Un radar meteorologico è un tipo di radar utilizzato in meteorologia per localizzare le precipitazioni , calcolarne lo spostamento e determinarne il tipo ( pioggia , neve , grandine , ecc.). La struttura tridimensionale dei dati ottenuti permette inoltre di inferire i movimenti di precipitazione nelle nuvole e quindi di identificare quelli che potrebbero causare danni. Infine, usando le precipitazioni come traccianti, possiamo dedurre la direzione radiale e la velocità dei venti nella bassa atmosfera.
Durante la seconda guerra mondiale, gli operatori radar hanno notato che gli echi parassiti sembravano provenire dalle precipitazioni e sono state sviluppate tecniche per filtrare questi echi inquietanti. Tuttavia, gli scienziati hanno rapidamente riconosciuto il potenziale della meteorologia e non appena il conflitto è terminato, i radar militari messi a disposizione sono stati utilizzati per il rilevamento delle precipitazioni. Oggi, i radar meteorologici sono utilizzati dai servizi meteorologici nazionali, dagli aeroporti, dai dipartimenti di ricerca meteorologica delle università e persino dalle stazioni televisive nei loro notiziari quotidiani .
I dati grezzi di questi radar possono essere utilizzati per creare immagini o essere elaborati da un software specializzato che estrapolerà il loro movimento a breve termine ( nowcasting ). Le loro informazioni possono anche essere caricate in modelli numerici di previsione meteorologica per migliorare la loro analisi della situazione meteorologica, che consentirà loro di fare previsioni migliori.
Nel 1864, James Clerk Maxwell descrisse le leggi dell'elettromagnetismo che consentirono per la prima volta di lavorare sulla loro sorgente. Nel 1889, Heinrich Rudolf Hertz ha dimostrato che le onde elettromagnetiche vengono riflesse dalle superfici metalliche. Nei primi decenni del XX ° secolo , diversi inventori , scienziati e ingegneri provenienti da vari paesi hanno contribuito allo sviluppo del radar, giusto in tempo per l'inizio della seconda guerra mondiale . Durante il conflitto, gli operatori radar a microonde degli eserciti alleati hanno notato contaminazioni che si sono rivelate essere echi di precipitazioni ( pioggia , neve , ecc.). Nell'immediato dopoguerra, gli scienziati militari, che avevano già iniziato la loro ricerca sui fenomeni riportati, continuarono il loro lavoro sia nella vita militare che in quella civile.
Negli Stati Uniti, David Atlas è un pioniere nella meteorologia radar per l'Air Force Group e successivamente per il Massachusetts Institute of Technology . Ha partecipato allo sviluppo dei primi radar meteorologici operativi. In Canada, J. Stewart Marshall e RH Douglas formano il " Stormy Weather Group " presso la McGill University di Montreal . Marshall e il suo allievo Walter Palmer sono accreditati per aver lavorato sulla distribuzione del diametro delle goccioline nelle precipitazioni che ha portato alla relazione tra riflettività (Z), intensità della precipitazione di ritorno e tasso di precipitazione (R) sul terreno comunemente chiamata relazione ZR. In Gran Bretagna , la ricerca ha continuato a correlare le firme dell'eco alle caratteristiche delle precipitazioni e alle possibilità offerte da diverse lunghezze d'onda comprese tra 1 e 10 centimetri.
Tra il 1950 e il 1980, i vari servizi meteorologici di tutto il mondo hanno costruito radar meteorologici per seguire le precipitazioni in base alla loro riflettività. Dapprima questi radar erano per uso locale in grandi centri e con un numero limitato di angoli e provenivano da eccedenze militari. Sono stati operati in tempo reale da meteorologi che dovevano seguire gli echi sugli schermi a raggi catodici. Nel 1957, il National Weather Service ha introdotto il WSR-57 , il loro primo radar progettato esclusivamente per rilevare le precipitazioni. Nel 1953, Donald Staggs, un ingegnere elettrico con l' acqua Survey Illinois State , è stato il primo a notare il gancio tipico sulle uscite riflettività associati con temporale tornadic.
Negli anni '70, i vari radar iniziarono ad essere organizzati in reti con l'inizio della standardizzazione. Sono stati sviluppati i primi sistemi di acquisizione delle immagini. Il numero di angoli rilevati aumenta che consente di ottenere un volume di dati in tre dimensioni. Vengono sviluppati sia tagli orizzontali (CAPPI) che verticali. Studiamo così la struttura dei temporali e di altre nuvole (tra gli altri di Isztar Zawadzki ). I gruppi di ricerca si sono moltiplicati in tutto il mondo, in particolare l' NSSL negli Stati Uniti formato nel 1964 sotto la guida di Edwin Kessler , e stanno iniziando a sperimentare sulla variazione della polarizzazione del segnale radar e sull'uso del Doppler. Effetto Fizeau . NelMaggio 1973, un tornado ha colpito la città di Union City, appena a ovest di Oklahoma City . Il radar sperimentale con lunghezza d'onda di 10 cm dell'NSSL è stato in grado per la prima volta di registrare l'intera vita di questo fenomeno. Grazie all'effetto Doppler, i ricercatori sono stati in grado di vedere una rotazione, chiamata mesociclone , nella nube temporalesca prima che si formasse il tornado che ha convinto il National Weather Service che questa nuova informazione sarebbe stata molto importante per la previsione di forti temporali .
Tra il 1980 e il 2000, le reti radar meteorologiche si sono diffuse in Nord America , Europa , Giappone e alcuni altri paesi. I radar convenzionali vengono sostituiti da radar in grado di rilevare non solo l'intensità delle precipitazioni ma anche la loro velocità di movimento (effetto Doppler). Negli Stati Uniti, l'implementazione di questi radar con lunghezza d'onda di 10 cm chiamati NEXRAD o WSR-88D è iniziata nel 1988 e si è conclusa nei primi anni 1990. In Canada , il primo radar Doppler è stato quello di King City, a nord di Toronto nel 1985 . È costruito per testare il concetto con una lunghezza d'onda di 5 cm . Il secondo sarà quello di 10 cm dalla McGill University nel 1993. La rete canadese di radar meteorologici è stata completamente modernizzata dal 1998. La Francia (rete ARAMIS ) e gli altri paesi europei si sono convertiti alla fine degli anni '90 e dopo il 2000. In Australia , alcuni radar di ricerca sono stati costruiti alla fine degli anni '90 e all'inizio del 2000, ma solo nel 2003 un programma di rinnovo della rete nazionale ha riservato alcuni siti ai radar con funzione Doppler.
Il folgorante sviluppo dell'IT consente di elaborare i dati radar in tempo reale per produrre una moltitudine di prodotti diretti (CAPPI, PPI, precipitazioni cumulative, ecc.) Ma anche algoritmi che consentono di identificare precipitazioni pericolose (temporali, piogge torrenziali. , raffiche sotto le nuvole, ecc.) e prevederne il movimento a breve termine.
Dopo il 2000, la ricerca che è stata condotta sulla doppia polarizzazione del segnale radar ha iniziato a trovare applicazioni pratiche nella rilevazione del tipo di precipitazione. La Francia , il Canada , gli Stati Uniti, l' Australia e altri hanno trasformato alcuni dei loro radar per utilizzare questo concetto in modalità preoperativa. La ricerca è in corso dal 2003 per utilizzare antenne phased array assemblate in radar a scansione elettronica tridimensionale per sostituire il suono meccanico nella scansione elettronica, che è quindi più veloce.
A differenza di un radar a onda continua, un radar meteorologico è un radar a impulsi monostatico . Emette periodicamente un impulso di brevissima durata. L'intervallo tra due impulsi viene calcolato per una data portata del radar. Ciò consente di ricevere gli echi di ritorno dalla precipitazione prima che venga emesso l'impulso successivo. Possiamo così identificare la posizione, l'intensità e lo spostamento delle precipitazioni.
Un impulso elettromagnetico è prodotto da un oscillatore elettronico ( magnetron , klystron o altro). Viene inviato attraverso una guida d'onda a un'antenna direzionale. La larghezza del fascio che definisce l'azimut e la risoluzione dell'elevazione dipende dalle caratteristiche dell'antenna e la durata del singolo impulso sinusoidale (dell'ordine di un microsecondo ) definisce la risoluzione radiale. È possibile utilizzare impulsi compressi che consentono di ottenere una migliore risoluzione radiale.
