Entrevista del mes: José Miguel Gutiérrez, experto en radar

José Miguel Gutiérrez
Meteorólogo superior del Estado del INM
Experto en teledetección terrestre (radar meteorológico)

Entrevista de marzo de 2006, recuperada en julio de 2011

Queremos agradecer a José Miguel su amabilidad a ser entrevistado por la RAM. Las imágenes radar son unas de las más usadas y deseadas por los aficionados cuando se producen situaciones de nevadas, lluvias generalizadas o tormentas. Aprenderemos mucho de sus respuestas. El propio entrevistado ha agrupado las preguntas de nuestros lectores en bloques comunes.

Cobertura de la red de radares, planes de ampliación, bloqueos y zonas ciegas.

El radar se ubicará en el término municipal de Llucmajor, junto a Cabo Blanco, a una altitud de 119 m sobre el nivel del mar.
En Diciembre de 2005 se concluyó la instalación de los equipos en el emplazamiento radar, la línea eléctrica aún no estaba instalada pero sí se pudieron hacer pruebas con el radar en modo local haciendo uso del grupo electrógeno. Los equipos informáticos también se encuentran preparados en el Centro Meteorológico Territorial (CMT) de Baleares, en Palma. Por tanto, para que la aplicación pueda empezar a recibir volúmenes, sólo necesitamos que el sistema de comunicación de datos entre el emplazamiento radar y el Centro Regional en el CMT quede plenamente operativo, lo cual depende de Telefónica.
El radar será del mismo tipo que los restantes de la red. Su alcance en modo normal será de 240 Km, cubriendo perfectamente todas las islas, si bien la Sierra de Tramontana inducirá un bloqueo en la primera elevación que afectará a buena parte de la fachada NW de Mallorca. En modo DOPPLER abarcará un radio de 120 Km quedando, por tanto, fuera de cobertura la isla de Formentera, y la mayor parte de las de Ibiza y Menorca.

Cuando se diseñó la red de radares del INM, hace ya de esto unos veinte años, se procuró no sólo una completa cobertura del territorio peninsular y Baleares, sino también una buena visión en profundidad de los mares adyacentes que permitiera vigilar la llegada desde el mar de fenómenos meteorológicos adversos. Para ello se optó por acercar los radares al mar lo que conllevó, en muchos casos, fuertes bloqueos hacia el interior que fue preciso contrarrestar situando adecuadamente los restantes radares de la red. Sin embargo, siempre hay zonas que quedan peor cubiertas que otras, no tanto por los bloqueos orográficos que como hemos dicho se procuraron compensar, como por la excesiva altura sobre el terreno a la que pasan los haces de los radares que la cubren.
Se han identificado dos zonas críticas sobre las que se ha planteado actuar instalando nuevos radares. Una de ellas es la que cubre buena parte del sur de la provincia de Ciudad Real y norte de la de Jaén, allí la visión de la red es muy mala a pesar de que son varios los radares que cubren el área parcialmente, pero todos están muy lejos y los haces en su primera elevación pasan a gran altura sobre el terreno (a más de tres kilómetros en todos los casos). La otra zona mal cubierta es Canarias occidental donde las islas de El Hierro y La Palma quedan en parte fuera de cobertura en modo normal y, además, esta última está también afectada por el bloqueo que el macizo del Teide provoca en la primera elevación.
Para suplir estas deficiencias, tras una primera fase de visitas de reconocimiento y estudios previos, se llegó a proponer la instalación de un radar en el sureste de la provincia de Ciudad Real y de otro en la parte occidental de la isla de Tenerife. En la actualidad todo parece indicar que el proyecto de ampliación se encuentra paralizado.

No se ha planteado instalar un nuevo radar en Cataluña. Es cierto que el radar del INM instalado en el Pic d’Agülles (Gélida) presenta, además de los bloqueos debidos al Pirineo y a la Sierra del Cadí, sectores bloqueados relativamente cercanos al radar en dirección NNW y NE, debidos a los macizos de Monserrat y Montseny, respectivamente. Contrarrestar estos bloqueos instalando otro radar no sería fácil, pues habría que situarlo muy próximo al Pirineo, con los problemas que ello plantea. Además, como ya hemos comentado anteriormente, hay otras zonas fuera de Cataluña cuya visibilidad radar es peor, sobre las que deberíamos actuar en primer lugar.
Respecto al hecho de que el SMC haya previsto cubrir el territorio catalán con varios radares pienso que, en principio, quitaría argumentos a una eventual ampliación de nuestra red en Cataluña, si es que ésta se hubiera planteado. En mi opinión, lo lógico sería explorar conjuntamente la posibilidad de compartir información para mejorar la cobertura evitando duplicidades.

