se basa en la información sobre las estructuras y circulaciones de la media y alta troposfera, incluso de la baja estratosfera.
En la Figura se representa un gráfico ilustrativo sobre ciertas propiedades comparativas de los tres canales en una escala del blanco al negro. Nubes muy espesas (Cb, Nimbostratos-Nb, Ci muy espesos, etc.) aparecerán muy blancas en los tres canales (en el VIS por ser nubes reflectoras, en IR por poseer topes altos y fríos, y en VA por sus altos contenidos de humedad). En el otro extremo tenemos el mar, ciertas zonas terrestres y nubes bajas de poco espesor. Para estos elementos los canales VIS e IR son fundamentales, siendo nula la información que podemos obtener en el VA. Detalles de los fenómenos ligados a la capa limite planetaria y terrestres sólo son observables en los canales VIS e IR.
Cuadro comparativo entre imágenes visibles, infrarrojas y vapor de agua
Longitudes de onda del espectro electromagnético que captan…
Entre 0,5 y 0,9 micras
Entre 10.5-12.5 micras (aprovecha la “ventana” atmosférica que existe entorno a las 11 micras). Sólo afectada por una pequeña absorción debida fundamentalmente al vapor de agua
Entre 5,7 y 7,1 micras (radiación terrestre absorbida por el vapor de agua atmosférico)
La mayor o menor reflectividad de las superficies (dependen del albedo, la intensidad de la radiación solar, la inclinación de los rayos solares, la composición de las nubes, el espesor de las nubes)
La temperatura de las superficies radiantes.
El mayor o menor contenido de vapor de agua en la troposfera media y alta
Lo más oscuro es…
Lo menos reflectivo (Tierra, bosques, Océanos y agua)
Lo más caliente (Tierra, nubes bajas)
Lo más seco (sequedad en niveles medios y altos)
Lo más claro es…
Lo más reflectivo (Cb, nieve fresca)
Lo más frío (Tope de nubes altas, Cb)
Lo más húmedo (alto contenido de humedad en niveles medios y altos y nubes altas)
Imágenes especulares: aumenta la energía reflejada (aunque las superficies de agua en condiciones normales son muy malas reflectoras). Suele darse en situaciones de viento muy flojo, con la superficie del mar ligeramente rugosa.
No hay imágenes de noche
La superficie nubosa, si no es continua, parecerá más cálida de lo que realmente es, al dejar pasar energía de la superficie que hay debajo.
Apariencia más cálida de las nubes altas de poco espesor, al contaminarse con la energía que llega de todas las superficies que tiene por debajo.
Imágenes RAINSAT en las que se puede obtener mediante diversas técnicas de comparación de bandas y aplicación de matrices (obtenidas por combinacion de datos de satélite y radar) y algoritmos zonas de intensidad de lluvia y zonas de probabilidad de precipitaciones. A través de otras técnicas de comparación de bandas, filtrados, etc. es posible obtener productos relacionados con la temperatura del mar, del suelo o indices de vegetacion, entre otros.
En una atmósfera inestable se pueden elevar libremente burbujas de aire dando lugar a nubes en forma de “coliflor”, compactas y de forma globular. Pueden ocupar grandes proporciones en la horizontal y, sobre todo, en la vertical llegando a alcanzar sus topes nubosos los niveles de la tropopausa (convección muy profunda). En su conjunto se les denominan nubes cumuliformes. Van asociadas, como se ha dicho, a situaciones atmosféricas con cierto grado de inestabilidad, movimientos ascendentes y descendentes muy intensos. Entre ellas tenemos los cúmulos de buen tiempo, los cúmulos congestus, los cumulonimbus y los altos cúmulos (estos últimos ligados a nubosidad de tipo medio). Dependiendo del espesor, tamaño en la horizontal en relación con la resolución del satélite y la altura a la que se encuentre el tope nuboso o grado de desarrollo, presentarán diferentes características en los diferentes canales. Tomaremos como referencia las que llegan a tener grandes desarrollos en la vertical: los cumulonimbus (Cb).