Pertanto, un impulso sonda un volume dell'atmosfera che aumenta con la distanza dal radar come (h: larghezza dell'impulso, r distanza dal radar e angolo di apertura del raggio). Vediamo nell'immagine a destra il volume occupato da due impulsi che hanno lasciato un radar in tempi diversi. Con le dimensioni tipiche di un raggio radar, il volume emesso varia quindi da 0,001 km 3 in prossimità del radar, fino a 1 km 3 a 200 km da quest'ultimo. Questo è chiamato "volume radar".
Quando un impulso entra in un'area di precipitazione, una piccola parte viene retrodiffusa (riflessa) al radar mentre il resto continua. Questo rendimento è la somma dei rendimenti di tutte le cadute nel volume sondato e l' equazione radar per i target di volume governa l'intensità:
O :
Quando il volume è pieno di target, otteniamo una media della loro intensità, ma se è riempito solo parzialmente, lo sottostimeremo includendo aree senza echi. Man mano che il volume aumenta con la distanza, questa sottostima diventerà sempre più probabile. Infine, qualunque sia l'intensità del ritorno, diminuirà inversamente a ciò che significa che dobbiamo normalizzare i rendimenti, vale a dire che dobbiamo moltiplicarli per questo fattore per agire come se tornassero. Tutti dallo stesso luogo.
Tra ogni impulso, l'antenna e il circuito elettronico sono sintonizzati sull'impulso di ritorno. La distanza tra il radar e la precipitazione è calcolata dalla seguente relazione:
O :
c = velocità della luce nel vuoto = 299.792,458 km / s n = indice di rifrazione dell'aria ~ = 1.0003 ma che varia con la temperatura, la pressione e il vapore acqueo contenuto nell'aria.La distanza massima misurabile senza ambiguità dipende dall'uso tra due impulsi successivi. Infatti, la posizione di ogni ritorno che arriva da un primo impulso, dopo che è partito un secondo impulso, sarà interpretata erroneamente come un ritorno da quest'ultimo. In generale viene utilizzato un intervallo di ascolto dell'ordine di 1 millisecondo , cioè mille volte la durata dell'impulso. Ciò consente un'autonomia massima utile di circa 250 km .
Oltre alla distanza, è possibile calcolare l'altezza dal suolo in cui si trovano i bersagli. Questo viene calcolato conoscendo l'angolo di elevazione del radar e la curvatura della Terra . È inoltre necessario tenere conto della variazione della densità degli strati dell'atmosfera. Il raggio radar infatti non si propaga in linea retta come nel vuoto ma segue un percorso curvo a causa del cambiamento dell'indice di rifrazione con l'altitudine.
La formula per trovare questa altezza è:
Dove r = distanza, k e = 4/3, a e = raggio della Terra , θ e : angolo di elevazione , h a : altezza del corno sopra la superficie della Terra.
RisoluzioneSi ritiene che due zone di precipitazione possano essere risolte distintamente solo se sono più che nell'intervallo e / o metà della larghezza del fascio in azimut (vedi Compressione dell'impulso ).
Dopo aver eseguito una rotazione completa a un determinato angolo di elevazione, la parabola verrà sollevata a un angolo più alto ed eseguirà un'altra rotazione. Questo scenario verrà ripetuto da più angolazioni in modo che il radar eseguirà una scansione tridimensionale dell'atmosfera in 5 o 10 minuti. Avremo così un'idea delle precipitazioni da un livello vicino al suolo fino a circa 15-20 km di altitudine e oltre 250 km di distanza.
A causa della curvatura della Terra e del cambiamento dell'indice di rifrazione dell'aria appena accennato, il sondaggio non sarà in grado di "vedere" sotto una certa altezza che dipende dalla distanza dal radar e dall'angolo minimo utilizzato. Inoltre, non sarà in grado di "vedere" più vicino al radar della traiettoria dell'angolo massimo utilizzato. La figura a sinistra mostra l'altezza rispetto alla distanza di una serie di angoli tipicamente utilizzati da un radar meteorologico canadese, questi angoli vanno da 0,3 a 25 gradi. L'immagine a destra fornisce un esempio di un volume coperto da un noioso a più angoli di elevazione. Il cono verde in basso rappresenta l'angolo minimo e il cono rosso al centro rappresenta l'angolo massimo.
Ogni paese determina il numero e gli angoli di elevazione utilizzati in base alle proprie esigenze specifiche. Diversi paesi utilizzano un numero limitato di angoli di livello relativamente basso per ottenere la migliore stima della quantità di precipitazioni, mentre i paesi con temporali predominanti aumenteranno la copertura verticale. Anche il tipo di radar, la lunghezza d'onda e la frequenza delle immagini sono fattori che determinano il numero di angoli rilevati.
I radar più comunemente usati sono quelli a scansione orizzontale, il cui principio è spiegato sopra. Si tratta di radar che utilizzano un'antenna parabolica di grande formato (da 3 a 10 metri di diametro) e che operano nelle lunghezze d'onda meno attenuate , cioè da 5 a 10 cm . I servizi meteorologici nazionali gestiscono diversi radar di questo tipo, i cui dati vengono elaborati individualmente o in rete.
Poiché il tempo è un argomento importante, alcune stazioni televisive negli Stati Uniti dispongono di radar meteorologici di dimensioni inferiori e utilizzano una lunghezza d'onda di 3 cm . I meteorologi assunti da queste stazioni utilizzano questi dati per dettagliare l'area più piccola coperta dal loro pubblico.
Gli aeroporti hanno esigenze molto specifiche oltre al rilevamento delle precipitazioni. Tra l'altro, il wind shear vicino alle piste è un elemento importante da conoscere per la sicurezza del volo. A tale scopo vengono utilizzati alcuni radar specializzati. Sondano anche orizzontalmente ma eseguono meno angoli di elevazione, a una risoluzione più elevata e più spesso. Un buon esempio sono i radar meteorologici aeroportuali TDWR (Terminal Doppler Weather Radar) utilizzati nei principali aeroporti statunitensi.
Diverse università e alcuni servizi meteorologici nazionali hanno sviluppato radar che possono essere spostati da un sito all'altro per studi di vari fenomeni meteorologici. Alcuni sono radar a grandezza naturale che possono essere smontati e collocati in un luogo per studi a lungo termine. Altri hanno antenne più piccole montate su un camion in grado di monitorare il tempo, ovunque si verifichi. È il caso del Doppler on Wheels (o DOW ), del Center for Severe Weather Research di Boulder (Colorado) , utilizzato per la ricerca sulla struttura di forti temporali , uragani e fenomeni meteorologici su piccola scala. Questi radar utilizzano una lunghezza d'onda inferiore per mantenere una buona risoluzione.
Un wind profiler è un tipo di radar montato verticalmente utilizzato in meteorologia per misurare la direzione e la velocità del vento utilizzando l' effetto Doppler-Fizeau ad altissima risoluzione (tipicamente da 100 a 200 m in verticale e meno di 100 m in orizzontale). Egli nota la variazione dell'indice di rifrazione dell'aria secondo la teoria dello scattering di Bragg ( legge di Bragg ). Questa variazione è dovuta alla turbolenza dell'aria in movimento al variare della sua densità. Quando l'indice cambia su una distanza che corrisponde alla metà della lunghezza d'onda del radar utilizzato, si ha un feedback costruttivo tra le onde di ritorno da zone di variazione successive.
Un radar a nuvole millimetriche è un radar puntato verticalmente che utilizza le frequenze estreme dell'ordine da 30 a 100 GHz per sondare le nuvole che passano sopra di noi. Viene utilizzato per determinare le caratteristiche delle nuvole e per studiarne la fisica con una risoluzione molto elevata dell'ordine di poche decine di metri di portata e da 1 a 10 secondi nel tempo. Questi radar non vengono utilizzati solo nella ricerca, ma quotidianamente in alcuni paesi dai meteorologi per monitorare il tempo.
Le goccioline delle nuvole hanno un diametro dell'ordine di 30-100 micrometri . Affinché lo scattering di Rayleigh si applichi e gli echi siano proporzionali alla loro intensità, la lunghezza d'onda utilizzata deve essere circa dieci volte quella del diametro dei target. Questo è il motivo per cui un radar millimetrico è adatto per sondare le nuvole. Un radar meteorologico convenzionale, che lavora a una lunghezza d'onda di un centimetro e adattato alle precipitazioni , utilizza una lunghezza d'onda troppo lunga.