No se ha planteado reubicar ninguno de ellos por ese motivo.

Si la precipitación está muy pegada a las montañas el radar no podrá detectarlas, bien porque el haz radar queda bloqueado por otras montañas previas o bien porque quedan ocultas por las zonas ciegas (máscara) inherentes al procedimiento de eliminación de ecos de tierra en modo normal. Las zonas ciegas sobre el Pirineo en algunos casos pueden llegar hasta los 5 o 6 Km sobre el nivel del mar, superándose incluso esa altura en el macizo del Aneto-Maladeta. El radar suele asignar a los puntos de esas zonas el dato procedente de algún punto situado más arriba, justo por encima de la máscara. En modo DOPPLER los ecos de tierra se eliminan al ser fijos pero, aún así, si son intensos dejan un cierto rastro de ruido. Siempre se verá mejor la precipitación en zonas montañosas en modo DOPPLER, aunque contra los bloqueos tampoco puede hacer nada.
En el caso de Zaragoza los bloqueos no son especialmente fuertes, debido a que el radar se encuentra a una altitud de 900 m y el Pirineo queda a más de 100 Km de él, por lo que el haz radar al llegar allí se encuentra suficientemente elevado. El bloqueo más importante, sin llegar al 50 % del haz radar, es el que produce la sierra de Guara hacia el NNE y que afecta al sector comprendido entre Torla y Bielsa.

En el caso del radar de Zaragoza ya lo hemos analizado en la pregunta anterior por lo que me centraré en el radar de Barcelona (Pic d’Agülles), que además presenta bloqueos más importantes que el de Zaragoza. El más fuerte se debe al macizo de Monserrat que apantalla casi al 100 % el haz en la primera elevación en dirección NNE, también la sierra de Montseny y la del Cadí lo apantallan en más de un 80 %.
Teniendo en cuenta que la mayor parte de los bloqueos se circunscriben a la primera elevación, la única solución si queremos tener alguna información de la zona apantallada es recurrir a productos en los que participen elevaciones más altas, por ejemplo: CAPPI’s suficientemente altos, la imagen que da la proyección del máximo de reflectividad en la columna (ZMAX o VMI) y sobre todo el ECHOTOP (altura del tope de ecos). El problema es que al lado Norte del Pirineo la segunda elevación, y por supuesto las siguientes, se encuentran ya muy altas y sólo podrían detectar bien las precipitaciones de sistemas convectivos muy desarrollados, por tanto la inmensa mayoría de las situaciones de nieve en la vertiente norte quedarían sin poder ser detectadas.

Efectivamente, eso es así en casi todas las zonas de montaña y sobre las grandes urbes cercanas a los radares, la causa es la zona ciega que se genera en el procedimiento de eliminación de los ecos de tierra orográficos y los debidos a los lóbulos laterales, en modo normal. El procedimiento seguido es el siguiente: se toma un volumen polar de datos de un día en que no haya precipitación en ningún punto de la cobertura radar (volumen de día claro), antes debemos asegurarnos de que no exista propagación anómala (especialmente inversiones). Todos los puntos polares que den dato de reflectividad superior a 0 dBZ se consideran afectados por ecos de tierra y se marcan como tales, formarán parte de la máscara. A esos puntos se les asignará el valor de reflectividad del punto vecino más cercano no marcado como eco de tierra. Tienen preferencia los puntos vecinos de su misma elevación, y si los cuatro (dos en rango y dos en azimut) también forman parte de la máscara pasaremos a buscar en la siguiente elevación, empezando por el que está justo en su vertical, y así sucesivamente. Si seguimos subiendo elevaciones siempre encontraremos algún punto libre de ecos. Por eso, sobre las montañas, el radar siempre toma el dato de elevaciones más altas. Si las precipitaciones son estratiformes, a medida que subimos en elevación encontraremos precipitaciones cada vez más débiles por eso, en la imagen radar, sobre las montañas siempre aparece una zona de débil o nula precipitación. En las grandes ciudades cercanas al radar los lóbulos laterales siempre dan eco significativo, ya que los grandes edificios con sus fachadas planas formando ángulos rectos entre sí actúan como espejos, esto da lugar a importantes zonas ciegas sobre la vertical que en el caso de Madrid alcanza los ocho kilómetros de altura.

