Il radar meteorologico, meglio noto come radar doppler meteorologico, è utilizzato per localizzare la precipitazione, stabilirne la tipologia (es. pioggia, grandine, neve etc.), e calcolarne il moto. I radar moderni sono in grado di stimare non solo l’intensità della precipitazione ma anche il movimento delle goccioline di pioggia. Entrambi i dati sono utilizzati per determinare la struttura di un temporale.
Storia
I primi utilizzi del radar meteorologico risalgono agli anni ’50 del 900: fu infatti David Atlas, attivo prima nell’Air Force e successivamente al MIT di Boston, a sviluppare i primi prototipi di radar meteo. [6,7]
Con il passare degli anni, la tecnologia applicata consentì di raggiungere importanti traguardi: nel 1973 un violento tornado devastò Union City, Okhlahoma, e grazie alle sperimentazioni condotte anni addietro sui radar doppler a doppia polarizzazione fu possibile ricostruire l’intero ciclo vitale del fenomeno. [4]
Tra gli anni ’80 e gli inizi del 2000 la costituzione di reti radar nazionali divenne una prassi nella maggior parte dei Paesi sviluppati, come Nord America, Europa e Giappone. In Italia la rete radar è formata da: Dipartimento della Protezione Civile, Enav, Aeronautica Militare e i Centri Funzionali Regionali. A partire dai primi anni 2000 si è iniziato ad usare diffusamente radar a doppia polarizzazione, per monitorare al meglio temporali e altre strutture convettive di mesoscala.
Principio di funzionamento del radar meteorologico
Invio degli impulsi radar
I radar meteorologici emettono pulsazioni alle microonde, nell’ordine di tempo del secondo, utilizzando un tubo sottovuoto al cui interno un flusso di elettroni è immerso in un campo magnetico, connesso con una guida d’onda ad un’antenna parabolica.
Le microonde, per definizione, hanno uno spettro di lunghezze d’onda da 1 metro a 1 millimetro, tuttavia per il campo di applicazione del radar questo spettro si riduce da 1 a 10 cm.
In tale intervallo, pari a 10 volte il diametro delle goccioline da intercettare, si verifica lo scattering di Rayleigh. In parole povere, il fascio di onde elettromagnetiche emesso dal radar intercetta la gocciolina e ritorna nuovamente al radar. [2,9]
Lo spettro elettromagnetico: a sinistra le microonde, aventi per definizione bassa frequenza ed elevata lunghezza d’onda. [14]
Solitamente i radar in banda S, lunghezza d’onda 10 cm, sono più risoluti ma anche più costosi rispetto a quelli in banda C, lunghezza d’onda 5 cm. I radar in banda X, lunghezza d’onda 3 cm, sono utilizzati solo per piccoli intervalli di lunghezze d’onda mentre quelli in banda Ka, lunghezza d’onda 1 cm, sono utili per monitorare nebbie e foschie. Infine i radar in banda W, utilizzati dalle università ma non attendibili per quanto riguarda i dati rilevati, a causa della veloce attenuazione del fascio emesso.
Gli impulsi radar si diffondono subito dopo l’emissione quindi, il volume d’aria che attraverseranno sarà maggiore per le aree più lontane dalla stazione e minori per quelle più vicine. Da questo si può intuire come la risoluzione radar diminuisca all’aumentare della distanza.
Una scansione radar completa copre mediamente un intervallo di 150-200 km e il volume di aria scansionato può essere nell’ordine del kilometro cubo, tale volume si definisce di pulsazione ed è espresso mediante la formula approssimata:
v = volume racchiuso dalla pulsazione
h = ampiezza della pulsazione, espressa in metri
r = distanza coperta dall’impulso partito dal radar, espressa in metri
θ = ampiezza del fascio, espressa in radianti
Dalla formula si presuppone che il fascio sia simmetricamente circolare, dato che r >> h, quindi r, preso o all’inizio o alla fine della pulsazione, è quasi lo stesso. La forma del volume di pulsazione sarà quindi un tronco di cono avente profondità h. [9]
Principio di funzionamento del radar meteorologico. [14]
Il segnale di ritorno
Nell’intervallo di tempo tra ciascun impulso, il radar funge da ricevitore ascoltando il segnale di ritorno delle particelle in aria. La durata del ciclo di ricezione è nell’ordine dei millisecondi, centinaia di volte più lunga della durata dell’impulso.