Este tipo de nubosidad convectiva está asociada con áreas de moderada a fuerte inestabilidad. Son nubes de gran desarrollo vertical, que pueden aparecer aisladas o agrupadas formando estructuras mayores como líneas de turbonada, tormentas multicelulares o sistemas convectivos de mesoescala. En los tres canales dan muy buena señal, con tonos blancos brillantes, lo que indica que son nubes espesas y con topes muy fríos. Cuando los Cb desarrollan yunques cirrosos dan una señal de mayor extensión horizontal en IR y VA que en VIS, aunque un realce adecuado en IR nos puede delimitar la zona de máxima actividad convectiva. Los yunques asociados se extienden en la dirección del viento en niveles altos. La forma y rapidez con que se expandan estas estructuras son de gran ayuda en la determinación de la dirección e intensidad del viento en niveles altos. Si la cizalladura es fuerte, los Cb resentarán a barlovento un borde bien marcado y a sotavento el yunque de cirros formará un zona difusa y amplia de aspecto fribrosa. En ocasiones, en la fase final del ciclo de vida de los Cb, los cirros cumulonimbogenitus pueden seguir mostrando una buena señal en los canales IR y VA, mientras que en VIS la señal es mucho más débil; esto es una indicación de que el Cb se encuentra ya en fase de disipación. Al amanecer y atardecer, cuando la inclinación solar es relativamente baja, pueden dar sombras allí donde existen “torreones” ligados a las zonas con fuertes corrientes ascendentes.
En la imagen se presenta un ejemplo de Cbs. Se aprecian claramente las características anteriormente comentadas. En VIS se observan como una nubosidad muy blanca, compacta y globular. En IR y en VA presentan una tonalidad blanca brillante. En este caso los bordes están relativamente bien marcados, por lo que se puede inferir que la cizalladura del viento existente es débil. El VA e IR nos permiten analizar aquellos que llegan a dar señal en niveles superiores (convección profunda) frente aquellos Cbs que se están desarrollando todavía, como ocurre al sur de Túnez. Llama la atención la mejor resolución espacial del VIS frente al IR y VA.
Las nubes estratiformes ofrecen en general una textura suave y continua. Van asociadas, en general, a enfriamientos amplios en medios estables, limitadas en sus cimas por una inversión. El enfriamiento suele ser debido a la expansión adiabática, aunque en algunos casos también puede deberse al contacto con una superficie fría. Estas nubes se forman por enfriamientos radiativos en situaciones anticiclónicas con cielos despejados, por condensación de precipitación que previamente se ha evaporado, ligadas a situaciones frontales o por advección de una masa más o menos húmeda sobre una superficie mas fría (nieblas de advección). En este tipo de nubes podemos incluir los estratos y nieblas, estratocúmulos y la combinación de nimbostratos, altostratos y altocúmulos (ya que, aunque pueden presentarse de forma independiente, a menudo aparecen combinados en los sistemas frontales). Veremos un ejemplo de estratos-nieblas.
Desde la visión del satélite es imposible distinguir entre estratos y nieblas. Forman capas nubosas generalmente extensas con topes bastante uniformes adaptándose a los accidentes topográficos cuando se desarrollan sobre tierra o en la costa. Están compuestos por gotitas muy pequeñas de agua y, si tienen suficiente espesor, pueden generar llovizna. Si las temperaturas son muy frías puede formarse cristalitos o prismas de hielo.
Son fácilmente observables en VIS con tonos blancos, más o menos brillantes, dependiendo del espesor de la capa, con bordes bien definidos coincidiendo en tierra con las características del relieve. A veces dan una señal parecida a la nieve, con forma dendrítica en zonas de montaña, o áreas uniformes en llanuras. Sin embargo, observando una secuencia de imágenes se puede analizar la diferencia en el momento en que las nieblas comiencen a disiparse.