Cuando un pulso radar ilumina una región de la atmósfera en la que se está produciendo precipitación, si el tamaño de las gotitas o núcleos de hielo no supera la décima parte de la longitud de onda del pulso (5 cm), tiene lugar un fenómeno físico conocido como dispersión en la región de Rayleigh. Los blancos reemiten en todas direcciones la energía que interceptan del pulso, pero esta energía interceptada, en contra de lo que cabría esperar, no tiene mucho que ver con la sección del blanco perpendicular al haz, sino que depende de un conjunto de factores (relacionados con el blanco y con la longitud de onda del pulso) que agrupamos en el concepto de sección eficaz.
La importancia de la sección eficaz radica en que es proporcional a la potencia con la que se recibe el eco en el radar. En el caso de gotitas o núcleos esféricos de hielo de pequeño tamaño la sección eficaz es proporcional al producto de dos factores relacionados con los blancos, uno es el sumatorio del diámetro a la sexta potencia de las partículas por unidad de volumen, que es lo que se denomina reflectividad, y otro es una constante (factor dieléctrico) cuyo valor depende de la fase del agua en la superficie de los núcleos, siendo 0.9 para al agua líquida y 0.2 para el hielo.
Aunque la reflectividad no depende de la fase acuosa sino sólo de características geométricas de los blancos, como al calibrar el radar hay que asignar un valor fijo al factor dieléctrico, siempre se toma el correspondiente al agua líquida, ya que es el tipo de precipitación más frecuente. Pero dado que el radar calcula la reflectividad multiplicando dos factores, siendo uno de ellos el cociente entre la potencia del eco y el factor dieléctrico, cuando estamos ante precipitaciones de hielo estaremos asignando a la reflectividad un valor casi cinco veces menor del real, lo que equivale a unos 7 dBZ. Esa es la causa de los valores tan bajos de reflectividad que observamos en las imágenes cuando el radar apunta a precipitaciones en forma sólida.

Si no imposible, al menos muy difícil en el caso de nieve seca. En primer lugar deberíamos plantearnos cómo ve el radar un copo de nieve, lo cual nos lleva a preguntarnos por su sección eficaz. Empíricamente se ha encontrado que una buena aproximación es suponer que la sección eficaz de un copo de nieve seca equivale a la de un núcleo esférico de hielo de su misma masa. Por tanto, teniendo en cuenta lo dicho para la pregunta anterior, podemos comparar la reflectividad que da un copo de nieve con la que daría la gota de agua resultante de la fusión obteniendo, sin tener en cuenta otros factores, que la reflectividad dada por el radar se habrá incrementado en unos 7 dBZ.
Cuando la nieve se empieza a fundir al atravesar en su caída el nivel de congelación (isocero) hay otros dos efectos que hay que tener en cuenta ya que también repercuten en la reflectividad. Uno de ellos es la velocidad terminal de caída, que es muy baja en el caso de los copos debido a su escasa densidad, pero que al fundirse los copos y convertirse en gotas aumenta, lo cual contribuye a una disminución de los núcleos por unidad de volumen, con la consiguiente repercusión en la reflectividad.
El otro efecto, denominado coalescencia, sólo actúa mientras se está fundiendo el copo (nieve húmeda), y es debido a que cuando empieza la fusión se forma una película externa de agua líquida que envuelve al copo, lo cual hace que el radar lo vea como una gran gota de agua líquida del mismo volumen que el copo, contribuyendo a un incremento notable de la reflectividad. Los tres efectos superpuestos (cambio de fase, aumento de la velocidad de caída y coalescencia) dan lugar, en las imágenes radar, al fenómeno conocido como banda brillante. Su nombre le viene del patrón observado en la imagen PPI de reflectividad cuando el isocero se encuentra en torno a uno o dos kilómetros por encima del nivel del radar. Se distingue entonces una banda o corona circular más intensa, que corresponde al rango en el que el haz, en su ascenso, atraviesa la capa de fusión.