Per misurare le proprietà delle nuvole, il radar deve essere puntato verticalmente e sondare sia in riflettività che in velocità radiale mediante effetto Doppler . In effetti, ciò che è interessante notare nella nuvola è il suo spessore, la sua base e la sua sommità , il contenuto di acqua e ghiaccio, nonché la sua variazione con l'altitudine, e infine la velocità verticale delle particelle. La creazione di profili cloud migliora quindi la comprensione delle nuvole.
Questi radar possono essere montati su un satellite come CloudSat e puntare verso il nadir , oppure a terra e puntare verso lo zenit. Essendo il segnale fortemente attenuato dall'acqua in forma liquida, il suono non può superare i 30 chilometri di spessore.
Uno degli usi importanti per la sicurezza dei passeggeri degli aerei è il radar meteorologico aereo. Permette al pilota di seguire le precipitazioni e il wind shear . In generale, il radar si trova nel muso dell'aereo, ma può anche essere trovato sotto l'aereo, sotto una delle ali o in coda, a seconda della configurazione o delle esigenze.
Diversamente radar di terra, l'antenna di un radar aereo deve essere utilizzato a diversi angoli che tengono conto del comportamento del velivolo. Quest'ultimo, infatti, può essere in salita, in discesa o in curva e deve essere integrato un meccanismo giroscopico di compensazione in modo da fornire un'immagine costante dell'ambiente.
La sfida principale dei radar meteorologici aerei è riuscire a filtrare sufficientemente l'eco dovuta alla vicinanza al suolo (in particolare durante il decollo e l' atterraggio ). Quest'ultimo è riportato dal lobo principale quando il radar punta verso il suolo, ma anche dai lobi secondari, qualunque sia la posizione del radar. Per ridurre l'importanza dell'eco del suolo, il lobo principale dovrebbe puntare sopra l'orizzonte. Pertanto, per ridurre il carico di lavoro dei piloti, i radar di nuova generazione regolano automaticamente l'inclinazione verticale del radar in base all'assetto del velivolo. È anche possibile regolare l'inclinazione manualmente dai piloti.
La tecnica più semplice per diminuire gli echi del suolo è usare l' effetto Doppler , assumendo che il suolo non si muova rispetto alle nuvole. La parte dello spettro del segnale ricevuto corrispondente a velocità Doppler prossime alla velocità zero viene filtrata. Questa tecnica ha diversi inconvenienti: anche parte della pioggia a bassa velocità radiale viene filtrata e l'eco degli oggetti in movimento sul terreno (come le automobili o le pale delle turbine eoliche) non viene filtrato adeguatamente con questo metodo. I moderni radar aviotrasportati utilizzano algoritmi di filtraggio più sofisticati (filtraggio dell'eco permanente, ecc.) E generalmente dispongono di un database del terreno ad alta risoluzione, che consente un migliore filtraggio degli echi del suolo.
A differenza dei radar terrestri, i radar aviotrasportati non ruotano di 360 gradi attorno all'aereo, ma si muovono solo avanti e indietro di 180 gradi su un singolo angolo di elevazione o lungo un cono il cui asse è l'orizzonte. In questo modo ottengono dati di tipo PPI che possono essere parziali e i piloti spesso regolano l'angolo di elevazione per identificare echi significativi.
Nei radar commerciali, le lunghezze d'onda utilizzate si trovano generalmente nella banda X (circa 3 cm, cioè frequenze da 8.000 a 12.500 MHz ), il che consente di utilizzare antenne piccole ma con una buona risoluzione. La portata massima utile è solitamente di 180 miglia nautiche (333 km ) ma più spesso il pilota la imposta da 30 a 80 miglia nautiche a causa dell'attenuazione a questa lunghezza d'onda e della necessità di concentrarsi, soprattutto sull'ambiente circostante.
Anche l'eco di ritorno riflesso dai target viene analizzato per la sua intensità al fine di stabilire il tasso di precipitazione nel volume campionato. Usiamo una lunghezza d'onda radar compresa tra 1 e 10 cm in modo che il ritorno agisca secondo la legge di Rayleigh , vale a dire che l'intensità del ritorno è proporzionale ad una potenza del diametro dei bersagli per quanto riguarda quelli qui (pioggia, fiocchi, ecc.) sono molto più piccole della lunghezza d'onda del raggio radar. Questa intensità grezza è proporzionale a 1 / R² e deve quindi essere rinormalizzata (vedi sopra ). Questo si chiama riflettività (Z). Questa intensità varia infatti come il 6 ° potenza del diametro del diametro D bersaglio (la sesta tempo ) moltiplicato per la distribuzione delle gocce di pioggia . Consideriamo la distribuzione di Marshall-Palmer dove la distribuzione delle goccioline di pioggia obbedisce alla relazione:
Dove N 0 è una costante fisica e Λ è una variabile fisica che dipende dal tasso di precipitazione.
Si ottiene così una funzione Gamma (troncata):
NB: Va notato che nel caso di un fiocco di neve, D è il diametro della gocciolina equivalente proveniente dal fuso.
Questa Z è dentro , il che si traduce in alcune unità piuttosto insolite. Inoltre, questa formula non tiene conto della natura del target. Per ottenere la riflettività equivalente (Z e ) che il radar vede, dobbiamo normalizzare e moltiplicare per il quadrato della costante dielettrica (K) del bersaglio per tener conto della sua efficienza di riflessione:
Le condizioni di utilizzo di questa formula sono:
Poiché ciò che otteniamo sul terreno è una quantità di precipitazione, vogliamo trovare la relazione tra la riflettività equivalente e ciò che misuriamo. Il tasso di precipitazione R è uguale al numero di particelle, al loro volume e alla loro velocità di caduta v (D) :
Vediamo quindi che Z e e R hanno una formulazione simile e risolvendo le equazioni arriviamo ad una relazione, chiamata ZR, del tipo:
un e b dipendono dal tipo di precipitazione (pioggia, neve, convettivo o stratiforme ) che ha differente , K, N 0 e v
I coefficienti con una distribuzione teorica delle gocce di pioggia nell'articolo originale di Marshall- Palmer del 1948 davano: a = 296 , b = 1,47 . Tuttavia, la più nota delle relazioni è la relazione di Marshall-Palmer ZR che dà a = 200 eb = 1.6. Questi valori sono stati ottenuti sperimentalmente confrontando la distribuzione delle gocce durante numerosi eventi di pioggia e i dati del radar della McGill University .
Dimostrazione della relazione Marshall-Palmer ZRPer semplicità, lo assumiamo . Il cast di Marshall-Palmer afferma che:
.Dopo aver effettuato un cambio di variabile si ottiene:
.Riconosciamo la funzione Gamma e quindi,
.Il peso di una goccia di pioggia con raggio R è:
La resistenza dell'aria applicata a una sfera è:
dove v è la velocità, Cx = 0,44 è il coefficiente di resistenza aerodinamica e ρ aria è la densità dell'aria. La velocità terminale è data da P = A e quindi,
Pertanto,
Il tasso di caduta è:
Pertanto,
Pertanto,
Si effettua ancora il cambio della variabile x = Λ D e quindi:
Finalmente,
Pertanto,
Pertanto,
Finalmente,
Pertanto,
Equivalentemente,
Notiamo che 14/9 = 1.55 ... e quindi il coefficiente b è vicino alla formula empirica di Marshall-Palmer.
Il sistema internazionale di unità viene utilizzata . Abbiamo N 0 = 8 × 10⁶ , 6! = 720 , ρ aria = 1,225 e ρ acqua = 10³ e C x = 0,44 . Pertanto,
Pertanto,
Quindi, nel Sistema internazionale di unità, otteniamo:
Quindi .
Se esprimiamo Z in mm⁶ / m³ e R in mm / h, otteniamo:
Il valore teorico di a è quindi inferiore del 22% rispetto al valore sperimentale.
È ancora una delle più utilizzate perché valida per la pioggia sinottica alle medie latitudini, caso molto frequente. Altre relazioni sono state trovate per situazioni di neve, pioggia sotto temporale , pioggia tropicale, ecc.