La durata della singola fase è dovuta dalla necessità, da parte della radiazione alle microonde che viaggia alla velocità della luce, di propagarsi dal radar al bersaglio meteorologico e ritornare indietro.
La distanza spaziale tra la stazione radar e il bersaglio si può calcolare a partire dall’intervallo di tempo che trascorre dall’inizio della pulsazione fino al segnale di ritorno. Per comodità si converte il tempo in distanza, moltiplicando per la velocità della luce nell’aria:
c = 299,792.458 km/s ed è la velocità della luce nell’aria
n ≈ 1.0003 è l’indice di rifrazione dell’aria
t = tempo
Se gli impulsi fossero emessi troppo frequentemente, il ritorno di un impulso si potrebbe confondere con il ritorno del precedente, e il tutto si tradurrebbe in una stima imprecisa della distanza. [5]
Determinazione dell’altezza
Assumendo che la Terra sia rotonda, il fascio radar nel vuoto dovrebbe salire secondo la curvatura inversa della Terra. Tuttavia, in atmosfera, l’indice di rifrazione diminuisce con la quota a causa della contemporanea diminuzione di densità.
Tutto questo fa sì che il fascio radar pieghi leggermente verso il suolo e, considerando un’atmosfera standard, questo è equivalente a considerare la curvatura del fascio pari a 4/3 della curvatura terrestre.
A seconda dell’angolo di elevazione dell’antenna, e di altri fattori, si può utilizzare la seguente formula per calcolare l’altezza di un target, obiettivo, rispetto al suolo: [9]
dove:
r = distanza radar – target
ke = 4/3
ae = raggio terrestre
θe = angolo di elevazione sopra all’orizzonte del radar
ha = altezza dell’antenna radar rispetto al suolo
Tipicamente una rete radar utilizza una gamma di angoli tipici, in base alle esigenze richieste. Ad ogni scansione cambia l’angolo di elevazione dell’antenna. L’operazione si ripete per diversi angoli fino a scansionare tutto il volume d’aria entro la massima risoluzione del radar. Tipicamente, una scansione radar che colleziona dati a 15 km dal suolo e entro una risoluzione radar di 250 km, si completa nel giro di 10-15 minuti. [3]
Copertura radar utilizzando diversi angoli di elevazione. [15]
Riflettività
L’eco dei target intercettati altro non è che la riflettività: essa, espressa in dB o dBZ, viene analizzata per stabilire l’intensità della precipitazione relativa al volume d’aria scansionato.
Come detto in precedenza, le lunghezze d’onda utilizzate assicurano che il segnale di ritorno sia proporzionale all’intensità della precipitazione rilevata. Questo è vero in base al principio di Rayleigh, secondo il quale i target devono essere pari a 1/10 della lunghezza d’onda che li intercetta.
Ze è la riflettività percepita dal radar e varia con la sesta potenza del diametro delle goccioline, D, con il quadrato della costante dielettrica, K, e con la distribuzione delle goccioline, N, detta anche drop size distribution, N[D], di Marshall – Palmer. [13]
Il tasso di precipitazione, R, è uguale al numero di particelle, alla loro velocità di caduta v(D) e al loro volume
Quindi, poiche Ze e R hanno funzioni simili, si può utilizzare la relazione Z-R per legarle entrambe:
Z = aRb
Dove i fattori a e b dipendono dal tipo di precipitazione, (pioggia, neve, convettiva, stratiforme), e quindi da diversi fattori , K, N0.
Così come l’antenna scansiona l’atmosfera, ad ogni angolo di azimut essa otterrà una certa forza di ritorno, a seconda del target individuato. La riflettività viene dunque mediata rispetto al target che ha la migliore risposta.
Poichè variazioni, in termini di diametro e costante dielettrica, dei bersagli possono condurre a notevoli variazioni nella forza di ritorno al radar, la riflettività viene espressa in dBZ, ovvero pari a 10 volte il logaritmo del rapporto dell’eco radar rispetto a una particella standard, da un mm di diametro, che riempie il medesimo volume scansionato.