Supongo que te refieres al color de la escala de reflectividad que usamos en las imágenes radar.
Por lo que hemos dicho anteriormente, con nieve seca suelen predominar los niveles de reflectividad más débiles, que son los que representamos con distintos tonos del color azul, es decir, reflectividades entre 12 y 28 dBZ aunque, cuando la nieve va asociada a convección, por ejemplo en situaciones de descarga fría con células abiertas sobre la cornisa cantábrica, son frecuentes los tonos verdes. Recordemos que nos estamos refiriendo a nieve seca, la nieve húmeda sí que puede dar reflectividades más intensas por el fenómeno de banda brillante.

Nuestros radares son incapaces de discriminar si la reflectividad que están detectando proviene de precipitaciones de granizo o de gotas de agua líquida. Los únicos radares capaces de hacerlo inequívocamente son los de polarización dual, que emiten pulsos alternos a distinta polarización (vertical y horizontal). Las gotitas precipitantes sólo tienen forma esférica cuando son pequeñas, a medida que su diámetro aumenta van adquiriendo en mayor grado forma oblonga (achatada por arriba y por abajo) dando, por tanto, mayor reflectividad los pulsos polarizados horizontalmente que los polarizados verticalmente. Sin embargo, los núcleos de granizo siempre son esféricos, independientemente de su tamaño. Por eso, cuando un radar de polarización dual detecta valores de reflectividad altos y la razón entre reflectividadades procedentes de pulsos de distinta polarización se mantiene próxima a la unidad, es señal de que la precipitación contiene núcleos grandes y esféricos lo cual sólo puede ser compatible con la presencia de granizo.
En general, cuando un radar apunta a precipitaciones de granizo son muchos los factores que influyen en la reflectividad, dificultando la estimación de la intensidad de la precipitación y del tamaño de los núcleos. Podemos citar los siguientes:

• La fase del agua de la superficie de los núcleos. Cuando el granizo atraviesan en su caída el nivel de congelación se funde la superficie y la reflectividad se incrementa en unos 7 dBZ.
• La velocidad terminal caída. Relacionada con el tamaño de los núcleos, cuanto mayor sea aquella menor será la densidad de núcleos por unidad de volumen, lo cual repercute en la reflectividad.- El tamaño de los núcleos. Si superan la décima parte de la longitud de onda del pulso (5 cm) la dispersión ya no tiene lugar en la región de Rayleigh sino en la de Mie, esto supone que la reflectividad ya no será tan sensible a un aumento en el tamaño de los núcleos.
• El área afectada por granizo. Si es inferior al tamaño de los píxeles (2 x 2 Km en modo normal), o se reparte entre varios píxeles vecinos, la reflectividad en la imagen se suavizará.

A pesar de todas estas limitaciones la experiencia nos dice que las precipitaciones intensas de granizo dejan su rastro en las imágenes radar. Suelen ir asociadas a valores muy altos de reflectividad en el PPI, que se extienden sobre la vertical hasta gran altura, como se puede apreciar en los distintos CAPPI’s (cortes horizontales) y sus productos derivados (ECHOTOP y VIL).

Supongo que por aplicación te estás refiriendo al producto más indicado en cada caso. Para determinar si es convectiva lo mejor es recurrir al ECHOTOP, que representa la altura máxima a la que se encentran ecos iguales o superiores a 12 dBZ, viene expresado en Km. Si queremos conocer la intensidad de la precipitación y la zona que está afectando lo mejor es recurrir al PPI, ya que es el producto que da información más cerca del suelo. Aunque si es zona de bloqueos orográficos conviene usar la proyección del máximo de reflectividad. Respecto al granizo y a las precipitaciones excepcionalmente intensas el producto que marca mejor las zonas afectadas es el VIL, que en cada píxel suma (o integra) el contenido de agua en la columna a partir de la reflectividad que dan los distintos CAPPI’s.

La estratiforme se muestra en las imágenes como áreas extensas y con valores bastante uniformes de reflectividad, los patrones suelen mantenerse con pocas variaciones de un ciclo a otro, además los ECHOTOP’s no son muy altos y también son muy uniformes. La precipitación convectiva muestra núcleos muy localizados con valores muy altos de reflectividad y de ciclo de vida corto, además los ECHOTOP’s asociados a los núcleos más intensos dan valores muy altos.