A rigor di termini, la differenza di frequenza generata, secondo il tradizionale Doppler, dallo spostamento di gocce di pioggia o fiocco di neve è troppo piccola per essere notata dall'attuale strumentazione elettronica. Infatti, le frequenze utilizzate sono dell'ordine degli Hz (lunghezze d'onda da 5 a 10 cm ) e le velocità target da 0 a 70 m / s che danno una variazione di frequenza solo del 10 −5 % . Viene quindi utilizzata la differenza di fase tra due impulsi successivi di ritorno dallo stesso volume sondato (coppia di onde pulsate). Tra ogni impulso, i bersagli si muovono leggermente creando questa differenza di fase. L'intensità di un impulso dopo un viaggio di andata e ritorno è data da:
L'intensità di un impulso successivo che ritorna dallo stesso volume sondato ma dove i target si sono leggermente spostati è data da:
pertanto
Dilemma Doppler
Ora diamo un'occhiata alla velocità massima che può essere misurata in modo univoco. Poiché l'angolo può variare solo tra - e + , non possiamo notare una velocità maggiore di:
Questa si chiama velocità di Nyquist . Per ottenere una migliore determinazione della velocità dei bersagli, è necessario inviare impulsi molto ravvicinati, quindi con piccolissimi. Ma sappiamo anche che la gamma di riflettività è
che richiede una t grande per essere sicuri della posizione degli echi che ritornano da lontano senza ambiguità. Questo dilemma Doppler limita quindi la gamma utile dei radar che utilizzano questo effetto. Nella tabella a destra possiamo vedere la variazione di questi due parametri in funzione della frequenza di ripetizione dell'impulso (1 / t). Occorre quindi un compromesso che in generale si traduca in radar Doppler con una portata utile da 100 a 150 km .
MiglioramentoAlcune tecniche consentono tuttavia di estendere la velocità massima per ridurre l'effetto di questo famoso dilemma. Si tratta dei cosiddetti metodi a frequenze di ripetizione multipla ( PRF multiple ) che consistono nell'emettere impulsi a velocità di ripetizione diverse, molto vicine tra loro, e nel ricombinare le corrispondenti velocità Doppler individuali. Pertanto, con una certa velocità di ripetizione, si ottiene una velocità per il bersaglio mentre con un'altra velocità, la velocità annotata sarà diversa. Con un semplice calcolo, possiamo dedurre la velocità reale e aumentare la velocità finale univoca. Con una gamma di frequenze di impulso, la velocità massima rilevabile viene aumentata per la stessa gamma massima.
La rete canadese di radar meteorologici , che utilizza una lunghezza d'onda di 5 cm , è dotata di questo tipo di elaborazione radar dal 1999. Senza la tecnica, si noterebbe una velocità univoca tra 11 e 15 m / s per un raggio di 150 km . Utilizzando la tecnica con due velocità si ottengono 48 m / s senza modificare la portata massima. Se si volesse modificare questo intervallo, l'intervallo di frequenza di ripetizione utilizzabile sarebbe inferiore e anche la velocità massima univoca sarebbe inferiore, anche con questa tecnica.
I radar della rete operativa francese ARAMIS sono stati recentemente dotati di tale schema ( 2006 ). Questa tecnica consente di estendere la portata massima a più di 200 km pur avendo una velocità univoca dell'ordine di 60 m / s (Tabary et al. 2006). In questo caso, vengono utilizzate tre frequenze di ripetizione per estendere ulteriormente la gamma di velocità. Ma ancora una volta, il dilemma esiste, dobbiamo solo cambiare la pendenza delle linee sul grafico.
InterpretazioneQuesta velocità è chiamata velocità Doppler. Fornisce solo la componente radiale dello spostamento, nota come velocità radiale . Tuttavia, è possibile inferire con una certa precisione le velocità e le direzioni reali se lo schermo è sufficientemente pieno di precipitazioni. Pensa a una pioggia autunnale che dura tutto il giorno e si sposta in modo uniforme da ovest a est. Il raggio radar che punta verso ovest vedrà quindi le gocce avvicinarsi e viceversa quando punta verso est. D'altra parte, quando il radar punta a nord e sud, le gocce non si avvicinano né si allontanano da esso perché passano perpendicolari al raggio. Quindi la velocità annotata sarà zero.
SinotticoSe ricordiamo che il radar ruota di 360 gradi, vedrà quindi tutte le componenti della proiezione della velocità di queste gocce sulla sua linea di vista. L'insieme delle velocità su un giro completo assumerà i valori di un coseno (massimo sinusoide nella direzione di spostamento della pioggia e zero nella direzione perpendicolare). Sulla base di ciò, possiamo quindi dedurre la direzione e la velocità delle precipitazioni (+/- quella del vento) sulla regione coperta dal radar.
Tuttavia, la velocità di caduta è stata trascurata, ma è bassa per angoli di elevazione inferiori a 3 gradi entro 150 km dal radar, che sono più spesso gli angoli cercati. Uno sguardo più elevato deve tenerne conto.
MesoscalaNell'area coperta da un radar, tuttavia, potrebbero esserci aree più piccole in cui il vento è diverso. Ad esempio, in un temporale ci possono essere rotazioni e turbolenze . A questa scala, chiamata mesoscala , il radar osserva ancora solo la componente radiale ma è possibile riconoscere firme come quella di una rotazione ( mesociclone ), una divergenza ( raffica discendente ) o una convergenza ( fronte di raffica ).
In generale, la maggior parte delle idrometeore ha un asse più grande lungo l'orizzontale (ad esempio, le gocce di pioggia diventano oblate quando cadono a causa della resistenza dell'aria). L'asse del dipolo delle molecole d'acqua tende quindi ad allinearsi in questa direzione e il fascio radar sarà generalmente polarizzato orizzontalmente per sfruttare il massimo ritorno.
Se inviamo contemporaneamente un impulso con polarizzazione verticale e un altro con polarizzazione orizzontale, potremo notare una differenza di diverse caratteristiche tra questi ritorni:
I cosiddetti radar a doppia polarizzazione che utilizzano questo tipo di sondaggio possono quindi ottenere indicazioni sulla forma dei bersagli oltre che sulla mescolanza delle forme. Questa può essere utilizzata, oltre all'intensità del ritorno, per un'identificazione diretta del tipo di precipitazione (pioggia, neve, grandine, ecc.) Grazie ad un algoritmo . Può persino rilevare detriti sollevati da un tornado attraverso l'identificazione del collare di detriti , chiamato anche "cespuglio".
L'NCAR negli Stati Uniti è stato uno dei centri pionieri in questo campo con Dusan S. Zrnic e Alexander V. Ryzhkov. Il NOAA ha messo alla prova il principio su un radar operativo dei primi anni 2000 in un programma chiamato Joint Polarization Experiment (JPOLE) e 2010Aprile 2013, i radar della rete NEXRAD sono stati aggiornati installando la doppia polarizzazione.
In Canada, la McGill University (Montreal, Canada) dispone di un radar in banda S i cui dati sono stati utilizzati operativamente fino aottobre 2018dal servizio meteorologico del Canada . La MSC ha un altro radar dual polarizzato a King City nella periferia nord di Toronto, ma in C di banda . La rete radar meteorologica canadese è stata gradualmente aggiornata con radar in banda S a doppia polarizzazione dal 2018.
Infine, Météo-France ha aperto i suoi primi radar polarizzati nel 2008 e altri centri, come Poldirad in Germania, stanno continuando la ricerca in questo settore.
Tutti i dati ottenuti dal suono del radar vengono visualizzati nel suo formato. Alcuni prodotti vengono utilizzati per visualizzare più di un tipo di dati mentre altri sono più specifici. Infine, a seconda del tipo di dati, il display utilizzerà una convenzione di colore che varierà.
In origine, i dati sulla riflettività erano visti solo dall'operatore radar su un display CRT , quindi l'intensità era indicata dal cambiamento di luminosità. Successivamente, sono state prodotte fotografie di queste immagini o immagini analogiche su carta nei toni del bianco e del grigio. Quando i computer hanno reso possibile elaborare digitalmente i dati del radar meteorologico, è diventato possibile mettere in relazione un colore con un tasso di precipitazione. Questa pratica si è diffusa ad altri tipi di dati quando sono diventati disponibili. I dati di riflettività, velocità radiale e doppia polarimetria utilizzano in genere un codice colore diverso. Non esiste una convenzione internazionale sui colori da utilizzare ma piuttosto una pratica che si è diffusa con il commercio nel settore.