En IR dan muy poca señal, en general, con tonos grises. Al ser nubosidad muy baja las diferencias térmicas con el suelo son muy poco significativas por lo que dan tonalidades muy parecidas. De noche, y con una inversión sobre ellas, pueden llegar a verse más oscuras que la superficie circundante (‘niebla negra’ o ‘estratos negros’), al contrario de lo que ocurre durante el día. En el canal del VA no existe señal alguna de este tipo de nubosidad.
La imagen es un ejemplo de nieblas-estratos al oeste de la península y en las zonas costeras. Como se observa en las imágenes, la mejor señal proviene del VIS con zonas más claras y brillantes donde la capa es más espesa. La presencia de puntos brillantes en la nubosidad situada más al oeste nos indica la presencia de estratocúmulos sobre el mar. El IR apenas dan señal, solamente se ven zonas ligeramente más clara que los alrededores. Cuando el calentamiento diurno sobre tierra aumenta las diferencias se hacen más notorias. En el VA no se observan. La no disponibilidad de datos VIS durante la noche es un gran problema para identificar este tipo de nubes cuando se utiliza exclusivamente datos del satélite Meteosat.
Son nubes altas formadas por partículas de hielo y confinadas en alturas superiores a 6000 m. Pueden tener su origen en este nivel o provenir de niveles más bajos (cirros de origen cumulogenitus). Frecuentemente se forman por congelación directa del vapor de agua del aire claro. Su importancia radica en que están asociadas con elementos y sistemas relacionados con la dinámica atmosférica de niveles altos como, por ejemplo, chorros polares y subtropicales, turbulencia en niveles altos, zonas de deformación, etc. Son nubes en general de poco espesor, difíciles de ver en VIS, a veces únicamente identificables por la sombra que proyectan, y fácilmente identificables en IR ó VA, aunque cuando aparecen combinadas con otro tipos de nubes su identificación es más complicada. Se pueden agrupar en cuatro tipos: cirrostratos, cirros fibratus, cirros spissatus, y un caso especial de los spissatus, los cirros cumulonimbogenitus o cirros ligados al yunque. No se incluyen los cirrocúmulos ya que sus elementos globulares son más pequeños que la resolución del satélite si analizamos imágenes del Meteosat. Veremos un ejemplo de cirros spissatus.
Estos suelen formar bandas de 100 a 200 km de anchura y se extienden con una longitud de centenares de km. En las imágenes VIS presentan una gama de tonos grises, desde el gris claro al blanco, con su brillo disminuyendo progresivamente desde el centro hacia los bordes. Los elementos individuales pueden ser globulares o elongados y producir sombras detectables. Estas sombras suelen ser de dimensiones uniformes, al contrario de lo que ocurre con las de los cúmulos y Cb, que son irregulares en función de la etapa de desarrollo. En el IR se distinguen bien, con un color blanco en el centro que tiende a volverse gris en los bordes, generalmente bien dibujados, sobre todo si existe contraste térmico con la superficie subyacente. En VA, el alto nivel de humedad asociado a esta nubosidad es fácilmente reconocible, aunque algunos de los detalles más finos no se distinguen.
En la imagen tenemos las imágenes del día 25 de Septiembre de 1996 a las 10:00Z y en ellas se puede observar la apariencia de los Ci spissatus en los tres canales. La banda de Ci atraviesa la Península Ibérica desde el centro hasta las Islas Baleares. Las dimensiones de la banda se pueden observar perfectamente en las imágenes VA e IR con una anchura aproximadamente de 200 km. La nubosidad va acompañada de un máximo de viento en niveles altos con igual orientación que la banda.
Los elementos que forman la banda son prácticamente perpendiculares a ésta y al máximo de viento en altura. En los tres canales se pueden observar pequeñas líneas con orientación NE-SW. En la imagen VIS se aprecian algunas sombras que proyectan estos elementos sobre la superficie (sur de la Península Ibérica).

References: resolución 
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