El granizo va asociado a fuerte convección y por tanto el ECHOTOP dará valores muy altos y sus patrones de reflectividad se caracterizarán por núcleos de pequeña escala, intensos y de corto ciclo de vida. La nieve suele dar reflectividades débiles con patrones persistentes y uniformes y ECHOTOP’s con valores bajos. Más difícil es distinguir entre granizo y chubasco fuerte de gotas de líquidas, ya que ambos tienen las típicas características de las precipitaciones convectivas. Si acaso podríamos decir que cuando se dan reflectividades muy intensas hay mayor probabilidad de que se trate de granizo, ya que los núcleos grandes pesan mucho en la reflectividad y es muy difícil que sólo con gotas de agua, que no pueden superar un cierto tamaño sin romperse, se consiga alcanzar esas reflectividades.

Nuestros radares no sirven para detectar nieblas, de igual manera que tampoco pueden detectar nubes, puesto que ambas están compuestas de gotitas de muy pequeño diámetro para la longitud de onda empleada en los pulsos (5 cm) y la reflectividad quedaría en la mayoría de los casos bastante por debajo de 0 dBZ, es decir, muy lejos del umbral de visualización de nuestras imágenes (12 dBZ). Para poder detectar nubes o nieblas se emplean radares de banda X (longitudes de onda en torno a 2 cm), pero el INM no dispone de ninguno.

Lo normal es que el radar prácticamente no las detecte, o las detecte sólo en un rango cercano al radar. Hay dos factores que contribuyen a que el radar infravalore, o directamente ignore, este tipo de precipitaciones. Por una parte suelen ser precipitaciones muy bajas y pegadas a las montañas, por lo que el haz radar suele pasar por encima de ellas (sobre todo si el radar se encuentra a gran altura sobre el nivel del mar, como pasa con el radar de Asturias) o bien quedar ocultas por las zonas ciegas asociadas al procedimiento de eliminación de ecos de tierra en modo normal. Por otra parte las lloviznas están formadas por gotitas de muy pequeño diámetro y por tanto dan muy poca reflectividad (recordemos que ésta viene dada por el sumatorio de la sexta potencia de los diámetros de las gotitas contenidas en la unidad de volumen). La gran cantidad de gotitas por unidad de volumen propia de este tipo de precipitaciones no logra compensar el efecto en la reflectividad de su pequeño diámetro.

En principio hay que decir que el radar detecta precipitación pero no nubosidad. Los patrones de reflectividad, su movimiento e intensidad nos pueden dar muchas pistas del tipo de estructura que está provocando la precipitación. Si además disponemos del ECHOTOP podemos, con bastante fiabilidad, distinguir frentes, precipitaciones orográficas, tormentas, células abiertas, líneas de turbonada, etc, lo cual nos da una idea de la nubosidad que lleva asociada. En el caso de las supercélulas, para estar seguros, se requiere el uso de imágenes de viento radial DOPPLER para poder detectar el giro del mesociclón.

Los productos que denominamos CAPPI’s son cortes horizontales del campo de reflectividad. En nuestros radares se obtienen 12 CAPPI’s a distintas alturas. Si lo que queremos es aproximarnos lo más posible a la precipitación en el suelo lo mejor es hacer uso del producto PPI, que no es un CAPPI, sino la proyección sobre la horizontal de la elevación más baja. También disponemos de un nuevo producto denominado ENS (estimación de reflectividad a nivel del suelo) que se obtiene del PPI pero aplicándole una corrección, basada en el perfil vertical de reflectividad cerca del radar, para compensar el efecto de la elevación del haz con la distancia. En la actualidad los productos de acumulación toman como imagen base el ENS. Hay ocasiones en que los CAPPI’s dan más reflectividad que el PPI, como puede ser el caso de cumulonimbos en formación, cuando núcleos de hielo pueden mantenerse suspendidos a gran altura impulsados por fuertes corrientes ascendentes. También el fenómeno de banda brillante puede dar lugar a que la reflectividad, a unos pocos cientos de metros por debajo del nivel de isocero, sea superior a la que da el PPI. En estos casos podemos decir que los CAPPI’s exageran respecto a la reflectividad que habría cerca del suelo, pero por lo general ocurre lo contrario, la reflectividad más intensa en la vertical suele ser la que da el PPI. Solamente allí donde existan bloqueos orográficos las imágenes CAPPI’s pueden ser más útiles, para estimar el campo de precipitación en el suelo, que el PPI o el ENS. En estos casos se recomienda usar la imagen de proyección de máximos (ZMAX o VMI).