RiflettivitàIn generale, le immagini riflettenti utilizzano una variazione di colore simile a quella dell'arcobaleno . Le intensità più deboli sono indicate dal blu chiaro ( ciano ), le intensità moderate dal giallo e quelle forti dal rosso e poi dal magenta . Le intensità possono essere correlate alla riflettività in dBZ o al suo equivalente in millimetri / centimetri all'ora. Ad esempio, le immagini disponibili sul sito web del Meteorological Service of Canada utilizzano questa scala: in inverno, il viola rappresenta il tasso di precipitazione più alto (20 cm / h ) mentre il blu-verde in fondo alla scala rappresenta il tasso più basso (0,1 cm / h ). Durante i mesi estivi la scala della riflettività è sostituita da quella delle precipitazioni, in mm / h, che va da una traccia a più di 100 mm / h .
Tuttavia, alcuni utenti preferiscono codici numerici più facili da interpretare. Pertanto, quando un pilota di aeroplano o un controllore del traffico aereo descrive l'intensità degli echi delle precipitazioni sul display radar, utilizzano i livelli: livello 1 per precipitazioni basse, livello 2 per precipitazioni moderate possibilmente correlate a bassa visibilità e turbolenza, livello 3 per precipitazioni intense pioggia / neve in relazione a condizioni di volo pericolose.
Alcuni display commerciali mostrano il tipo di precipitazione. Pertanto, le immagini che si possono vedere nelle trasmissioni televisive in inverno possono separare le zone di pioggia, pioggia gelata e neve. Non si tratta di informazioni provenienti dal radar, ma di un'associazione con informazioni provenienti da stazioni meteorologiche di superficie. Un programma analizza la temperatura, il punto di rugiada e il tipo di precipitazione segnalati dai METAR sotto una zona di eco radar e divide le zone. Questa analisi può essere migliorata utilizzando i dati dei modelli numerici di previsione meteorologica come campo di prova, ma questo è ancora soggetto a errori di livellamento e non tiene conto degli effetti su piccola scala nella distribuzione dei tipi di precipitazione (aria fredda intrappolata in una valle che dà pioggia gelata invece di pioggia per esempio). Quando i dati sulla doppia polarizzazione saranno ampiamente disponibili, tale analisi sarà più affidabile.
Velocità DopplerNel caso della velocità radiale ottenuta dai dati Doppler, il principio dello spostamento verso il rosso o verso il blu viene utilizzato come in astronomia. Quindi l'area con precipitazione in avvicinamento al radar sarà indicata dai colori freddi blu / verde / viola, a seconda della loro velocità radiale, mentre la precipitazione in ritirata sarà rappresentata da colori caldi rosso / giallo. Le velocità di avvicinamento possono anche essere indicate da un numero positivo e quelle di allontanamento da un numero negativo, il valore che rappresenta l'ampiezza della velocità radiale.
Poiché i dati rilevati dal radar vengono acquisiti un angolo di elevazione alla volta, le prime immagini erano di una visualizzazione panoramica dei dati da ciascun angolo individualmente (PPI). Questo tipo di dati deve essere interpretato tenendo presente che il raggio del radar si alza dal suolo man mano che ci si allontana dal radar. Quindi quello che vediamo vicino al radar è a un livello molto più basso di quello che vediamo a 200 km .
Di conseguenza, una nuvola con tassi di pioggia elevati a 30 km dal radar può sembrare che diminuisca o aumenti di intensità man mano che si allontana dal radar. Infatti, poiché il nostro raggio è più alto nella nuvola per la seconda volta, guarda un'altra sezione di quest'ultima.
Un PPI è anche affetto da ritorni provenienti dal suolo vicino al radar perché una parte dell'energia emessa finisce nei lobi laterali fuori dall'asse del fascio principale. Ciò fornisce rendimenti molto forti che possono essere interpretati erroneamente come forti precipitazioni.
UTILIZZO: Tutti i tipi di dati: riflettività, velocità radiale e diversi campi polarimetrici.
Per superare i problemi di PPI, CAPPI è stato sviluppato da ricercatori canadesi. Si tratta infatti di una sezione orizzontale attraverso tutti gli angoli di elevazione rilevati dal radar. A seconda del numero di angoli e delle loro altezze, è possibile eseguire un taglio più o meno preciso. A seconda del livello del nostro taglio, succede anche che ad una certa distanza non abbiamo più dati alla quota voluta. Ciò che viene quindi visualizzato sul CAPPI sono i dati del PPI più vicini a quel livello.
Ad esempio, sull'immagine degli angoli sopra (sezione strategia di rilevamento ), i 24 angoli vanno da 0,5 a 25 gradi e possiamo quindi fare un CAPPI attraverso questi dati. Le linee a dente di sega in grassetto rappresentano i CAPPI a 1,5 e 4 km di altitudine. Si noti che oltre i 120 km , l'angolo più basso supera 1,5 km e che a 200 km supera i 4 km . Quindi la porzione del CAPPI che sarà oltre questi limiti sarà quindi piuttosto un PPI dell'angolo più basso.
UsoAffinché un CAPPI dia immagini punto a punto relativamente uniformi, i dati sono necessari a un numero sufficiente di angoli in verticale per evitare buchi nella copertura verticale. Inoltre, è importante che il campo dati sia esente da bruschi cambiamenti con l'altezza. Questo è il motivo per cui sono principalmente i dati di riflettività che vengono visualizzati sui CAPPI.
I dati di velocità Doppler sono generalmente più rumorosi perché la direzione del vento può cambiare improvvisamente entro poche centinaia di metri di elevazione, il che può causare immagini CAPPI a bande se il taglio viene effettuato intorno all'altezza di quel cambiamento. Solo la McGill University (Montreal, Canada) produce regolarmente CAPPI Doppler. Tuttavia, alcuni ricercatori lo usano, tra le altre cose, per l'analisi della circolazione intorno ai cicloni tropicali e per lo sviluppo di prodotti NEXRAD .
Infine, i dati a doppia polarizzazione sono nuovi e possono anche essere rumorosi. Non si conosce alcun esempio CAPPI di questi dati, ma almeno una società di elettronica radar chiamata SIGMET dispone di un software per farlo.
Esempi in tempo realeUno degli usi principali dei radar meteorologici è quello di essere in grado di rilevare le precipitazioni a distanza per usi idrometrici . Ad esempio, servizi di controllo del flusso fluviale, allerta inondazioni , pianificazione di dighe , ecc. tutti hanno bisogno di conoscere la quantità di pioggia e neve che cadono su vaste aree. Il radar integra idealmente una rete di pluviometri estendendo la raccolta dei dati su una vasta area, la rete utilizzata per la sua calibrazione . Questo prodotto ha nomi diversi: mappa o immagine degli accumuli (Canada), livello dell'acqua (Francia o in idrologia ), mappa dei livelli di precipitazione, ecc.
Per creare un'immagine degli accumuli, moltiplicare il tasso di precipitazione ottenuto a basso livello in un sondaggio radar per la durata desiderata. Man mano che la precipitazione si sposta, possiamo solo prendere la velocità in un singolo punto nel tempo e dobbiamo quindi effettuare diversi sondaggi a intervalli regolari e distribuire la precipitazione tra ogni fase temporale. Ad esempio, se generiamo un PPI o un CAPPI di basso livello ogni 10 minuti. Confrontando queste immagini al computer, possiamo ricavare la velocità e la direzione del movimento dell'area di precipitazione. Il tasso di precipitazione X (al minuto), che si sposta dal punto A al punto B tra due fasi temporali, lascerà quindi 10 X millimetri di pioggia. Questa quantità viene poi distribuita equamente lungo tutto il percorso da A a B. Per ottenere accumuli su periodi più ampi (ore, giorni, ecc.) È quindi sufficiente sommare i dati di più fasi temporali di sondaggio.
Come verrà discusso più avanti nell'articolo, tuttavia, alcuni artefatti potrebbero mescolarsi ai dati effettivi nel ritorno al radar. Per avere una stima più precisa degli accumuli, sarà necessario filtrarli prima di produrre queste mappe di accumulo.