Lettura della riflettività
Solitamente sulla scansione radar vi è una scala a colori che restituisce l’intensità della precipitazione, a seconda della forza del segnale di ritorno.
I colori variano dal blu, ritorno debole, fino al rosso o magenta, per ritorni molto forti. Ad esempio, valori tipici per la rete statunitense Nexrad sono:
- magenta, 65 dBZ, precipitazioni estremamente intense, probabile presenza di grandine
- rosso, 50 dBZ, precipitazioni intense
- giallo, 35 dBZ, precipitazioni moderate
- verde, 20 dBZ, precipitazioni deboli
I colori di fondoscala possono indicare non solo precipitazioni severe, ma anche grandine ed eventualmente tornado. Tuttavia bisogna procedere con estrema cautela quando si utilizzano i valori di riflettività per la diagnosi di determinati fenomeni. [11,12]
Tipi di precipitazione
Solitamente, le mappe divulgate da alcuni canali d’informazione, mostrano le diverse tipologie di precipitazioni. Non si tratta tuttavia di un’analisi di dati radar, quanto piuttosto di una rielaborazione ottenuta da altre sorgenti come ad esempio i bollettini METAR, emanati dagli aeroporti. [10]
Al di sopra dell’area coperta dell’eco radar, un software assegna una certa tipologia di precipitazione in accordo ai valori di temperatura e dewpoint rilevati dalle stazioni al suolo. Ovviamente i report provenienti dagli operatori al suolo e dalle stazioni automatiche AIWOS, Automated Weather Observing System, avranno un peso maggiore.
Il software procede quindi con l’interpolazione dei dati disponibili producendo un’immagine con delle zone ben definite, includendo eventuali errori di interpolazione dovuti al calcolo.
Non solo, si perderanno anche tutte le varie ed eventuali variazioni alla mesoscala della precipitazione osservata.
I software più sofisticati si avvalgono della NWP, Numerical Weather Prediction, utilizzando output provenienti da modelli meteorologici come WRF o NAM, per determinare le diverse tipologie di precipitazione ed applicare come first guess, prima ipotesi, gli echi radar e utilizzare poi i dati superficiali per ottenere l’output finale. [10]
Bibliografia e sitografia:
[2] https://www.ametsoc.org/index.cfm/ams/
[3] Airbus (14 March 2007). “Flight Briefing Notes: Adverse Weather Operations Optimum Use of Weather Radar” (PDF). SKYbrary. p. 2
[4] Cobb, Susan (29 October 2004). “Weather radar development highlight of the National Severe Storms Laboratory first 40 years”. NOAA Magazine. National Oceanic and Atmospheric Administration.
[5] de Podesta, M (2002). Understanding the Properties of Matter. CRC Press. p. 131. ISBN 978-0-415-25788-6.
[6] Douglas, R. H. (2000). “Stormy Weather Group”. McGill University.
[7] Douglas, R. H. (1990). “Chapter 8- The Stormy Weather Group (Canada)”. Radar in meteorology. Battan Memorial and 40th Anniversary Radar Meteorology Conference. Boston, MA: AMS. pp. 61–68
[8] Doviak, R. J.; Zrnic, D. S. (1993). Doppler Radar and Weather Observations (2nd ed.). San Diego CA: Academic Press. ISBN 978-0-12-221420-2.
[9] Doviak, R.J.; Zrnic, D. S. (1993). “ATMS 410 – Radar Meteorology: Beam propagation”
[10] Haby, Jeff. “Winter Weather Radar”. Nowcasting winter precipitation on the Internet. theweatherprediction.com
[11] National Weather Service. “What do the colors mean in the reflectivity products?”. WSR-88D Radar FAQs. National Oceanic and Atmospheric Administration
[12] Stoen, Hal (27 November 2001). “Airborne Weather Radar”. Aviation Tutorials Index. stoenworks.com.
[13] Yau, M.K.; Rogers, R.R. (1989). Short Course in Cloud Physics (3rd ed.). Butterworth-Heinemann.
[14] https://en.wikipedia.org/wiki/User:Pierre_cb
[15] Maury Markovitz