Supongo que te refieres a un tipo de fenómeno que se da en zonas costeras, con precipitaciones muy abundantes y persistentes y de escaso desarrollo vertical. Además del caso de Cataluña, que citas, tengo referencias de episodios similares en las rías bajas gallegas y en la parte oriental de Guipúzcoa. Se trata de precipitaciones caracterizadas por un continuo aporte de aire muy húmedo y templado proveniente directamente del mar que al llegar a tierra se eleva y condensa dando lugar a precipitaciones muy intensas en una estrecha franja litoral. Son precipitaciones circunscritas a capas bajas que el radar, al estar normalmente situado sobre elevaciones del terreno (en el caso del radar de Barcelona a una altitud de 664 m), no llega a ver bien, sobre todo si además está a una cierta distancia del lugar de los hechos lo que da lugar a que el haz se encuentre aún más elevado. Además, si el radar se encuentra próximo a la zona en cuestión puede que el procedimiento seguido para la eliminación de los ecos debidos a lóbulos laterales haya dado lugar a zonas ciegas, en las primeras elevaciones, que son suplidas por otras elevaciones más altas.

Nuestra aplicación del radar incluye un módulo de acumulación que elabora imágenes de precipitación acumulada. Hay acumulaciones horarias, hexahorarias (6 horas) y diarias.

El software ya existe, es el módulo de acumulación y se alimenta de imágenes ENS (estimación de reflectividad a nivel del suelo) que, básicamente, es el PPI de reflectividad en modo normal al que se aplica una corrección basada en el perfil vertical de reflectividad (calculado cerca del radar), para contrarrestar el efecto de la elevación del haz con la distancia. La frecuencia de las imágenes es de 10 minutos. Además existe otro módulo (denominado de “forecast”) que calcula el vector desplazamiento medio entre los patrones de reflectividad de las últimas imágenes, lo que permite obtener mediante interpolación el valor de reflectividad cada dos minutos en cada píxel. El siguiente paso es transformar la reflectividad en intensidad de precipitación y a partir de aquí ir sumando la precipitación caída en cada intervalo de dos minutos.

Hay que tener en cuenta que la intensidad de precipitación depende de la distribución de tamaños de las gotitas por unidad de volumen y de su velocidad terminal de caída. La reflectividad se obtiene a partir de la distribución de tamaños de las gotitas pero la recíproca no es cierta, de la reflectividad no podemos conocer la distribución de tamaños de las gotitas. Por eso la única solución es recurrir a relaciones obtenidas empíricamente, para cada tipo de precipitación, que convierten la reflectividad (Z) en intensidad de precipitación en mm/hr (R). Son las denominadas relaciones Z-R. En nuestros radares, los productos de acumulación se aplican la relación de Marsall-Palmer, que se ajusta muy bien para precipitaciones de lluvia. Cuando la precipitación que se está dando es de tipo chubasco estaremos sobreestimando y cuando es de tipo llovizna estaremos subestimando la intensidad de precipitación.

A grandes rasgos se puede decir que las supercélulas presentan las características propias de las grandes células tormentosas pero llevadas a un mayor grado en lo que se refiere a los valores de reflectividad y ECHOTOP. También suelen abarcar mayor superficie y son más persistentes, pudiendo en ocasiones mantener su estructura durante horas tras recorrer cientos de kilómetros.
Además, las supercélulas pueden presentar en las imágenes radar algunas características especiales. Una de ellas serían las estructuras en gancho, pudiendo éste ser ciclónico (semejante a un “6”), que es el que más se ha observado en nuestra zona, o a veces anticiclónico. También la trayectoria que sigue puede darnos una pista. Si al visualizar una secuencia de imágenes en la que aparecen varias células tormentosas, o una multicélula, observásemos que alguna célula presenta un movimiento atípico respecto al de las otras células vecinas, desviándose del flujo medio, nos debe hacer sospechar que podemos estar ante una supercélula. Pero lo que realmente distingue a las supercélulas de otras células tormentosas es el giro del mesociclón, que sólo puede apreciarse en la imagen de viento radial DOPPLER como una estructura con dos núcleos, uno junto al otro, de valores de viento opuestos, de modo que la línea que une sus centros sea perpendicular a la dirección en la que está el radar. Esta estructura una vez detectada debería poder seguirse en su avance a lo largo de varios ciclos de imágenes.