La riflettività composita o massima riflettività , è un'immagine radar in cui ogni punto rappresenta il valore massimo (in DBZ ) della riflettività nella colonna d'aria sondata. Questo prodotto è chiamato riflettività composita per il National Weather Service negli Stati Uniti e MAXR in Canada.
Un radar meteorologico sonda in sequenza una serie di angoli verticali su 360 gradi. La riflettività a ciascuno di questi angoli rappresenta il tasso di precipitazione lungo un cono che si allontana dal radar. Ogni angolo può essere visto su un'immagine PPI . Tuttavia, questo tasso varia con l'altitudine e un singolo PPI non dà un'idea completa della struttura verticale delle precipitazioni.
Nel composito, verranno visualizzate le intensità più elevate tra quelle disponibili ai diversi angoli sopra ogni punto dell'immagine. È un prodotto radar creato per confrontare la riflettività di basso livello con la riflettività totale nella colonna d'aria al fine di individuare determinate caratteristiche di nuvole o artefatti nei dati radar.
Un altro campo di utilizzo dei radar è quello dell'aviazione. Una mappa molto utile per questa zona è rappresentata dai picchi di precipitazione. In effetti, gli aerei vogliono conoscere l'altezza delle cime delle nuvole, comprese quelle dei temporali, per sapere a quale altitudine volare per evitare nuvole pericolose. Poiché il radar meteorologico sonda un volume tridimensionale, possiamo quindi trovare l'altezza alla quale terminano le precipitazioni. A rigor di termini, questa non è l'altezza delle nuvole, poiché la parte superiore di esse contiene solo goccioline non abbastanza grandi da essere visibili sul radar, ma si sta avvicinando a loro.
Il modo per farlo è semplicemente prendere i dati dall'angolo più alto verso il basso e annotare l'altezza e le posizioni in ogni angolo di avvistamento in cui verrà superato un tasso di precipitazione soglia. Più bassa è questa velocità, più ci avviciniamo alla cima reale della nuvola.
Per conoscere la struttura verticale delle precipitazioni nelle nuvole, che è importante per riconoscerne il tipo, è stato sviluppato un prodotto in sezione verticale dei dati radar. Questi essendo presi su numerosi angoli di elevazione e su 360 gradi di azimut, costituiscono per ogni suono completo una matrice di valori in 3 dimensioni. Determinando una linea di sezione è quindi possibile mostrare riflettività, velocità e valori polarimetrici lungo la verticale dal punto A al punto B come nell'immagine a fianco. La risoluzione dell'immagine dipende dal numero di angoli rilevati in verticale, dalla distanza dal radar e dalla risoluzione azimutale: minore è il numero di angoli o la distanza dal radar, più grossolani sono i dati.
Questo tipo di sezione è talvolta chiamato sezione trasversale, ma questo termine è vago perché si applica a qualsiasi sezione lungo qualsiasi asse in un volume di dati. Pertanto, può essere applicato anche a tagli orizzontali che danno il CAPPI .
Un prodotto simile, ma generato in modo totalmente diverso, è lo “sweep verticale”. In questo caso, il radar meteorologico non esegue una scansione a 360 gradi intorno al sito, ma piuttosto una scansione verticale in un singolo azimut come un radar del sito . I dati rappresentano quindi un suono verticale ad altissima risoluzione in una direzione. Questo tipo di sondaggio viene utilizzato solo nella ricerca per studiare un fenomeno come un cumulonembo relativamente vicino al radar e richiede una visualizzazione altezza / distanza (RHI).
Tutti i prodotti derivati dai dati radar possono essere animati. L'utente può così vedere l'evoluzione della zona di riflettività, velocità, ecc. e ricavare informazioni sul movimento e sulla dinamica del fenomeno meteorologico osservato. Ad esempio, è possibile estrapolare lo spostamento del disturbo, per prevedere a breve termine l'arrivo della pioggia su una città di interesse. L'animazione permette anche di osservare lo sviluppo o la diminuzione delle precipitazioni .
Questa previsione immediata può essere fatta manualmente dall'utente o da un sistema esperto che estrae le variazioni temporali degli echi. Infatti, un software può localizzare le zone di precipitazione applicando criteri di continuità orizzontale e verticale degli echi radar, quindi effettuare una correlazione incrociata per trovare la loro velocità e direzione di spostamento. Infine, un modello numerico per la previsione dello sviluppo delle precipitazioni può essere utilizzato per affinare l'estrapolazione.
Nelle sezioni seguenti verranno discussi i diversi tipi di segnali radar che non provengono da idrometeore (e che interferiscono con l'interpretazione visiva). Un'animazione permette di identificare artefatti non meteorologici aventi un comportamento casuale (ad esempio rumore o propagazione anormale) nel caso in cui non siano stati preventivamente filtrati. Tuttavia, alcuni altri artefatti, come gli echi degli uccelli (o anche delle zanzare), si muovono nello stesso modo in cui farebbero le precipitazioni e l'uso della sola animazione non li identificherà.
I dati di un singolo radar meteorologico sono utili se si guarda solo a breve distanza e per un periodo di tempo relativamente breve. Tuttavia, per vedere correttamente il movimento delle precipitazioni, le uscite di diversi radar devono essere collegate in rete su una mappa a mosaico. Poiché i diversi radar possono avere caratteristiche differenti, inclusa la loro calibrazione, e avere zone sovrapposte, è necessario fornire un albero decisionale per scegliere quale valore mettere in un punto in modo da avere un continuum.
Per i radar che possono avere una certa attenuazione in caso di forti precipitazioni, come quelli con lunghezza d'onda di 5 cm , generalmente metteremo i dati del radar con il ritorno più forte in un punto se due radar coprono questo punto. Per i radar che non hanno attenuazione notevole, come quelli da 10 cm , metteremo invece il valore del radar più vicino.
Questo può anche variare tra l'inverno e l'estate. Nel primo caso possono esserci molte differenze di posizione dovute al trasporto da parte dei venti e alle variazioni del tasso di precipitazione per sublimazione ( virga ). Ciò può comportare una grande differenza tra il livello dei dati del radar e il suolo.
Di seguito sono riportati alcuni siti per visualizzare i dati nelle reti:
Dati dalla rete Météo-France ( ARAMIS )
Per identificare meglio le informazioni contenute nei dati di un radar, sono stati sviluppati vari algoritmi informatici . Infatti un meteorologo con l'occhio informato e con molta esperienza saprà interpretare queste uscite ma certi dettagli richiedono troppa attenzione. Ciò è particolarmente vero per i dati Doppler che forniscono solo la componente radiale.
I principali algoritmi di riflettività sonoL'interpretazione dei dati radar dipende da diversi presupposti che non sono sempre soddisfatti:
Il raggio radar viaggia attraverso l'atmosfera e incontra molte cose oltre alla pioggia o alla neve. È quindi necessario saper riconoscere la firma di questi artefatti per poter interpretare correttamente i dati.
L' indice di rifrazione (n) nel vuoto è 1 ma varia in aria con la temperatura (T), la pressione (p) e la pressione del vapore acqueo (e) secondo la formula:
Si presume che il raggio radar viaggerà in un'atmosfera standard in cui temperatura, umidità e pressione diminuiscono in una curva normale con l'altitudine. Il calcolo della posizione degli echi e della loro altitudine dipende da questo presupposto. Se c'è una variazione da questo standard, c'è una propagazione anormale .
OverfractionAccade spesso che le inversioni di temperatura avvengano a basso livello per raffreddamento notturno sotto un cielo sereno, o ad altitudine per subsidenza . Inoltre, l'umidità può essere catturata vicino al suolo e diminuire rapidamente con l'altitudine in una caduta fredda sotto un temporale, quando l'aria calda passa sull'acqua fredda o in un'inversione di temperatura.
Questi diversi casi cambiano la stratificazione dell'aria. L'indice di rifrazione diminuisce quindi più rapidamente del normale nello strato di inversione di temperatura o umidità, che fa piegare il raggio radar verso il basso. Se l'inversione è vicino al suolo, il raggio colpisce il suolo a una certa distanza dal radar e poi ritorna su quest'ultimo. Poiché l'elaborazione radar prevede un ritorno da una certa altezza, posiziona erroneamente l'eco in quota.