Las dimensiones de un tornado, son demasiado pequeñas para que pueda ser detectado en las imágenes radar. Ni tan siquiera en las imágenes DOPPLER, que tienen resolución de 1 X 1 Km, se han podido identificar. Lo que sí podemos detectar con las imágenes de viento radial DOPPLER es el mesociclón de una supercélula, como ya dijimos más arriba hablando de las supercélulas. Aunque no todas las supercélulas dan lugar a tornados, ni todos los tornados proceden de supercélulas, sí que la mayor parte de los tornados más intensos suelen surgir de aquellas, de las proximidades del mesociclón, por lo tanto la presencia de una supercélula debe ponernos en guardia ante la eventualidad de que llegue a aparecer algún tornado.

Los radares DOPPLER se caracterizan por ser capaces de detectar la velocidad a la que se acercan o alejan los blancos (velocidad radial), sin embargo, por la técnica utilizada (basada en la variación del desfase entre pulsos consecutivos), la velocidad sólo puede ser calculada sin ambigüedad en un determinado rango de velocidades, que será mayor cuanto menor sea el tiempo entre pulsos. Es decir, la máxima velocidad no ambigua será proporcional a la frecuencia de repetición de pulsos (PRF), que es el número de pulsos que el radar emite por segundo. Por eso en DOPPLER se utilizan PRF’s muy altas (en torno a 1000) comparadas con las usadas en modo normal (250). Pero eso tiene como contrapartida una reducción de la distancia máxima de operación. El radar, una vez emitido un pulso, queda escuchando los ecos generados por dicho pulso sobre los objetos que lo interceptan (blancos). Cuando emite el siguiente pulso todavía puede recibir ecos de blancos lejanos procedentes del pulso anterior pero, por sistema, el radar considera que todo eco recibido corresponde al último pulso enviado. Por eso, a partir de una cierta distancia, el radar no asignará ecos, esa distancia es lo que denominamos “distancia máxima de operación”.
De lo dicho se deduce que el producto de la distancia máxima de operación por la máxima velocidad no ambigua es una constante por eso, en modo DOPPLER, se tiende a sacrificar el alcance en aras a ampliar el espectro de velocidades radiales detectables sin ambigüedad.
En nuestros radares, para aumentar aún más el rango de velocidades (hasta 48 m/s) se emiten continuamente tandas alternas de pulsos a PRF’s de 900 y 1200. Es decir, la distancia máxima de operación para cada tanda será de 166 y 125 Km, respectivamente. Por eso se toma un rango operativo de 120 Km en DOPPLER, la mitad que el rango máximo de los productos en modo normal.
Hoy día los nuevos radares que están en el mercado aplican tecnologías y algoritmos que permiten ampliar el rango DOPPLER sin reducir el rango de velocidad no ambigua. De hecho, el plan de modernización de la red de radares del INM, que ahora arranca, incluye adaptar nuestros radares para operar en modo DOPPLER con un alcance de 240 Km.

Nuestros radares hacen barridos a distintas elevaciones (20 en modo normal y 8 en DOPPLER) para obtener un conjunto tridimensional de datos de reflectividad denominado volumen polar, el cual se convierte por interpolación en el volumen cartesiano, donde ya los datos se disponen según una rejilla tridimensional. En modo normal dicha rejilla consta de 12 planos horizontales (CAPPI’s), cada uno de ellos con datos distribuidos en una cuadrícula de resolución 2 x 2 Km (en DOPPLER tenemos 10 planos a 1 x 1 Km de resolución), es decir, en la vertical de cada píxel disponemos de 12 datos a distintas alturas desde el nivel del radar hasta 16 Km sobre el nivel del mar. También en las estaciones de trabajo que usan los predictores del INM se pueden obtener proyecciones (sobre los planos Norte-Sur y Oeste-Este) de cortes verticales de reflectividad según una recta a elegir.

Nuestros radares realizan barridos volumétricos, es decir, barren la atmósfera a distintas elevaciones y la información digital obtenida se procesa para generar los productos. Por tanto no suministran información en tiempo real sobre una pantalla como hacen los radares analógicos. En la actualidad la estrategia de barridos se basa en ciclos de diez minutos que constan de un volumen polar de 20 elevaciones en modo normal y otro DOPPLER de 8 elevaciones. El tiempo está muy ajustado y no se puede aumentar la frecuencia a menos que renunciemos a uno de los modos o prescindamos de elevaciones, pues la antena tiene una velocidad de rotación fija para cada modo (6 rpm en modo normal y 2 rpm en DOPPLER). El plan de renovación de radares, que ya está en marcha, permitirá reducir el periodo de los ciclos ya que sólo se realizaran barridos DOPPLER.

La tendencia es que todos operen en modo DOPPLER, pero sin renunciar a los rangos largos. También parece que se están imponiendo poco a poco los radares de polarización dual, que permiten discriminar el granizo y obtener información de la distribución de tamaños de las gotas precipitantes, lo cual redundará en una mejor estimación de la intensidad de precipitación.

Efectivamente, en nuestros radares para conseguir un volumen polar de datos necesitamos hacer varios barridos en azimut a distintas elevaciones, cuanto más elevaciones hagamos más densidad de datos en la vertical tendremos y menos regiones en la vertical de la atmósfera quedarán sin cubrir. Nuestros haces radar tienen una anchura de haz de 0.9 º, por tanto, para tener una cobertura completa deberíamos hacer barridos en azimut, incrementando cada vez la elevación en 0.9º. En nuestros radares, en modo normal tenemos definidos 20 barridos a distintas elevaciones, la primera a 0.5º y la última a 25º, siendo la separación entre ellas de 0.9º sólo en las 10 primeras. La región situada por encima no es barrida por el radar, es lo que se denomina cono ciego. En modo DOPPLER se definen 8 elevaciones que están entre sí algo más espaciadas, la primera a 0.5º y la última a 11º.
Creo que los radares a los que te refieres son los denominados “phased array radar”, que utilizan una rejilla plana de múltiples emisores independientes en lugar de la típica antena parabólica que refleja el pulso proyectado sobre ella desde un alimentador situado en su foco. La dirección del haz que se emite desde la rejilla se controla actuando individualmente sobre la fase de la onda emitida por cada emisor, consiguiendo así un frente de onda en la dirección deseada sin necesidad de mover la rejilla. Por eso se pueden conseguir barridos mucho más rápidos.

Supongo que por problema de comunicación te refieres a que está fallando la red entre el Centro Meteorológico del que depende el radar y el INM en Madrid. Las imágenes que salen por Internet se obtienen automáticamente de una máquina en Madrid que las pide a los Centros y las va guardando durante un tiempo. Hoy por hoy no se dispone de ningún procedimiento automático que discrimine la causa por la que una imagen de un determinado radar no ha llegado a su hora a la máquina concentradora.

El tema de la definición, precisión y la presentación en la página del INM deja algo que desear, sin ir mas lejos, cualquier radar meteorológico de un avión, te da una mayor definición y precisión en la intensidad y localización del área de precipitación en cada barrida y además en tiempo real.

Estoy de acuerdo contigo en que la información radar que se muestra en la página del INM es escasa. Sería deseable incluir algún producto más, por ejemplo el ECHOTOP, o una imagen DOPPLER. También sería deseable una mayor frecuencia en las imágenes. Desde Teledetección no decidimos lo que se incluye o no, habría que planteárselo a la unidad que gestiona la página del INM.
Respecto a la comparación que haces con los radares de los aviones siento no poder aportar nada pues desconozco sus características. Sí creo que los radares de los aviones no hacen barridos volumétricos completos, sino sólo en un determinado sector centrado en la dirección de avance del avión.

RAM. Gracias de nuevo a José Miguel por habernos acercado al radar meteorológico del INM. La entrevista es un libro abierto para los buenos aficionados a la Meteorología. Saludos y hasta siempre José Miguel.