Questo tipo di falsa eco è facilmente individuabile, se non ci sono precipitazioni, osservando una sequenza di immagini. Vediamo in alcuni punti echi molto forti che variano di intensità nel tempo ma senza cambiare luogo. Inoltre, c'è una grande variazione di intensità tra i punti vicini. Come più spesso accade nell'inversione notturna, tutto inizia dopo il tramonto e scompare al mattino. L'estremo di questo fenomeno si verifica quando l'inversione è così pronunciata e su uno strato sottile che il raggio radar rimane intrappolato nello strato come in una guida d'onda . Rimbalza più volte sul terreno prima di tornare al radar. Questo crea echi di propagazione anormale in più bande concentriche.
D'altra parte, se l'inversione è dovuta ad una inversione prefrontale ( fronte caldo ), possono esserci precipitazioni mescolate alla propagazione anormale che rende più problematica la rilevazione. Infine, se l'inversione è in quota, il raggio radar potrebbe colpire precipitazioni reali ma la sua posizione sarebbe troppo bassa rispetto alla realtà.
InfrarossiSe la temperatura dell'aria diminuisce più rapidamente che nell'atmosfera standard, come in una situazione di aria instabile ( convezione ), si verifica l'effetto opposto. Questa situazione è prevedibile con il suono aerologico ma è difficile da individuare sul display del radar. Il raggio radar è quindi più alto di quanto si pensi e gli echi sono quindi a un livello inferiore a quello indicato. Il raggio può anche attraversare un'area di precipitazione che normalmente sarebbe stato in grado di rilevare e lafrazione infrarossa limita così la portata del radar meteorologico limitando la rivelazione a un livello basso.
Uno dei presupposti dell'interpretazione radar è che il ritorno dei bersagli sia proporzionale al diametro dei bersagli. Ciò si verifica quando le gocce sono dell'ordine di 10 volte più piccole della lunghezza d'onda utilizzata. Se i target sono troppo piccoli, il dipolo delle molecole d'acqua contenute nel target (es. Goccioline di nuvole di pochi micron di diametro) sarà troppo piccolo per essere eccitato e il feedback sarà invisibile al radar.
Se invece il target si avvicina alla lunghezza d'onda (es. Grandine di 5 cm ), il dipolo del target sarà eccitato in modo non lineare e il ritorno non sarà più proporzionale. Questa zona è chiamata diffusione secondo la teoria di Mie .
Quindi un radar meteorologico operativo (5 e 10 cm in generale) non può percepire la pioggerella o le nuvole. D'altra parte, se la riflettività supera i 50 dBZ, è molto probabile che si tratti di grandine, ma non è possibile specificare il tasso di precipitazione.
Il raggio del radar ha una certa larghezza e i dati vengono acquisiti con un numero definito di impulsi a ciascun angolo di visione nonché ad angoli di elevazione discreti. Di conseguenza, disponiamo di dati che calcolano la media dei valori di riflettività, velocità e polarizzazione sui volumi target. Più siamo lontani, come abbiamo visto sopra, maggiore è questo volume.
Nella figura a sinistra, vediamo in alto un tratto verticale realizzato quando un temporale è passato su un wind profiler . Quest'ultimo ha una risoluzione di 150 m secondo la verticale e 30 m secondo l'orizzontale, il che significa che possiamo vedere molti dettagli. Si può vedere, tra le altre cose, che la riflettività cambia rapidamente in alcuni punti ( gradiente ).
Confrontate questa immagine con quella inferiore, simulata dalle caratteristiche di un raggio radar meteorologico di 1 grado di larghezza, a una distanza di 60 km . Il degrado può essere visto molto chiaramente, il che è particolarmente importante nelle aree in cui il dislivello è forte. Ciò mostra come i dati radar possono facilmente deviare dal presupposto che il volume rilevato sia riempito con bersagli disposti in modo uniforme. Inoltre, il raggio radar che fa la media su un'area più ampia, incorpora regioni che non hanno obiettivi con gli altri, ingrandendo così l'immagine delle precipitazioni oltre la realtà. Questi effetti di smussamento e diffusione delle zone aumentano con la distanza, il che può indurre l'utente a credere che le zone di precipitazione che si allontanano dal radar diventino meno intense.
L'immagine a destra mostra i dati di un forte temporale . L'immagine in alto, ripresa da un radar TDWR, ha una risoluzione doppia rispetto a quella del NEXRAD . Possiamo vedere molto meglio i dettagli che aiuteranno il meteorologo a riconoscere la pericolosa configurazione dell'eco di un tornado . Diminuire la larghezza del fascio, aumentando il diametro dell'antenna o diminuendo la lunghezza d'onda di sondaggio, è quindi un fattore importante per soddisfare meglio l'ipotesi di un volume riempito uniformemente ma non fa nulla per il degrado con la distanza.
Oltre a pioggia, neve, nevischio e altre precipitazioni, il radar meteorologico può ricevere echi da altre fonti. I principali dati inquinanti sono:
Ognuno di questi manufatti ha le proprie caratteristiche che permettono di riconoscerli come vere e proprie precipitazioni ad un occhio allenato. Nella sezione Soluzioni di seguito, è mostrato che è possibile filtrarli combinando riflettività, velocità Doppler e polarizzazione. Questi dati possono essere utili per alcuni utenti una volta separati dalle precipitazioni. Ad esempio, diversi studi universitari e governativi hanno permesso di estrarre dati sul periodo, l'altezza e la traiettoria migratoria degli uccelli e delle farfalle monarca da questi echi parassiti. Queste informazioni sono utili per programmi di sviluppo di aree naturali, pianificazione di parchi eolici e qualsiasi altra attività che possa influenzare le popolazioni di uccelli o insetti.
Il radar meteorologico può anche percepire detriti nell'atmosfera sondata che possono essere utilizzati da vari utenti:
I parchi eolici sono una nuova fonte di falsi ritorni. Gli alberi sono metallici e le pale di questi dispositivi sono spesso realizzate in fibra di vetro o fibra di carbonio, ma hanno un inserto metallico che funge da scaricatore di sovratensioni . Possono restituire un segnale abbastanza forte al radar quando si trovano abbastanza in alto da essere in linea di vista del raggio. Sebbene l'eco di una singola turbina eolica lontana dal radar possa essere trascurabile nel volume emesso, un parco eolico situato vicino al radar fornirà un feedback totale non trascurabile. Inoltre, poiché le lame stanno ruotando, i dati sulla velocità radiale saranno diversi da zero.
Pertanto, gli echi di un parco eolico possono essere scambiati per precipitazione o mescolarsi con esso. In quest'ultimo caso, se l'orientamento delle pale è corretto, si può anche notare un doppietto di velocità che si allontanano e si avvicinano al radar che assomigliano a un mesociclone e che verranno rilevate erroneamente dal programma di elaborazione dati. Ciò è accaduto ad esempio nel 2009 a Dodge City , Kansas , USA, e ha attivato un allarme tornado non necessario quando una firma tornadica rotante è stata analizzata nei dati del radar NEXRAD locale.
Infine, gli aerogeneratori sono un ostacolo fisico che taglia parzialmente il raggio radar e quindi porta a problemi di ombre totali o parziali. Come altri blocchi, questo diminuisce il ritorno dalle precipitazioni a valle del parco eolico che porterà alla loro sottostima. Sono in corso studi sia su turbine eoliche per ridurre la loro superficie equivalente radar, sia su algoritmi radar per consentire loro di distinguere le turbine eoliche da altri echi.
Qualsiasi onda elettromagnetica può essere assorbita passando attraverso qualsiasi mezzo perché eccita le molecole che la compongono. Questo può quindi rimuovere alcuni dei fotoni per modificare il livello di energia del mezzo. L'aria non è molto assorbente, ma la molecola d'acqua lo è. Più la lunghezza d'onda portante del fascio radar si avvicina a quella delle gocce d'acqua (da 0,1 a 7 millimetri), più il dipolo di queste molecole sarà eccitato e più l'onda sarà attenuata dalla precipitazione incontrata.
Di conseguenza, i radar meteorologici utilizzano tipicamente una lunghezza d'onda di 5 cm o più. A 5 centimetri, durante piogge intense, si ha una perdita di segnale a valle di esse sull'immagine radar (vedi immagine). Tuttavia, l'attenuazione è da zero a accettabile in caso di precipitazioni da leggere a moderate e neve. Questo è il motivo per cui la maggior parte dei paesi nelle regioni temperate (Canada e gran parte dell'Europa) utilizza questa lunghezza d'onda. Richiede una tecnologia meno costosa ( magnetron e antenna più piccola ). Le nazioni con una predominanza di forti temporali usano una lunghezza d'onda di 10 centimetri che è attenuata in modo trascurabile in tutte le condizioni ma è più costosa ( klystron ). È il caso di Stati Uniti, Taiwan e altri.
Le lunghezze d'onda inferiori a 5 cm sono fortemente attenuate, anche in caso di pioggia moderata, ma possono essere di qualche utilità a distanza ravvicinata, dove la risoluzione è più fine. Alcune stazioni televisive statunitensi utilizzano radar da 3 centimetri per coprire il loro pubblico oltre al NEXRAD locale. Tuttavia, la doppia polarizzazione dei radar meteorologici consente di utilizzare nuovi parametri per correggere i dati attenuati. Diversi paesi che aggiornano le loro reti radar in banda C in questo modo, come il Canada e la Francia, sono stati sviluppati algoritmi robusti per effettuare automaticamente questa correzione. Questi algoritmi variano a seconda delle caratteristiche del raggio e della lunghezza d'onda.
Come abbiamo visto in precedenza, il ritorno della riflettività è proporzionale al diametro, al numero e alla costante dielettrica del target. Tra un fiocco di neve e una goccia di pioggia della stessa massa, c'è un'importante differenza di queste tre variabili. Quindi il diametro di un fiocco è molto più grande di quello della goccia ma la costante dielettrica è molto più piccola. Poiché i fiocchi cadono più lentamente, hanno una concentrazione maggiore rispetto alle gocce, ma queste ultime spesso si scontrano per formare bersagli più grandi. Quando si prendono in considerazione tutti questi fattori e si calcola la riflettività di ciascuno di questi due target, ci si rende conto che la differenza è di circa 1,5 dBZ a favore del calo.
Quando la neve, in quota, scende al suolo e incontra l'aria sopra il punto di congelamento, si trasforma in pioggia. Quindi ci aspettiamo che la riflettività aumenti di circa 1,5 dBZ tra un dato radar preso nella neve e un altro preso sotto la pioggia. All'altitudine in cui la neve inizia a sciogliersi, tuttavia, si registra un aumento delle riflettività fino a 6,5 dBZ. Che cosa sta succedendo?
A questo livello, abbiamo a che fare con i fiocchi bagnati. Hanno ancora un grande diametro, che si avvicina a quello dei fiocchi di neve, ma la loro costante dielettrica si avvicina a quella della pioggia e cadono lentamente. Abbiamo quindi i tre fattori che favoriscono una maggiore riflettività. Ciò si traduce in un'area chiamata fascia lucida. Nei dati radar, su PPI o CAPPI, che oltrepassano questo livello, vedremo quindi un aumento dell'intensità delle precipitazioni che non è reale.
L'utilizzo dei tassi di precipitazione contaminati dalla banda luminosa porterà quindi a una sovrastima delle quantità di pioggia sul terreno. Diverse tecniche sono state sviluppate per filtrare questo artefatto da diversi servizi meteorologici. Il principio generale è individuare il livello della striscia luminosa e cercare di utilizzare i dati sotto la pioggia, se possibile, o altrimenti nella neve sopra, ma con correzione.
Il raggio emesso non è una spazzola come un raggio laser, ma piuttosto ha la forma di un modello di diffrazione attraverso una fessura poiché l'onda emessa esce attraverso la fessura di un tubo di guida d'onda nel punto focale di una parabola satellitare . Il picco centrale (il raggio radar) è più o meno una curva gaussiana ma ci sono picchi secondari che possono anche illuminare bersagli fuori dall'asse principale. Tutto è fatto per ridurre al minimo l'energia dei picchi secondari ad una piccola frazione del picco centrale ma non sono mai nulli.
Quando il raggio del radar passa sopra un'eco particolarmente forte, il ritorno dell'energia dal picco centrale è nella linea di vista. I ritorni dei picchi secondari (vedi lobo secondario ) arrivano, da parte loro, nello stesso momento in cui il picco centrale illumina un altro angolo di visione. Quando il ricevitore rileva l'angolo di visione del picco centrale, i ritorni dei picchi secondari vengono quindi annotati con un azimut errato che crea un debole falso ritorno su entrambi i lati della nostra vera eco.
Il raggio radar viene riflesso dal bersaglio in tutte le direzioni. In generale, il feedback da più riflessioni nel cloud è trascurabile. In determinate condizioni in cui il nucleo della precipitazione è intenso (come la grandine ), una parte significativa dell'energia del raggio radar verrà riflessa al suolo. Poiché quest'ultimo è molto riflettente, restituirà una buona parte di esso al cloud. L'area di intense precipitazioni alla fine ha restituito una parte al radar. Avremo quindi una riflessione a tre corpi.
Poiché questo eco in più arriva dopo l'eco della nuvola originale, a causa del percorso più lungo, verrà posizionato erroneamente dietro i veri echi delle precipitazioni. Su un PPI o CAPPI, assumerà l'aspetto di un cono o un'area allungata di bassa intensità dietro il nucleo più intenso della precipitazione. In una sezione verticale, vedremo che questo cono non toccherà il suolo. Si estenderà in una direzione radiale lungo un angolo di elevazione dal radar e oltre il nucleo.
Il ciclo successivo mostra come possiamo ripulire un'immagine grezza di riflettività per trovare i veri echi dovuti alle precipitazioni. Poiché questi ultimi sono generalmente mobili, eliminando gli echi la cui velocità è zero, ottenuti mediante elaborazione Doppler, rimangono solo gli echi veri. Sebbene il trattamento sia complesso e fallibile, di solito dà risultati molto interessanti. I problemi dovuti al cambiamento dei tipi di precipitazione, alla miscelazione di precipitazioni e obiettivi non meteorologici, come gli uccelli, possono essere filtrati utilizzando un filtro dai dati di polarizzazione. Ciò sta iniziando a essere fatto operativamente e sta dando buoni risultati.
La risoluzione del radar è anche un fattore importante per identificare e misurare le intensità delle precipitazioni. Il diametro dell'antenna può essere aumentato per ridurre l'ampiezza del fascio, ma i costi sono significativi. Un altro modo è aumentare la densità della rete radar per utilizzare i dati più vicini a ciascun radar, dove il raggio è più stretto.
Uno di questi programmi chiamato CASA , per Center for Collaborative Adaptive Sensing of the Atmosphere , suddivide la regione coperta da radar regolari e ogni settore è coperto da un piccolo radar economico che sonda solo a basso livello. Ciò aggiunge informazioni ad alta risoluzione e di basso livello e colma la lacuna di dati all'angolo minimo del radar principale. Una tale rete può utilizzare una lunghezza d'onda più corta che riduce le dimensioni delle antenne ma l'attenuazione per precipitazione è significativa. Ogni punto deve quindi essere coperto da diversi radar che compenseranno l'attenuazione "guardando" ciascuno da una direzione diversa. Una rete del genere potrebbe anche sostituire teoricamente gli attuali radar se il costo e la tecnologia per il coordinamento dell'indagine diventassero competitivi.
Dal 2003 , un radar tridimensionale a scansione elettronica , acquistato dalla Marina degli Stati Uniti dal NOAA Weather Service , è stato testato per vedere l'utilità di questo concetto nel rilevamento delle precipitazioni. Il vantaggio di questo tipo di antenna è quello di ottenere uno scandaglio dell'atmosfera in un tempo molto più veloce rispetto ad un'antenna convenzionale, consentendo di vedere l'evoluzione dei temporali con una risoluzione temporale molto più elevata. Poiché questi ultimi possono cambiare caratteristiche molto rapidamente e causare maltempo, la speranza è quella di poter anticipare meglio l'insorgenza di fenomeni violenti ( tornado , grandine , piogge torrenziali e raffiche discendenti ) e migliorare così l'allarme di allerta meteo.
Si stima che ci vorranno dai 10 ai 15 anni per completare la ricerca e pianificare la costruzione di una nuova generazione di radar meteorologici utilizzando questo principio che potrebbe fornire un suono completo in meno di 5 minuti. Il costo stimato di questo esperimento è di 25 milioni di dollari .
Diverse reti radar meteorologiche: