Dictaat AOM Satelliet september 2011 - Knmi

Beheerder: R.M. Groenland (ism met KLU)
Versie september 2011
SATELLIET METEOROLOGIE
AOM

INHOUDSOPGAVE
H1 – METEOROLOGISCHE SATELLIETEN (Historie) 4
H2 – THEORIE STRALING
2.1. Inleiding 5
2.2. Het elektromagnetisch spectrum 5
2.3. Absorptie, reflectie en transparantie 6
2.4. Zwarte stralers 7
2.4.1. Intensiteit van de uitgezonden straling 7
2.5. De verschuivingswet van Wien 8
2.6. Emissiviteit 9
2.7. Absorptie en atmosferische vensters 10
2.8. Remote Sensing 11
2.9. WV-beelden 12
2.10. Verstrooiing 12
2.10.1. Rayleigh-verstrooiing 12
2.10.2. Mie-verstrooiing 13
2.10.3. Reflectie 14
H3 – SATELLIETEN
3.1. Inleiding 15
3.2. Enkele belangrijke begrippen 15
3.2.1. Sub-Satellite Point 15
3.2.2. Resolutie 15
3.3. Onderverdeling naar soort satellietbaan 16
3.3.1. Geostationaire satellieten 17
3.3.2. Polaire satellieten 18
3.4. Meteosat 19
3.4.1. Tijdelijk verlies van ontvangst 22
3.4.2. VIS-kanalen 22
3.4.3. NIR-kanaal 23
3.4.4. IR-kanalen 24
3.4.5. WV-kanalen 25
3.5. METOP en NOAA 26
3.5.1. Kanaal 1 – Zichtbaar licht 25
3.5.2. Kanaal 2 – Nabij infrarood 25
3.5.3. Kanaal 3A – Nabij infrarood 26
3.5.4. Kanaal 3B – Nabij infrarood 26
3.5.5. Kanaal 4 – Infrarood 26
3.5.6. Kanaal 5 – Infrarood 27
2

H4- RGB-BEELDEN 30
4.1 Inleiding 30
4.2 Belangrijkste eigenschappen 30
4.3 Verschil in absorptie tussen water en ijs 31
4.4 Verschil in vegetatie-reflectie 33
4.5 Gevoeligheid van deeltjesgrootte voor straling rondom 3.9 um 34
4.6 De belangrijkste RGB’s op een rij 36
4.6.1 Day-Fog RGB 36
4.6.2 Day_ice_water_snow RGB 37
4.6.3 Night low cloud-RGB 38
4.6.4 Night_fog-RGB 39
4.6.5 24h_air_polair_subtrop (airmass) RGB 42
4.6.6 HRVIS RGB 52
4.6.7 Dust-RGB 53
4.6.8 Vulcanic Ash- RGB 61
4.7 Case study 63
3

H1 - METEOROLOGISCHE SATELLIETEN (historie)
De eerste kunstmatige satelliet, de Sputnik I, werd door de Russen op 4 oktober 1957 gelanceerd.
De eerste satelliet met een meteorologische bestemming, de TIROS I (Television and Infrared
Observation Satellite), volgde op 1 april 1960. Deze laatste maakte gebruik van twee TV camera´s
om foto’s te maken. Deze werden vervolgens op analoge wijze naar een ontvangststation aan de
grond verzonden. De foto’s konden alleen bij voldoende daglicht worden gemaakt.
De invoering van IR-sensoren maakte het mogelijk om op een andere manier naar bewolking te
kijken. Met deze sensoren kan zowel overdag als ´s nachts naar de atmosfeer worden gekeken. Dit
in tegenstelling tot de camera´s die afhankelijk is van daglicht. De IR sensor meet namelijk de
straling in het IR spectrum wat overeen komt met het meten van temperaturen. Door het meten
van temperaturen is het mogelijk om de hoogte van de aanwezige wolkentoppen te bepalen maar
ook bijvoorbeeld de temperatuur van de oceanen en zeeën.
Tegen het einde van de jaren zestig van de vorige eeuw waren de meteo-satellieten uitgegroeid tot
hoog ontwikkelde platforms, die beelden konden leveren van de bewolking over het gehele
aardoppervlak. Bovendien werd een begin gemaakt met het verzamelen van kwantitatieve
informatie van meteorologische grootheden als: bedekkingsgraad, temperatuur van de bovenlucht,
hoogtewinden (richting en snelheid), vochtigheid e.d..
In de loop van de jaren ’70 van de 20e eeuw werd een internationaal netwerk van meteosatellieten
opgezet. Dit netwerk ging deel uitmaken van het Global Weather Experiment, dat door
de WMO werd uitgevoerd. De jaren erna is de ontwikkeling door gegaan. In het begin van deze
eeuw is een nieuwe generatie satellieten door ESA gelanceerd, de Meteosat Second Generation
(MSG). Deze satellieten genereren sterk verbeterde beelden met een verhoogde frequentie. Ook is
het aantal kanalen waarin gemeten wordt, vergroot. De informatie van deze geostationaire
satellieten worden ook gebruikt als invoer voor de numerieke modellen.
Op 19 oktober 2006 is de eerste Europese Polaire Satelliet (METOPS A) gelanceerd en inmiddels
genereert deze de eerste beelden. De METOPS heeft dezelfde instrumenten aan boord dan de MSG
geostationaire satellieten. De komende jaren zullen meer METOPS satellieten worden gelanceerd
om, samen met de NOAA satellieten, een goede dekking van de aarde te verkrijgen.
4

H2 THEORIE STRALING
2.1 INLEIDING
Om goed met satellietbeelden te kunnen werken, is enige kennis van de eigenschappen van
elektromagnetische straling gewenst. Daarom wordt in dit hoofdstuk kort op enkele van dergelijke
eigenschappen ingegaan. Tevens worden enkele begrippen die met straling samenhangen
geïntroduceerd.
2.2 HET ELECTROMAGNETISCH SPECTRUM
Elektromagnetische straling kan worden beschouwd als een verzameling golven die een rol spelen
bij de energie-uitwisseling tussen verschillende lichamen. De verwarming van het aardoppervlak
door de zon vindt plaats doordat de energie van de zon middels straling aan het aardoppervlak
wordt afgegeven. Overigens zendt niet alleen de zon energie uit door straling. Dat doet ieder
lichaam met een temperatuur boven het absolute nulpunt, zij het dat een lichaam meer straling
uitzendt naarmate het heter is. Dus de aarde op zijn beurt verliest ook warmte t.g.v. straling. Over
een langere periode en over een groot gebied bekeken bestaat er een evenwicht tussen de
binnenkomende zonnestraling en de uitgezonden aardse straling welke de aarde zijn constante
temperatuur geeft.
De golven die voor de energieoverdracht zorgen, hebben een aantal karakteristieke kenmerken.
Eén daarvan is de golflengte meestal weergegeven door het Griekse symbool λ. Het totaal van alle
mogelijke golflengtes wordt ‘elektromagnetisch spectrum’ (EMS) genoemd. De golflengte van
elektromagnetische straling wordt veelal uitgedrukt in micrometers (μm = 1/1000 millimeter). De
eigenschappen van straling blijken in grote mate af te hangen van de golflengte. Een mogelijke
onderverdeling naar eigenschappen vindt dan ook aan de hand van golflengte plaats.
Behalve dat ieder lichaam met een temperatuur boven het absolute nulpunt straling uitzendt,
gebeurt dat in principe in het gehele EMS. Anders gezegd: elk lichaam zendt straling uit over een
breed golflengtegebied.
5

2.3 ABSORPTIE, REFLECTIE EN TRANSPARANTIE
Een voorwerp kan zich op een aantal verschillende manieren t.o.v. binnenkomende straling
gedragen. Dat gedrag hangt onder meer af van de golflengte van de straling. Eén van de mogelijke
gedragingen is dat invallende straling wordt geabsorbeerd. Zo zal het metaal van een auto die in
de zon staat, aanzienlijk heter worden dan de omringende lucht, omdat het metaal straling in de
golflengte van het zichtbare licht goed absorbeert. De auto zal echter (mits trouw gepoetst) ook
een deel van de straling reflecteren. Een ander voorbeeld van reflectie vormt het gedrag van
sneeuw t.o.v. verschillende golflengtes uit het EMS: zichtbaar licht wordt door sneeuw in sterke
mate gereflecteerd (daarom is sneeuw wit), terwijl IR-straling door sneeuw in sterke mate wordt
geabsorbeerd. Tenslotte is het mogelijk dat een voorwerp of substantie straling in een bepaald
golflengtegebied doorlaat. Denk aan glas of lucht voor wat betreft zichtbaar licht. Het voorwerp is
dan in de betreffende golflengte transparant t.o.v. de binnenkomende straling. Deze voorbeelden
zijn bedoeld om te illustreren dat het gedrag van straling t.o.v. een voorwerp afhangt van de
materie waaruit het voorwerp is opgebouwd en van de golflengte van de straling.
In dit verband is een aantal begrippen gedefinieerd.
Absorptie-coëfficiënt a λ. Het gedeelte van de binnenkomende straling met golflengte λ dat door een
substantie wordt geabsorbeerd.
Reflectie-coëfficiënt rλ. Het gedeelte van de binnenkomende straling met golflengte λ dat door een
substantie wordt gereflecteerd.
Doorlaatbaarheids-coëfficiënt τ λ. Het gedeelte van de binnenkomende straling met golflengte λ dat
door een substantie wordt doorgelaten.
Wanneer de hoeveelheid binnenkomende straling op 1 (of op 100%) wordt gesteld, moet gelden:
a λ + r λ +τ λ = 1,
waarmee niets anders wordt gezegd dan dat de straling deels wordt geabsorbeerd, deels wordt
gereflecteerd en deels wordt doorgelaten. Duidelijk zal ook zijn dat naarmate een substantie beter
absorbeert, een kleiner deel van de straling wordt gereflecteerd en doorgelaten.
Reflectie vormt feitelijk een bijzonder geval van ‘verstrooiing’ van straling. Op dit begrip wordt in
para 2.10. nader ingegaan.
6

2.4 ZWARTE STRALERS.
Een begrip dat veelvuldig opduikt in de stralingstheorie is de z.g. ‘zwarte straler’ of ‘black body’.
Een zwarte straler is een hypothetisch voorwerp met de twee volgende kenmerken:
- Alle binnenkomende straling (van alle golflengtes) wordt door het voorwerp volledig geabsorbeerd.
Er vindt dus geen reflectie plaats (vandaar de term ‘zwart’). Er wordt ook geen straling
doorgelaten.
- Het voorwerp zendt in alle golflengtes en in alle richtingen de maximaal mogelijke straling uit.
2.4.1 INTENSITEIT VAN DE UITGEZONDEN STRALING
Volgens de wet van Stefan-Boltzmann geldt voor de totale straling die door een zwarte straler
wordt uitgezonden:
E = σΤ 4
Waarin: E - de intensiteit van de totale in alle golflengtes
uitgezonden straling. (Wm -2 )
σ - een constante (Wm -2 K -4 )
Τ - de absolute temperatuur (K)
Ofwél: de uitgezonden straling is recht evenredig met de vierde macht van de absolute
temperatuur.
2.5 DE VERSCHUIVINGSWET VAN WIEN
In para 2.2. werd gesteld dat elk voorwerp straling uitzendt over een breed spectrum. Het is niet
zo dat een lichaam over het hele elektromagnetisch spectrum met dezelfde intensiteit straalt.
Wanneer de intensiteit van de uitgezonden straling als functie van de golflengte wordt uitgezet,
ontstaat een curve zoals in figuur 2.1. weergegeven.
Eλ
λ max
golflengte λ
Fig. 2.1.: intensiteit van de uitgezonden straling als functie van de golflengte.
7

Kenmerkend aan de curve in figuur 2.1. is:
Het vrij scherpe maximum dat bij een bepaalde golflengte wordt gevonden.
De scherpe afname van de intensiteit bij afnemende golflengte
De minder scherpe afname van de stralingsintensiteit bij toenemende golflengte, waarbij de
intensiteit verwaarloosbaar klein wordt naarmate de golflengte toeneemt.
De golflengte λ m waar de straling maximaal is, volgt uit de ‘verschuivingswet van Wien’, die luidt:
λm = 2897/T (μm)
Ofwel: de golflengte waarbij de stralingsintensiteit maximaal is, is omgekeerd evenredig aan de
absolute temperatuur. Nog anders gezegd: hoe hoger de temperatuur van een straler, des te
kleiner de golflengte waarbij de intensiteit van de straling maximaal is. De waarde van λm wordt
uitgedrukt in micrometers.
De zon heeft (aan de oppervlakte) een temperatuur van ca. 6000 Kelvin. Dus ligt de maximale
intensiteit van de zonnestraling rond de golflengte 2897/6000 = 0,48 μm, ergo in het gebied van
het zichtbaar licht. De aarde (en zijn atmosfeer) daarentegen heeft een temperatuur die in de orde
van grootte van zo’n 255 Kelvin ligt. Daarom bereikt de aardse straling zijn maximale intensiteit
rond 2897/255 = 11,3μm dus in het gebied van de infrarode straling.
Eerder werd al gesteld dat de intensiteit van de totale uitgezonden straling in sterke mate afhangt
van de temperatuur van het stralende voorwerp. Vergelijking van de aardse straling met de
zonnestraling levert het beeld zoals in de figuur 2.2. weergegeven.
Fig. 2.2.: energieweergave van de zon tegen die van de aarde.
λE λ
5780 K 255 K
0.1 0.15 0.2 0.3 0.5 1 1.5 2 3 5 10 15 20 30 50
golflengte (μm)
Let bij de interpretatie van deze figuur op het volgende: de x-as verloopt niet lineair maar
logoritmisch en (belangrijker) de weergegeven stralingsintensiteit voor de verschillende golflengtes
is met de golflengte vermenigvuldigd, waardoor de aardse straling t.o.v. die van de zon veel te
sterk is weergegeven. Uit bovenstaande figuur kan een aantal conclusies worden getrokken.
100
8

De curven overlappen elkaar vrijwel niet. Dat betekent het volgende. Bij waarnemingen in het
golflengtegebied van het zichtbaar licht, geldt in goede benadering dat de gemeten intensiteiten
uitsluitend worden veroorzaakt door gereflecteerd zonlicht. Daarentegen hebben metingen van
infrarode straling (in goede benadering) uitsluitend betrekking op straling afkomstig van de aarde
of zijn atmosfeer. De stelling met betrekking tot de overlap behoeft enige nuancering. In het nabijinfrarode
spectrum is namelijk wel degelijk sprake van overlap. Hiermee moet rekening worden
gehouden bij het doen van observaties in dat gebied. ‘s Nachts zal de straling in nabij-infrarood
uitsluitend bestaan uit ‘aardse’ straling. Overdag wordt voor een flink deel ook gereflecteerde
zonnestraling gemeten.
Volgens de wet van Stefan-Boltzmann is de totale uitgezonden straling recht evenredig met de 4de
macht van de absolute temperatuur. Uit de curven blijkt dat de straling is geconcentreerd in een
smalle golflengteband rond het maximum. Dat betekent dat, bij observaties in het golflengtegebied
rond dat maximum, er van uit mag worden gegaan dat ook de intensiteit van de straling in het
betreffende gebied in goede benadering recht evenredig is met de 4-de macht van de absolute
temperatuur. Dit is van belang bij het doen van observaties in het infrarood. Immers kleine
verschillen in temperatuur tussen de stralende lichamen veroorzaken behoorlijke (en dus
meetbare) verschillen in stralingsintensiteit.
2.6 EMISSIVITEIT
Bij de definitie van ‘zwarte stralers’ werd al gesteld dat het ging om hypothetische voorwerpen. In
feite voldoet geen enkele stof aan de gestelde voorwaarden. De hoeveelheid straling die wordt
uitgezonden, zal nooit de maximaal mogelijke zijn. In dat verband is het begrip emissiviteit
gedefinieerd als: het quotiënt van de straling die daadwerkelijk in een bepaalde golflengte wordt
uitgezonden en de uitstraling van een zwarte straler bij dezelfde temperatuur en in dezelfde
golflengte:
ε λ = e λ/E λ
Waarin: ε λ - de emissiviteit bij golflengte λ
e λ - de intensiteit van de daadwerkelijk
uitgezonden straling in golflengte λ (Wm -2 )
Eλ - de intensiteit van een zwarte straler in λ (Wm -2 )
Uit de definitie blijkt dat de emissiviteit altijd een waarde tussen 0 en 1 zal hebben.
Het begrip is om de volgende redenen van belang. Bij metingen in het infrarood wordt de gemeten
intensiteit vertaald naar een temperatuur. Dit gebeurt door gebruik te maken van de wet van
Stefan-Boltzmann, die geldt voor zwarte stralers. Er moet rekening worden gehouden met het feit,
dat het buiten beschouwing laten van de emissiviteit, tot een te lage interpretatie van de
temperatuur zou leiden.
9

Rekening houdend met de emissiviteit verandert de wet van Stefan-Boltzmann voor de
daadwerkelijke stralingsintensiviteit in:
E = εσT 4 (Wm -2 )
Dus als de stralingsintensiteit is gemeten, volgt de temperatuur uit:
(K)
T
=
4
E
ε ⋅σ
De emissiviteit blijkt sterk van de golflengte af te hangen. Mede daarom wordt bij
het maken van IR-beelden in een golflengte-gebied gekeken, waar de emissiviteit zoveel mogelijk
tot de waarde 1 nadert. En hier doet zich een probleem voor. De emissiviteit (dus de reductie van
de stralingsintensiteit) is niet voor alle soorten materie hetzelfde, maar varieert voor verschillende
soorten aardoppervlak. Ook bij verschillende soorten bewolking is er sprake van emissiviteit. Er
blijft, als met één bepaalde emissiviteitswaarde rekening wordt gehouden, sprake van een fout in
de temperatuurbepaling. Het is niet mogelijk om voor deze fout een vaste waarde aan te geven. De
herleide temperatuur kan, afhankelijk van het bekeken oppervlak, zowel iets te hoog als te laag
zijn. De gekozen correctie (d.w.z. waarde van de emissiviteit) is zodanig dat de temperatuur van
de bewolking zo goed mogelijk wordt weergegeven. Daardoor komt (onbewolkt) aardoppervlak te
koud over, terwijl bewolking zowel iets te warm als iets te koud kan zijn weergegeven. Meestal is
de fout in de temperatuurbepaling in de orde van grootte van enkele graden.
2.7 ABSORPTIE EN ATMOSFERISCHE VENSTERS
De mate waarin straling wordt gereflecteerd, geabsorbeerd of doorgelaten hangt af van de
golflengte van de straling. Maar niet alleen daarvan. Ook de soort materie waar de straling op valt
speelt een rol: glas laat straling met een golflengte in het zichtbaar licht door, steen doet dat niet.
In de atmosfeer komen gassen voor, die bepaalde (niet alle!) golflengtes in het infrarode gebied
goed absorberen. Ozon, bijvoorbeeld, absorbeert straling met een golflengte van ca. 9,5 μm.
vrijwel volledig. Andere stoffen absorberen strek in weer andere golflengtes. Het gevolg is, dat de
aardse straling in sommige golflengte-gebieden niet ongehinderd de atmosfeer passeert. In andere
golflengtes kan dat wel het geval zijn, nl: indien de atmosfeer geen componenten heeft die
dergelijke golflengtes absorberen. Dit levert een beeld op zoals in figuur 2.3. gegeven.
Fig. 2.3.: weergave van de atmosferische vensters en de geabsorbeerde straling.
absorptie (%)
0
100
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
Golflengte (μm)
10

De ‘dalen’ in de figuur representeren gebieden waar de straling in sterke mate wordt geabsorbeerd.
De pieken tonen golflengtes die de atmosfeer vrijwel ongehinderd kunnen passeren.
Wat zijn nu de consequenties van het voorkomen van dergelijke pieken en dalen? Stel een satelliet
verricht metingen in een golflengteband in het infrarode gebied, waar de straling in sterke mate
wordt geabsorbeerd. Wat wordt dan geregistreerd? De geabsorbeerde straling zorgt voor een
toename van de energie van de atmosfeer, m.a.w. de atmosfeer warmt aan. Maar, zoals bekend,
over een groot gebied en over een langere periode bekeken, is er van (verdere) aanwarming van
de atmosfeer geen sprake. Er is dus kennelijk een evenwichtstoestand bereikt. Dat kan alleen het
geval zijn als de atmosfeer zelf ook weer straling uitzendt. Dat is dan ook inderdaad het geval. Dit
is in overeenstemming met de z.g. ‘Wet van Kirchhoff’, die zegt dat materialen die bij een bepaalde
golflengte sterk absorberen, in die zelfde golflengte ook sterk zullen uitstralen. Maar dat uitstralen
gebeurt dan wel bij een andere temperatuur dan waarmee de aarde, c.q. de lagere regionen van
de atmosfeer, straling uitzenden. Dus registreert de satelliet, ‘kijkend’ in een absorptie-band, de
stralingsintensiteit (ergo: de temperatuur) van de hogere luchtlagen. En daar ben je niet echt in
geïnteresseerd.
Dus is het slim om observaties te doen in een golflengte-band waar de atmosfeer wel transparant
is voor IR-straling. Een dergelijke band wordt ‘atmosferisch venster’ of ‘window’ genoemd. In
figuur 2.3. worden de ’windows’ weergegeven door de pieken in de curve. In onbewolkte gebieden
laat de atmosfeer de straling in een ‘window’ door. Dus wordt daar de straling afkomstig van het
aardoppervlak gemeten. Bewolking is niet transparant voor IR-straling. IR-straling wordt door
wolken voornamelijk gereflecteerd en voor een klein deel geabsorbeerd. Dus is het aardoppervlak,
daar waar bewolking aanwezig is, niet zichtbaar. Aan de toppen van de bewolking, vindt echter
uitstraling plaats. Dus wordt in bewolkte gebieden de intensiteit van de straling afkomstig van de
toppen van de bewolking gemeten. Merk op dat er een venster voor komt in het infrarode deel van
het spectrum tussen 10 en 12 μm, juist daar waar de IR-straling zijn maximale intensiteit bereikt.
2.8 REMOTE SENSING
Overigens is een handig gebruik van de aanwezigheid van absorptie-banden mogelijk. En dan
vooral van het feit dat de absorptie het gevolg is van de aanwezigheid van verschillende
atmosferische componenten. Dergelijke componenten hoeven niet altijd over de gehele diepte van
de atmosfeer in dezelfde mate voor te komen. In para 2.7. werd ozon als één van de absorberende
componenten genoemd. Door rond 9,5 μm te observeren, wordt de intensiteit van de straling
afkomstig uit de ozonlaag gemeten. Zo is het, door gebruik te maken van meerdere golflengtes,
mogelijk een beeld te krijgen van de temperatuuropbouw in verschillende lagen van de atmosfeer.
Daarbij wordt niet alleen gebruik gemaakt van het verschijnsel dat verschillende componenten een
verschillend absorptie-gedrag vertonen. Door niet midden in een absorptie-band te meten, maar
aan de rand daarvan, kan in meer of mindere mate diep in de atmosfeer worden gemeten.
Daarvoor is een goed beeld van de verticale distributie van de verschillende atmosferische
11

componenten en van de mate waarin ze straling in een bepaalde golflengteband absorberen nodig.
Deze wijze van vaststellen van (ruwe) verticale temperatuurprofielen heet ‘remote sensing’.
2.9 WV-BEELDEN
Waterdamp (engels: Water Vapour) absorbeert straling met een golflengte tussen 5 en 8 μm in
sterke mate. Dit gebied uit het elektromagnetisch spectrum wordt daarom wel de absorptieband
van waterdamp of WV-band genoemd. De aanwezigheid van deze band wordt gebruikt voor het
doen van metingen aan het voorkomen van waterdamp in de hogere atmosfeer. Hierop wordt
nader ingegaan in hoofdstuk 11.
2.10 VERSTROOIING
Met verstrooiing wordt bedoeld: het verschijnsel, dat de richting van elektromagnetische straling
verandert onder invloed van een botsing tussen die straling en moleculen van het medium waar de
straling door valt. Bij verstrooiing gaat de stralingsenergie niet verloren; deze wordt in meerdere
richtingen verspreid. De directe straling verliest daardoor wel een deel van zijn energie. In de
atmosfeer komt een groot aantal verschillende stoffen voor die voor verstrooiing zorgen. Zowel
‘luchtmoleculen’, waterdamp, als aërosolen dragen bij aan verstrooiing van visuele en IR-straling.
Ook aan het aardoppervlak vindt een vorm van verstrooiing plaats: reflectie.
De wijze waarop straling wordt verstrooid is, zoals zoveel stralingsverschijnselen, in sterke mate
afhankelijk van de golflengte van de straling. Ook de grootte van de verstrooiende moleculen
speelt een rol. Om precies te zijn hangt de wijze van verstrooiing af van de verhouding tussen de
molecuulgrootte en de golflengte van de straling. In dit verband is het zinvol het verhoudingsgetal
α te beschouwen, dat is gedefinieerd als:
α= r/λ
Waarin r de straal van de verstrooiende molecule is.
Er valt onderscheid te maken tussen drie vormen van verstrooiing.
Wanneer α groter is dan (ruwweg) 10, anders gezegd: wanneer de straal van de verstrooiende
moleculen in de orde van 10 maal (of meer) groter is dan die van de golflengte van de straling, zal
de verstrooiing volgens de regels der geometrie plaatsvinden, d.w.z. dan is er sprake van reflectie.
Bij de twee volgende vormen van verstrooiing is sprake van afbuiging van de straling.
Als α een waarde tussen 0,1 en 10 aanneemt (d.w.z. de verstrooiende moleculen hebben een
straal van dezelfde ordegrootte als de golflengte), dan vindt de verstrooiing plaats op die wijze die
in het begin van de 20-ste eeuw werd beschreven door Gustav Mie. Deze vorm van verstrooiing
wordt dan ook Mie-verstrooiing genoemd. Aangezien de hoek waaronder het afbuigen van de
straling plaatsvindt in sterke mate afhangt van α, is de ruimtelijke verdeling van de verstrooide
straling complex. Kleine veranderingen in de verhouding tussen de straal van de moleculen en de
golflengte leveren aanzienlijke veranderingen op in de wijze waarop de straling wordt afgebogen.
Voor straling in een golflengte-band van beperkte breedte hangt de mate van verstrooiing dus
sterk af van de grootte van de straal van de deeltjes in het medium.
Als α een waarde tussen 0,1 en 0,001 aanneemt (d.w.z. de straal van de verstrooiende moleculen
bedraagt slechts een tiende tot een duizendste van de golflengte) dan vindt de verstrooiing plaats
op een wijze zoals in de negentiende eeuw door Lord Rayleigh beschreven. Hij toonde aan dat de
straling onder deze omstandigheden op regelmatige wijze wordt verstrooid, d.w.z. dat de straling,
na verstrooiing, zowel in voorwaartse als in achterwaartse richting is afgebogen. Deze vorm van
verstrooiing wordt Rayleigh-verstrooiing genoemd.
Indien α kleiner dan 0,001 (d.w.z. de straal van de moleculen in het medium is duizend maal of
meer kleiner dan de golflengte) dan is de mate van verstrooiing verwaarloosbaar.
12

figuur 2.4.: Verstrooing door verschillende atmosferische componenten van straling bij
verschillende golflengtes.
2.10.1 RAYLEIGH-VERSTROOIING
Zichtbaar licht (met een golflengte van ca 0.5μm) wordt door ‘luchtmoleculen’ (die een straal in de
orde van grootte van 10 -3 μm hebben) op de door Rayleigh beschreven wijze verstrooid.
Voorwaarde is dat de atmosfeer weinig aërosolen (die uit relatief zeer grote moleculen bestaan)
bevat. De intensiteit van het strooilicht is omgekeerd evenredig met de vierde macht van de
golflengte. Dit verklaart waarom blauw licht, met de kortste golflengte in het zichtbare deel van het
EMS, na verstrooiing overheerst. Dit geeft de hemel zijn blauwe kleur tijdens dagen met een
schone atmosfeer. Merk op dat de verstrooiing door ‘luchtmoleculen’ van straling met een
golflengte van 10 μm (waar de aarde maximaal uitstraalt) verwaarloosbaar is. Rook, stof en
heiigheid daarentegen zorgen voor Rayleigh-verstrooiing van IR-straling.
2.10.2 MIE-VERSTROOIING
Mie-verstrooiing van zichtbaar licht vindt plaats door de aanwezigheid van rook, stof en zand,
aërosolen met een relatief grote straal. Wanneer de verstrooiende deeltjes min of meer even groot
zijn, zal het zonlicht een bepaalde tint krijgen. Zowel een roodachtige als een blauwachtige
schakering zijn mogelijk. Meestal zullen de aërosolen zo’n uniforme opbouw echter niet vertonen.
Er is dan sprake van z.g. diffuse verstrooiing, waarbij alle golflengtes (in het zichtbaar licht) in
ongeveer even sterke mate worden verstrooid. De hemel krijgt, in onbewolkte situatie, een
melkachtig, wit uiterlijk.
In het golflengte-bereik van het nabij-infrarood (rond 3 μm) zorgen wolkenelementen voor
verstrooiing volgens het Mie-regime. Dit is van belang bij de interpretatie van METOP- en NOAAbeelden
gemaakt met gebruikmaking van kanaal 3B. In dit kanaal hangt de mate van verstrooiing
in sterke mate af van α; bij vastliggende golflengte betekent dat: de verstrooiing hangt sterk
samen met de grootte van de wolkenelementen. Meer hierover in de volgende hoofdstukken.
2.10.3 REFLECTIE
r (μm)
10 4
10 3
10 2
10
1
10 -1
10 -2
10 -3
zonnestraling
reflectie
Mie verstrooiing
aardse straling
Rayleigh-verstrooiing
verwaarloosbare verstrooiing
1 10 10 2 10 3 10 4 10 5
λ (μm)
Indien de moleculen groot zijn t.o.v. de golflengte van de straling die er op valt, vindt reflectie
plaats. De mate van reflectie (d.w.z. de hoeveelheid straling die wordt gereflecteerd) is afhankelijk
van de z.g. ‘albedo’ van de reflecterende materie. De albedo is de reflectie-coëfficiënt r λ zoals
geïntroduceerd in para 2.3. Iets nauwkeurig gezegd is de albedo: de grootheid waarmee wordt
aangegeven welk deel van de invallende zonnestraling (zonder absorptie) naar de ruimte wordt
gereflecteerd. Behalve van de golflengte van de invallende straling blijkt de albedo in sterke mate
α=10
α=1
α=10 -1
(weerradar)
α=10 -3
Regendruppels
Motregen
Wolkenelementen
Rook, stof, heiigheid
Luchtmoleculen
13

af te hangen van de aard van de reflecterende materie. In onderstaande tabel wordt de reflectiecoëfficiënt
(als percentage) van een aantal verschillende oppervlakken voor zonlicht (lees:
zichtbaar licht) gegeven.
Onbegroeide aarde (modder) 10 – 25
Zandgrond/woestijn 25 – 40
Gras 15 – 25
Bos 10 – 20
Sneeuw (schoon/droog) 75 – 95
Sneeuw (vies/nat) 25 – 75
Zee-oppervlak (zon > 25 gr. boven de horizon) < 10
Zee-oppervlak (lage zonnestand) 10 – 70
Merk op dat er een nog al breed spectrum mogelijk is. De werkelijke reflectie hangt sterk af van de
zonnestand, of (bij sneeuw) van de ouderdom van de sneeuw. In deze tabel is het albedo van de
verschillende wolkensoorten niet opgenomen. In volgende hoofdstukken, waar de interpretatie van
satellietbeelden aan de orde komt, wordt het albedo van bewolking behandeld. Wel kan hier al
worden opgemerkt dat v.w.b. de reflectie van zichtbaar licht aan wolkenelementen geen sprake is
van een sterke golflengte-afhankelijkheid. Al het zichtbare licht wordt in dezelfde mate
gereflecteerd, reden waarom bewolking wit is.
14

3.1 INLEIDING
H3 – SATELLIETEN
Bij het gebruik van satellietbeelden is enige kennis van de stralingstheorie noodzakelijk. Dit aspect
kwam aan de orde in een vorig hoofdstuk. Ook inzicht in de wijze waarop de beelden tot stand
kwamen is wenselijk. Daardoor kunnen niet alleen de sterke kanten van de beelden volledig
worden uitgebuit, maar zal ook een beter begrip voor de beperkingen ervan bestaan. Daarom
wordt in dit hoofdstuk nader ingegaan op de verschillende types (meteorologische) satellieten en
op de informatie die middels de verschillende gebruikte kanalen wordt verkregen. Daarvoor is het
nodig dat een aantal begrippen wordt geïntroduceerd en toegelicht.
3.2 ENKELE BELANGRIJKE BEGRIPPEN
3.2.1 SUB-SATELLITE POINT (SSP)
Onder het Sub-Satellite Point verstaat men het punt op het aardoppervlak recht onder de satelliet.
3.2.2 RESOLUTIE
De ‘resolutie’ (ook wel het ‘oplossend vermogen’) van de satelliet is de minimale grootte van
afzonderlijke elementen die nog als zodanig te onderscheiden zijn. De resolutie hangt af van:
- de kwaliteit van de gebruikte apparatuur;
- de hoogte van de satelliet (hoe lager de satelliet, des te beter de resolutie;
- de golflengte waarin wordt gekeken. Bij metingen in golflengtes van het zichtbaar licht is in
principe een betere resolutie mogelijk dan bij metingen in het IR-gebied;
- de hoek waaronder naar een deel van de aarde wordt gekeken (deze hoek hangt af van de
kromming van de aarde en van de horizontale afstand tot de satelliet). De resolutie zal het best
zijn vlak onder de satelliet, dus nabij het SSP.
De resolutie van visuele en IR-beelden bedraagt meestal enkele vierkante kilometers.
De resolutie van het uiteindelijke beeld hangt ook af van de resolutie van het beeldscherm van het
werkstation.
3.3 ONDERVERDELING NAAR SOORT SATELLIETBAAN
Satellieten kunnen worden onderverdeeld naar de soort baan die zij volgen. Er is onderscheid
mogelijk tussen geostationaire satellieten, die op een vast punt boven de evenaar staan en polaire
satellieten, die in een baan om de aarde cirkelen. Deze banen lopen vlak langs de polen.
Satellietbanen
Satellieten zijn natuurlijke of kunstmatige voorwerpen die zich binnen het zwaartekrachtsveld van
een hemellichaam bewegen. De beweging van deze voorwerpen wordt door de wetten van Kepler
en de bewegingswet van Newton beschreven.
Kepler ontdekte dat alle planeten zich in een elliptische baan om de zon bewegen met als
brandpunt de zon zelf. De verbindingslijn tussen de zon en een planeet bestrijkt in dezelfde tijd
dezelfde vlakken(constante vlaksnelheid). Het kwadraat van de omloopsnelheid (O) van een
planeet is evenredig met de derde macht van de gemiddelde afstand tot de zon.
O
2
2 3
4π
a
=
G(
m + m
1
2
)
( 1)
G= de gravitatie constante,
m1, 2 = massa van de voorwerpen
a = de afstand tot de zon
15

Vertalen we dit naar aardsatellieten. Dan is a de afstand tot het middelpunt van de aarde, M is de
massa van de aarde en m de massa van de satelliet. Als we de omloopsnelheid kennen kunnen we
dus de evenwichtsafstand van de satelliet t.o.v. de aarde berekenen. Ook kunnen we naar een
evenwicht van krachten kijken.
De centripetaal kracht moet in evenwicht zijn met de zwaartekracht.
Als de satelliet met een hoeksnelheid ω beweegt dan is de centripetaal kracht: m a
2
ω .
De kracht die de zwaartekracht uitoefent is uit te drukken als :
GMm
m a =
a
2
Dus: ω
( 2)
2
2 3
Of als we de satellietmassa wegstrepen: ω a = GM
De omlooptijd
2π
p =
ω
a
GM
3
Of: p = 2π
( 3)
Dit is de derde wet van Kepler (400 jaar oud)
GMm
Satellieten kunnen worden onderverdeeld naar de soort baan die ze volgen. Er is onderscheid
mogelijk tussen geostationaire satellieten, die op een vast punt boven de evenaar staan en polaire
satellieten, die in een baan om de aarde cirkelen. De banen van de polaire satellieten lopen vlak
langs de polen. In de figuur hieronder is een overzicht gegeven van de huidige operationele
geostationaire en polaire satellieten.
De huidige toestand in de ruimte om de aarde. Diverse
geostationaire en circumpolaire satellieten cirkelen op verschillende
hoogtes rond de aarde en observeren het aardoppervlak
2
a
16

3.3.1 GEOSTATIONAIRE SATELLIETEN
Voor veel meteorologische toepassingen is de mogelijkheid om op continue-basis waarnemingen
van een bepaald gebied te doen zeer waardevol. Bij het doen van satellietobservaties kan dat
alleen als de satelliet zich op een vast punt boven de aarde bevindt. Een dergelijke stationering van
een satelliet is alleen (langdurig) mogelijk door de satelliet op een hoogte van ca. 35.600 km
boven de evenaar te plaatsen. Op die manier bestaat er evenwicht tussen enerzijds de
aantrekkingskracht die de aarde op de satelliet uitoefent en anderzijds de middelpuntvliedende
kracht die het gevolg is van de omwentelingssnelheid van de satelliet rond de aarde. Op 35.600 km
hoogte is de omwentelingssnelheid nodig voor het gewenste krachtenevenwicht zodanig, dat de
satelliet precies dezelfde draaisnelheid als de aarde heeft. Hij blijft dan boven hetzelfde punt van
de evenaar staan. De satelliet is ‘geostationair’.
Vanuit een geostationaire satelliet is een halfrond van de aarde zichtbaar. Door de kromming van
het aardoppervlak zijn de geobserveerde beelden aan de randen sterk vertekend. Zodanig zelfs dat
de beelden daar onbruikbaar zijn. In de praktijk zijn beelden tot 55 graden van het SSP
betrouwbaar, terwijl beelden die zich meer dan 75 graden van het SSP bevinden, volledig
onbruikbaar zijn. In het tussenliggende gebied zijn de gegevens weliswaar bruikbaar, maar niet erg
betrouwbaar.
Er wordt naar gestreefd om continu een vijftal geostationaire satellieten operationeel te hebben.
Deze dienen zich dan met een onderlinge afstand van ca. 70 lengtegraden boven de evenaar te
bevinden. Voor ons het meest van belang is ‘Meteosat’ (waarover in de volgende paragraaf meer),
die zich boven de Golf van Guinee bevindt. In het overzicht (figuur 3.1.) zijn de posities van een
aantal geostationaire satellieten weergegeven. Tevens is aangegeven van welke gebieden
(bruikbare) informatie beschikbaar is. Wat meteen zal opvallen is het feit dat er, m.b.v.
geostationaire satellieten, geen bruikbare info van hogere breedten kan worden verkregen.
Fig. 3.1.: een aantal posities van geostationaire satellieten.
Door de satelliet rond z’n as te laten draaien, is een vaste stand van de satelliet t.o.v. de aarde te
handhaven (gyrotol-effect). De omwentelingssnelheid van de satellieten is 100 toeren per minuut.
De draaiende beweging wordt tevens benut voor het maken van de observaties. Hierbij wordt
gebruik gemaakt van spiegels, die de aarde tijdens de draaiende beweging van de satelliet
aftasten. Door de stand van de spiegels na iedere omwenteling iets te wijzigen, wordt steeds een
andere baan afgetast (zie fig. 3.2.).
17

Fig. 3.2.: De verschillende banen die door de satelliet wordt afgetast als gevolg van de
verschillende stand van de spiegels.
De straling afkomstig van een klein deel van het aardoppervlak wordt op een sensor gefocust. Deze
sensor zet de gemeten stralingsenergie om in een elektrisch signaal. Door toepassing van
verschillende filters, wordt bereikt dat de sensor slechts de energie van een geselecteerd deel van
het elektromagnetisch spectrum registreert. Het aftasten van het zichtbare deel van de aarde duurt
in totaal ca. 12 minuten.
De satelliet werkt op energie verkregen middels zonnecellen. Voor baancorrecties maakt men
gebruik van stuurraketjes die voor hun energievoorziening afhankelijk zijn van een beperkte
hoeveelheid hydrazine aan boord. Deze hoeveelheid is voldoende voor ongeveer 5 jaar, waarna de
satelliet ophoudt met functioneren.
3.3.2 POLAIRE SATELLIETEN
Teneinde ook informatie uit gebieden op hogere breedten te verkrijgen, wordt gebruik gemaakt
van polaire satellieten. Dit zijn satellieten die in een baan vlak langs de polen rond de aarde
cirkelen. Dat gebeurt op hoogtes tussen 800 en 850 km. Duidelijk zal zijn dat, als gevolg van deze
geringere hoogte, de resolutie van polaire satellieten beter is dan die van geostationaire satellieten.
Een ander gevolg is dat het zichtbare deel van de aarde veel kleiner is. Een polaire satelliet ‘kijkt’
ca. 1.500 km aan weerszijde van de gevolgde baan, zodat een compleet beeld een gebied van zo’n
3.000 km breed bestrijkt. Polaire satellieten cirkelen in ongeveer 100 minuten rond de aarde. De
baan van de satelliet bevindt zich steeds in hetzelfde vlak. Omdat de aarde onder de satelliet door
draait, is bij iedere omloop een ander deel van het aardoppervlak zichtbaar. Als gevolg daarvan en
door de beperkte breedte van de observatie zijn van gebieden op lagere breedten minder frequent
beelden beschikbaar (zie figuur 3.3.).
18

Fig. 3.3.: een weergave van de baan die een polaire satelliet beschrijft.
Nabij de polen overlappen de verschillende beelden elkaar, zodat van de regio’s rond de polen (per
satelliet) ieder anderhalf uur beelden beschikbaar zijn. Er zijn momenteel twee (Amerikaanse)
polaire weersatellieten operationeel: de NOAA-17 en de NOAA-18 (NOAA = National Oceanic and
Atmosferic Administration).
19

Baan (swath) poliare satelliet
20

Uitleg en operationeel gebruik van RGB
Voor het West-Europees gebied zijn vooral de z.g. ‘Meteosat’ geostationaire satellieten van belang.
De verantwoordelijkheid voor deze satellieten berust bij Eumetsat, een Europese organisatie waarin 20
(member states) +10 (cooperating states)= 30 meteodiensten samenwerken..
De eerst Meteosat werd gelanceerd in 1977. Sindsdien hebben de opeenvolgende satellieten uit de
serie vrijwel ononderbroken gegevens geleverd. De operationele ‘Meteosat’ bevindt zich boven de
Golf van Guinee. De satellieten zijn niet exact geostationair. In feite ‘drijven’ ze langzaam van west
naar oost. Om die reden worden ze initieel op een positie op 1 0 WL geplaatst, waarna ze in de loop van
ongeveer vijf maanden naar 1 0 OL bewegen. Daar aangekomen wordt de satelliet weer 2 graden naar
het westen verplaatst.
In 2002 werd de eerste Meteosat Second Generation (MSG) gelanceerd, gevolgd door een tweede in
december 2005. Met de ingebruikname van deze satellieten is voldaan aan de wens om meer
gedetailleerde gegevens te genereren. Dit met name voor de input van numerieke modellen.
De (operationele) Meteosats verrichten waarnemingen in een twaalftal kanalen, te weten in twee
visuele kanalen, zeven IR-kanalen, twee WV-banden (absorptie-banden) en één hoog resolutie visueel
kanaal. Het opbouwen van een compleet beeld gebeurt van zuid naar noord ca. 12 minuten. Daarnaast
wordt Meteosat gebruikt voor communicatie-doeleinden. Dat betreft dan niet alleen het verzenden van
de beelden, maar ook de verzending van andere meteorologische gegevens.
Het grondstation van de EUMETSAT bevindt zich te Darmstadt. Daar vindt, na ontvangst van de
beelden, een aantal bewerkingen plaats. Een belangrijke bewerking is de geografische plaatsbepaling
van de pixels, een proces dat ‘rectificatie’ wordt genoemd. Een nauwkeurige plaatsbepaling maakt het
o.m. mogelijk om animaties van de beelden te maken. Na bewerking worden de beelden, via Meteosat
en andere communicatiesatellieten, aan de diverse gebruikers (waaronder het KNMI) verstuurd,
waarna verdere distributie plaatsvindt.
21

Een aantal meteorologische instituten van de lidstaten bundelen hun expertise om de satellietdata te
bewerken en vervolgens ter beschikking te stellen aan de 30 lidstaten. De bewerkingen vinden plaats
in zogenaamde SAF´s (Satellite Application Facilities). In 2007 zijn er 7 SAF´s operationeel nl, SAF
support to Nowcast and Very Short Range Forecasting (NWC), Ocean and Sea Ice SAF (OSI),
Climate Monitoring SAF (CM), Numerical Weather Prediction SAF (NWP), Land Surface Analysis
SAF (LSA), Ozone and Atmospheric Monitoring SAF (O3M) en GRAS Meteorology SAF (GRAS).
Het KNMI neemt deel in een 4 tal SAF´s. Voor meer info zie:
http://www.eumetsat.int/Home/Main/What_We_Do/SAFs/Projects/index.htm?l=en
Meteosat wordt tevens als communicatiesatelliet gebruikt. Zo kunnen automatische weerstations hun
data via Meteosat aan de gebruikers verzenden. Zowel stationaire als bewegende stations (zoals
bijvoorbeeld een aantal KLM B-747) gebruiken deze mogelijkheid.
De huidige generatie satellieten zal tot 2018 dienst blijven doen. Daarna worden de MTG (Meteosat
Third Gereration) in gebruik genomen. Deze nieuwe generatie (Meteosat Third Generation) heeft
aanzienlijk meer mogelijkheden t.o.v. de huidge generatie. Zo verschijnen de foto's in een
hogere resolutie en worden de begeerde plaatjes ook met hogere snelheid verzonden. Verder
gebruikt het systeem 16 kanalen terwijl de huidige satellieten de beschikking hebben over 12
kanalen. Verder is het apparaat in staat om een goed beeld te geven van de hoeveelheid vocht
die op verschillende hoogtes in de atmosfeer aanwezig is. Ook levert het een bijdrage aan de
bliksemdetectie. De nieuwe Meteosat-satellieten gaan ook dwarsdoorsneden van vocht en
temperatuur in de atmosfeer maken. Deze gegevens worden direct verwerkt in weermodellen
op basis waarvan de weerberichten worden gemaakt. Ook de weerbedrijven in de private
sector maken gebruik van Meteosat-gegevens. In de wetenschap wordt er ook gebruik van
gemaakt, onder andere voor klimaatonderzoek.
3.4.1 TIJDELIJK VERLIES VAN ONTVANGST
Onder bepaalde omstandigheden vindt er een tijdelijke onderbreking van de waarnemingen plaats.
Daaraan liggen de volgende redenen ten grondslag.
Gedurende enkele uren per jaar ondergaat Meteosat een eclips (verduistering) van de zon door de
aarde (De satelliet bevindt zich dan in de schaduw van de aarde.) Dat betekent dat er tijdelijk geen
22

energie wordt opgewekt door de zonnecellen. Dat is het geval rond het begin van de lente en rond het
begin van de herfst. Het doen van waarnemingen wordt dan gestaakt, teneinde energie te sparen. Als
gevolg daarvan zijn in de periode van (ongeveer) 1 maart tot 15 april en in de periode van 1 september
tot 15 oktober geen beelden beschikbaar van ca. 2300z t/m 0100z.
Tenslotte kan zich nog het geval voordoen dat de satelliet zich, gezien vanuit het ontvangststation van
de gebruiker, recht voor de zon bevindt. In dat geval is ontvangst van data niet mogelijk. Dit is een
aantal uren per jaar het geval.
3.4.2 VIS-KANALEN
MSG verricht metingen aan het zichtbaar licht in drie kanalen nl VIS 0.6 (0,56-0,71 μm), VIS 0.8
(0,74-0,88 μm) en HRV (High Resolution Visible) 0,5-0,9 μm. De HRV heeft een resolutie van 1 x 1
km op het SSP. De andere twee kanalen hebben een oplossend vermogen van 3 x 3 km op het SSP.
3.4.3 NIR-KANAAL
VIS 0.6 VIS 0.8
HRV
23

MSG verricht metingen aan de NIR (Near InfraRed) straling in het kanaal 1.6 (1,50-1,78 μm). Dit
kanaal heeft een resolutie van 3 x 3 km op het SSP.
3.4.4 IR-KANALEN
NIR 1.6
MSG verricht metingen aan de IR-straling in 6 kanalen nl IR 3.9 (3,48-4,36 μm), IR 8.7 (8,30-9,10
μm), IR 10.8 (9,80-11,80 μm) en IR 12.0 (11,00-13,00 μm). Deze kanalen liggen in een atmosferisch
venster, dus absorptie van de straling speelt vrijwel geen rol. Bewolking is niet transparant voor de
gemeten golflengtes. De gemeten temperaturen corresponderen in bewolkte gebieden dan ook met die
van de wolkentoppen. De beelden hebben een resolutie van 3 x 3 km op het SSP. De andere 2 IR
kanalen zijn IR 9.7 (9,38-9,94 μm) en IR 13.4 (12,40-14,40 μm). In deze kanalen wordt de straling
geabsorbeerd door resp. ozon en CO2. Ook deze beelden hebben een resolutie van 3 x 3 km op het
SSP. IR 3.9 IR 8.7
24

3.4.5 WV-KANALEN
IR 10.8 IR 12.0
IR 9.7 IR 13.4
MSG verricht metingen aan het voorkomen van waterdamp in de hogere troposfeer in twee kanalen nl
WV 6.2 (5,35-7,15 μm) en WV 7.3 (6,85-7,85 μm). Hierdoor kan informatie worden verkregen van de
vochtverdeling op 350 HPa (WV 6.2) en 500 Hpa (WV 7.3). De beelden hebben een resolutie van 3 x
3 km op het SSP.
25

3.5 METOP en NOAA
Met de polaire METOP- en NOAA-satellieten worden beelden in een 6-tal golflengtebanden gemaakt
(kanaal 1, 2, 3a, 3b, 4, en 5). Dat gebeurt met de z.g. AVHRR (Advanced Very High Resolution
Radiometer). De resolutie van de beelden van de AVHRR is 1 x 1 km.
Daarnaast verrichten deze satellieten ‘remote sensing’, met verschillende meetinstrumenten. Met deze
instrumenten worden gegevens ingewonnen zoals verticale temperatuur- en vochtprofielen en
windgegevens boven de oceanen en zeeën. De gegevens worden gebruikt in numerieke modellen.
Tenslotte beschikken de satellieten over een communicatiesysteem. Dit wordt niet alleen gebruikt voor
de verspreiding van de beelden, maar ook voor het inzamelen van gegevens van automatische
weerstations en voor communicatie t.b.v. Search & Rescue-doeleinden.
Omdat de polaire satellieten niet om hun as draaien, staan de sensoren steeds op de aarde gericht. De
beelden worden eveneens opgebouwd door het maken van scans. De verschillende scans komen bij
deze satellieten echter tot stand door de noord-zuid (c.q. zuid-noord) verplaatsing van de satelliet.
26

3.5.1 KANAAL 1 – ZICHTBAAR LICHT
Het golflengtebereik van kanaal 1 is 0,58 – 0,68 μm. Dat komt overeen met de golflengte van oranje
licht. Dit kanaal wordt gebruikt voor bewolkingdetectie en landkartering.
De verstrooiing aan aërosolen en nevel vindt in deze golflengte volgens het Mie-regime plaats.
Aërosolen en nevel zijn in deze golflengte dan ook redelijk goed zichtbaar en leveren soms een
grijszweem op.
3.5.2 KANAAL 2 – NABIJ INFRAROOD
Het golflengtebereik van kanaal 2 is 0,725 – 1,0 μm. Dat is voor een klein deel binnen het gebied van
het zichtbare licht en een groot deel in het nabij infrarood. De stralingsbijdrage bestaat, overdag, uit
gereflecteerd zonlicht en voor een deel uit (thermische) straling die door de warmere delen van de
aarde is geëmitteerd. Hoge stralingsintensiteiten corresponderen met warme gebieden en/of met
gebieden met een hoog albedo. Lage stralingsintensiteiten komen overeen met koude gebieden of met
gebieden met een laag albedo. In het zomer-halfjaar is dan ook een goed onderscheid mogelijk tussen
warme landoppervlakken (hoog albedo) en koelere zeegebieden (laag albedo). In het winter-halfjaar is
dit onderscheid echter kleiner dan in kanaal 1. De verstrooiing aan aërosolen vindt in deze golflengte
volgens het Rayleigh-regime plaats.
27

3.5.3 KANAAL 3A – NABIJ INFRAROOD
Het golflengtebereik van kanaal 3A is 1,58 – 1,64 μm. Wordt overdag gebruikt.
3.5.4 KANAAL 3B – NABIJ INFRAROOD
Het golflengtebereik van kanaal 3B is 3,55 tot 3,93 μm. Dit is het gebied waar de overlap tussen
gereflecteerde zonnestraling en thermische straling het grootst is. Van absorptie door luchtmoleculen
is in deze golflengte vrijwel geen sprake. De beelden zijn dan ook van een goede kwaliteit.
De straling bestaat ‘ nachts uitsluitend uit aardse (thermische) straling. Overdag is de bijdrage van
gereflecteerde zonnestraling van dezelfde ordegroote als die van de thermische straling. De
interpretatie van de nachtbeelden verschilt dan ook van die van de dagbeelden.
De interpretatie wordt verder gecompliceerd door het feit dat de golflengte van dezelfde ordegrootte is
als de straal van vloeibare wolkenelementen. Er is dus sprake van Mie-verstrooiing, wat tot
ingewikkelde vormen van verstrooiing leidt. IJsdeeltjes die over het algemeen veel groter zijn,
absorberen sterk in deze golflengte.
.
3.5.5 KANAAL 4 – INFRAROOD
Het golflengtebereik van kanaal 4 is 10,30 – 11,30 μm.
3.5.6 KANAAL 5 – INFRAROOD
28

Het golflengtebereik van kanaal 5 is 11,50 – 12,50 μm. Het kanaal vertoont vrijwel geen zichtbare
verschillen met kanaal 4.
29

H4 – RGB’s
4.1 INLEIDING
In deze paragraaf aandacht voor de meest gebruikte RGB’s van dit moment.
Overzicht van alle spectrale kanalen in MSG
Door informatie van de diverse kanalen met elkaar te combineren verkrijgen we extra informatie door
middel van het gebruik van kleuren. Door goed te kijken naar de eigenschappen van de afzonderlijke
kanalen kunnen uitspraken worden gedaan over soort bewolking (bestaande uit ijs of water), locatie
van stratus en mist, van oude en verse sneeuw, van dunne en dikke lagen cirruswolken, van
aanwezigheid van stof/zand in de atmosfeer, van gebieden met stratosferische intrusie etc
Naam kanalen
1. night_low_cl 3.9 10.8 12.0
2. 24hr_h&l_cl_fog 12.0-10.8 10.8-8.7 10.8
3. day_h&l_clouds 0.6 0.8 10.8
4. day_ice_water_snow 0.6 1.6 10.8
5. 24h_air_polair_subtrop 6.2-7.3 9.7-10.8 6.2
6. 24h_water_vapor 6.2 7.3 12.0
7. day_fog 1.6 0.8 0.6
8. night_fog 12.0-10.8 10.8-3.9 10.8
9. dust 12.0-10.8 10.8-8.7 10.8
30

RGB refereert naar de drie primaire kleuren rood, groen en blauw. Deze bouwen alle kleuren op die
je kunt zien op je computer scherm. Door het mixen van deze kleuren, creëer je nieuwe kleuren
binnen het visuele spectrum. Wanneer rood, groen en blauw allen maximaal aanwezig zijn, krijg je
wit. Wanneer ze afwezig zijn, zwart. Wanneer je alleen rood en blauw hebt, krijg je paars, etc.
4.3 Verschil in absorptie tussen water en ijs:
Deze grafiek toont de mate van absorptie van water (blauw) en ijs (gestippeld rood) voor verschillende
golflengtes. Voor de visuele kanalen 0.6 en 0.8 um is dit verschil erg klein. Echter voor het spectrale
kanaal 1.6 um is de absorptie van ijs bijna een factor 10 hoger dan voor water. Daarom kunnen we in
deze RGB discrimineren tussen water- (wit) en ijswolken (cyan). Veel absorptie van ijsdeeltjes in het
1.6 kanaal betekent minder contributie op rood, blauw en rood vanuit de andere twee kanalen geeft
dan cyan.
31

4.4 Verschil in vegetatie-reflectie :
Een duidelijk verschil tussen de VIS0.8 kanaal (groen) en de VIS0.6 en NIR1.6, is het verschil in bladreflectie.
Het VIS0.8 kanaal reflecteert meer (minder absorptie) over gebieden met veel vegetatie, met
als gevolg een netto groen kleur in het RGB-beeld.
Meteosat 8 Day fog RGB (natural colour) NIR1.6; VIS0.8; VIS0.6
32

4.5 Gevoeligheid van deeltjesgrootte voor straling rondom 3.9 um
De golflengte 3.9 um is een hybride tussen een kortgolvig- en langgolvig kanaal. Daarom gedraagt dit
kanaal zich niet altijd zoals je verwacht dat een IR kanaal zou doen. Het bevat overdag altijd uit een
combinatie van een kortgolvige reflectiecomponent en een uitgezonden infraroodcomponent. Een hoge
reflectie in dit kanaal vertelt ons dat we kleinere ijsdeeltjes hebben hetgeen belangrijke informatie in
zich herbergt over de toppen van bewolking.
De reflectie van kleine deeltjes (zoals water) is veel hoger dan dat van ijs (zoals sneeuw).
Op dezelfde manier zoals we de NIR1.6 gebruiken in de Day-fog RGB, gebruiken we de gevoeligheid
van IR3.9 voor deeltjesgrootte in de night low cl en fog –RGB’s. Belangrijk hierin is dat er een hogere
reflectie is van waterdruppeltjes dan van ijsdeeltjes.
Om dezelfde reden zijn we ook in staat om onderscheid te maken tussen convectie met kleine
ijsdeeltjes en naarbij optredende convectie met grote ijsdeeltjes. De kleine ijsdeeltjes zitten in de
jonge convectieve cellen met sterke stijgstromen en daalstromen, terwijl de wat oudere convectie die
in activiteit over zijn hoogtepunt heen is, uit grotere ijsdeeltjes bestaat.
33

Meteosat 8 IR 3.9 um
Kijken we naar de distributie van alle WV en IR-kanalen dan valt op dat infrarood het meest signaal
onderin de atmosfeer (aardoppervlak, grenslaag). Daarbij springt IR3.9 eruit omdat deze ook vanaf
600 hPa nog een substantieel signaal vertoont ten opzichte van de andere IR kanalen (behalve 13.4, die
is gevoelig voor CO2).
34

WV6.2 kijkt vooral vanuit de bovenkant van de troposfeer terwijl WV7.3 nog iets dieper “ kijkt”.
IR9.7 is gevoelig voor ozon en daar zie we zowel in de stratosfeer als onderin de troposfeer
(fotochemische smog in de zomer) een signaal.
Belangrijkste eigenschappen:
35

4.6 De belangrijkste RGB’s op een rij:
4.6.1 Day-Fog RGB (ook wel natuurlijke kleur RGB genoemd)
Deze RGB bestaat uit de MSG kanalen NIR1.6; VIS0.8; VIS0.6. Dit betekent dus dat informatie van
NIR1.6 is te vinden op de rode balk, informatie van VIS0.8 is te vinden op groen en op de blauwe balk
zul je informatie van VIS0.6 vinden.
Bij deze RGB ziet je de aarde zoals je het zou verwachten vanuit de ruimte met de zones van vegetatie
in groenachtig en de woestijn gebieden, zoals de Sahara, in een roze kleur. Een groot voordeel is het
gebruik van de NIR1.6 kanaal dat ons helpt te discrimineren tussen (onderkoeld)water en ijswolken.
Er is een verschil in absorptie tussen de twee. Waterwolken zien er wittig uit terwijl ijswolken in
cyaan verschijnen.
36

Meteosat 8 Day fog RGB NIR1.6; VIS0.8 en VIS0.6 13 december 2004 1200 UTC
Over Noord Europa zien we veel velden met lage bewolking en/of mist. Status bestaat uit
waterdruppeltjes (onderkoeld), geeft een wit uiterlijk. Over Spanje zien we dunne cirrus die in Cyaan
kleur verschijnt, evenals een kleine Cb bij Napels. De (oude) sneeuw in de Alpen en Pyreneeën komt
ook naar voren in deze kleur. Net als in het voorbeeld hierboven zien we ook in deze RGB dat
bijvoorbeeld de sneeuw de straling in 1.6 meer absorbeert dan water dus aandeel rood is minimaal. De
andere twee kanalen zijn erg reflectief en genereren via groen en blauw de typische Cyaankleur.
37

4.6.2 Day_ice_water_snow RGB
Deze RGB is opgebouwd uit de spectrale kanalen VIS 0.6. NIR 1.6 en IR 10.8
Het verschil met de vorige RGB is dat bijvoorbeeld NIR1.6 nu op groen wordt gezet en VIS-kanaal op
rood, in dit geval de 0.6. Dankzij de NIR1.6 kunnen we ook in deze RGB differentiëren tussen
(onderkoeld) water en ijs, maar ook tussen (oude) sneeuw op de grond of ijs in de lucht. In het
voorbeeld hierboven kunnen we ook goed onderscheid maken tussen landoppervlak zonder sneeuw en
bedekt met sneeuw. Ook zijn de lagen met waterwolken (ook onderkoeld) mooi te zien boven de
Noordzee, de Benelux en boven de Golf van Biskaje.
38

4.6.3 Night low cloud-RGB
Deze RGB is erg nuttig in het lokaliseren van gebieden van stratus in de nachtelijke uren. Vroeger had
de meteoroloog alleen de beschikking over een IR opname. De bovenkant van de ST had vaak een
vergelijkbare temperatuur met die van het aardoppervlak waardoor stratus nauwelijks opviel in het
beeld. Nu kunnen we o.a. door gebruik te maken van de eigenschappen van de kanalen 3.9, 10.8 en
12.0 dit onderscheid wel maken.
3.9 gevoeligheid voor deeltjesgrootte
10.8 detectie van hoge dikke bewolking
12.0 in combinatie met het 10.8 kanaal goed geschikt om lagen met dunne cirrus te onderscheiden
van gebieden met dikke cirrus en/of frontaal wolkenpakket.
39

4.6.4 Night_fog-RGB
Met name is deze RGB bedoeld voor het detecteren van gebieden met mist en stratus in de nachtelijke
uren.
12.0-10.8 wolkendiepte, afgeleid uit BTD tussen 12.0 en 10.8 um
10.8-3.9 wolkenfase en druppeltjesgrootte benadert vanuit BDT tussen 10.8 en 3.9 um
10.8 temperatuur aan de top van de bewolking en van het aardoppervlak bepaald uit de
brightness temperatuur op 10.8 um
Als gevolg van de CO2-absorptie in de IR3.9 kanaal het gebruik van deze RGB is niet geschikt voor
hoge breedtegraden. Een andere beperking schuilt in het feit dat voor koude oppervlakken (dat wil
zeggen -20 ° C en lager) het IR3.9 kanaal erg korrelig wordt.
De mist / lage stratus verschijnt licht groen in deze RGB-combinatie: hoe kleiner de druppels, hoe
sterker de inbreng van groen. In de wolkenvrije gebieden zien we het land in roze kleur, de dikke
hoge wolken hebben rode tinten of verschijnen met een rood-geel gespikkelde kleur (met vermelding
van zeer hoge cirrus) en de dunne cirrus wolken verschijnen zeer donker (donker blauw )
40

.
41

4.6.5 24h_air_polair_subtrop (airmass) RGB :
De 24h_air_polair_subtrop (airmass) RGB is samengesteld uit een combinatie van de SEVIRI WV6.2,
WV7.3, IR9.7 en IR10.8 kanalen en kan dus dag en nacht worden gebruikt.
Dit is dus een composiet op basis van gegevens van infrarood en waterdamp kanalen. Het is
ontworpen en afgestemd op de evolutie van de cyclonen, in het bijzonder snelle Cyclogenese, jet
strepen en PV (potentiële vorticiteit); roodachtig in de afbeelding.
Door het gebruik van waterdamp- en ozon kanalen, is het gebruik ervan bij hoge satelliet kijkhoeken
beperkt.
De BTD (brightness temperature difference) van WV6.2-WV7.3 (op rood) helpt ons om de
vochtverdeling in de verticaal te lokaliseren. WV6.2 laat ons de vochthoeveelheid zien ruwweg tussen
500 en 200 hPa, terwijl VW7.3 iets dieper in de troposfeer kijkt zo tussen 700 en 400 hPa. De
temperatuur-range voor deze BTD ligt tussen -25 en 0K. Een erg kleine BTD betekent een zeer droge
atmosfeer. Een vochtige laag rond 700 hPa resulteert in een kleine BTD terwijl een vochtlaag op 500
hPa een hoge BTD geeft.
Verschillende luchtsoorten worden onderscheiden door hun hoogte in tropopauze (TP). Polaire
luchtmassa wordt gekarakteriseerd door een lage TP, dit in contrast bij een tropische/subtropische
luchtmassa die een relatief hoge Tp kent. Reden is dat in de tropen diepe convectie (onweersbuien) en
in de zomer ook onweersbuien boven de continenten in de gematigde breedten, de TP nog wat naar
boven duwen. De totale ozone-concentratie (gerelateerd aan TP-hoogte) wordt benaderd door de
BTD tussen 9.7 (O3 kanaal) en 10.8 en dit helpt om te discrimineren tussen ozonrijke polaire of ozonarme
(sub) tropische luchtmassa’s. Het temperatuur bereik ligt tussen -40K en +5K. In polaire lucht
met een hoge ozon concentratie is de BTD hoog. Terwijl in een tropische luchtmassa, met een hoge
TP en lage ozoncentratie, de BTD erg klein is.
De kleur blauw wordt toegekend aan het enkele spectrale kanaal 6.2.
Dit gaan we verder bekijken:
Hieronder de instellingen voor de kleuren rood, groen en blauw. Voor rood en groen zijn dit de BTD’s
en voor blauw alleen de BT van WV6.2.
Hier de afzonderlijke plaatjes met rechtsonder het RGB airmasscomposiet
42

Aandeel rood: BTD WV6.2 – WV7.3
We beginnen in het geval met een zeer droge atmosfeer. Hiermee bedoelen de troposfeer tussen de
bovenkant van de subsidentie-inversie (rond 850 hPa) en de tropopauze. We zien dat straling vanuit de
grenslaag voor beide golflengten (6.2 en 7.3 um) ongehinderd door gaat naar boven en de satelliet
bereikt. Daar wordt nauwelijks een verschil gemeten. Kijken naar de instellingen voor rood (-25 geen
rood tot maximaal rood bij 0) dan zien we maximaal rood.
Kijken we in het geval van een vochtige laag op 700 hPa, dan zien we dat de straling die vanuit de
grenslaag komt in het 7.3 um golflengte deels wordt doorgelaten en deels geabsorbeerd terwijl straling
in 6.2 um geheel wordt geabsorbeerd (waarna er uitgestraald wordt met een temperatuur die hoort bij
43

de vochtige laag op 700 hPa. Dit levert uiteindelijk een temperatuursverschil op echter die is niet
groot, in de orde van 10 of 12 graden. Dit betekent dat roodaandeel op zo’n 50 a 55 % zit.
Kijken we in het geval van een vochtige laag op 500 hPa, dan zien we dat de straling die vanuit de
grenslaag komt in het 7.3 um golflengte grotendeels wordt doorgelaten en deels geabsorbeerd terwijl
straling in 6.2 um geheel wordt geabsorbeerd (waarna er uitgestraald wordt met een temperatuur die
hoort bij de vochtige laag op 500 hPa. Dit levert uiteindelijk een temperatuursverschil op in de orde
van 23 tot 25 graden. Dit betekent dat roodaandeel op zo’n 0 tot 5 % zit.
44

Tot slot kijken we in het geval van een vochtige laag op 200 hPa, dan zien we dat de straling die
vanuit de grenslaag komt in het 7.3 um golflengte helemaal wordt doorgelaten en dat geldt bijna ook
helemaal voor straling in 6.2 um .Dit levert uiteindelijk een klein temperatuursverschil, in de orde van
8 graden. Dit betekent dat roodaandeel op zo’n 70% zit.
In de onderste figuur zien we e.a. samengevat in aandeel grijstinten (waar uiteindelijk aandeel rood
aan wordt toegekend). De temperatuurschaal is iets opgerekt maar strekking van het verhaal is
hetzelfde.
45

Aandeel groen: BTD IR9.7 – IR10.8
We beginnen in het geval met polaire luchtmassa. Ozonrijke lucht vanuit de stratosfeer zit voor een
deel aan de bovenkant van de troposfeer. We zien dat IR straling vanuit de grenslaag of in dit geval
vanaf het aardoppervlak in het 10.8 um golflengte ongehinderd door gaat naar boven en de satelliet
bereikt. Daarentegen is straling in 9.7 um gevoelig voor ozon en wordt het grootste deel geabsorbeerd
(waardoor deze laag,die veel kouder is, gaat uitstralen in 9.7 um). Dit betekent een zeer groot verschil
in temperatuur in de orde van 40 graden . Het aandeel groen is 0 bij -40 en maximaal bij +5 BTD dus
in dit geval is het aandeel groen 0 %.
In het geval met een tropische luchtmassa is de hoeveelheid ozon een stuk minder in de troposfeer. Dit
resulteert in een veel kleine BTD van rond 20/25 graden hetgeen een aandeel groen van zo’n 40 %
oplevert.
46

Aandeel blauw: BT WV6.2
Hier kijken we alleen naar de BT van straling in golflengte 6.2 um. In onderste figuur zien we de
verdeling in grijstinten lopende van zwart 253 K(warmst) naar wit 213 K (koudst). Voor het
eindcomposiet airmass RGB wordt deze grijstint omgezet in blauw.
Kijken we naar het resulterende Airmass RGB composiet (zie hieronder) dan valt ons het volgende op:
47

Meteosat 8 Airmass RGB- 7 januari 2005 2200 UTC; rapid cyclogenisis
49

Volgende voorbeeld: hierin zien we verschillende conceptuele modellen (CM). Het meest opvallende
is de depressie boven de UK. De rode kleur is een indicatie van indalende stratosferische lucht in de
troposfeer welke een verlaging van de TP genereert. Dit komt overeen met het centrum van een PVanomalie.
We herkennen ook de straalstroom. Deze herbergt een dwars-circulatie: aan de cyclonale zijde
stijgende beweging en aan de anti-cyclonale zijde een dalende beweging (subsidentie). Deze laatste
komt als een rode kleur in deze RGB.
Het koufront, zichtbaar door de hoge bewolking, vormt de begrenzing van twee luchtmassa’s
met verschillende oorsprong. We zien een groene kleur in het zuidoosten en blauwe kleur richting het
westen en noordwesten van het depressie-systeem. Groen suggereert een hoge TP, laag ozongehalte en
een warme tropisch luchtmassa. De blauwe/paarse kleur betekent een lage TP, hoog ozongehalte en
koude polaire luchtmassa’s.
50

Op deze plaat zien we de IPV op het 315K-niveau geplot. Je ziet dat er een goede overeenkomst is
tussen het ECMWF-model en onderliggende RGB. De rode kleur valt goed samen met de PV
anomalie en daarmee een goed signaal waar cyclogenesis optreedt. Opvallend is een kleinere PV
anomalie boven Engeland. Net noord daarvan, als een compensatie van de daalbewegingen, vinden we
stijgbewegingen en dientengevolge enkele kleine CB’s (pot. Onstabiele lucht)
Hieronder nog een voorbeeld van stratosferische intrusie en PV-anomaly
51

4.6.6 HRVIS RGB
De HRVIS RGB bestaat uit een HRVIS beeld op rood en groen en de IR10.8 kanaal op blauw. Door
deze keuze geeft het (hoge resolutie) informatie over de wolk structuur en wolk dikte in combinatie
met wolkentop temperatuur (IR10.8) die helpt om in te schatten op welk niveau een bepaalde wolk
voorkomt.
De berekening van deze HRVIS RGB is een beetje intensiever. Het proces over hoe dit wordt
berekend RGB heet downscaling. In dit proces wordt de resolutie van de IR10.8 beeld verhoogd met
3 x 3 pixels.
52

4.6.7 Dust-RGB:
Dit RGB-composiet wordt geproduceerd via de volgende kanalen MSG : IR12.0-IR10.8 (op rood),
IR10.8-IR8.7 (op groen) en IR10.8 (op blauw).
De RGB-combinatie maakt gebruik van het verschil in emissiviteit van stof en woestijn oppervlakken
gezien in de IR-kanalen, en overdag is het ook gevoelig voor het temperatuurverschil tussen het hete
woestijn oppervlak en de koelere stofwolk.
Stof verschijnt roze of magenta in deze RGB-combinatie. Droog land ziet er lichtblauw overdag en
lichtgroen 's nachts uit. Dikke cirrus heeft rood-bruine tinten en dunne cirrus wolken verschijnen zeer
donker (bijna zwart)
53

We herkennen in dit beeld een stofwolk voor de kust van Portugal. Door te kijken naar een animatie v
kun je vaststellen dat de bron de Sahara is.
Satellietfoto’s kunnen een sterk gereedschap zijn om stof/zand te detecteren en te nowcasten. Echter er
zijn enkele nadelen:
- hoge bewolking kan het zicht aan stof/zand ontnemen
- de hoogte waarop het stof zich bevindt is moeilijk af te schatten
- stof is optisch dun en dus niet te zien in VIS/IR opnamen
De dust RGB lost deze problemen niet op maar laat stof/zand er wel duidelijker uitspringen.
54

Als voorbeeld
VIS 0.6 um 23 maart 2008 12 UTC
Dust RGB 23 maart 2008 12 UTC
In deze situatie was er sprake van een sterk meridionale luchtcirculatie met een diepe trog over West-
Europa tot in N-Afrika. Aan de oostkant van de trog zien we een sterke Z tot ZW-bovenstroming. OP
de Vis0.6 kanaal herkennen we een conveyerbeltachtige bewolkingsstructuur boven het zuidoosten
van Europa. Kijken we naar het Dust-plaatje van dat moment dan zien we een zeer lange roze veeg in
het verlengde van de hoge bewolking vanuit de Sahara via Libië richting Griekeland. Dit is allemaal
sahara-zand die duidelijk zichtbaar wordt in deze RGB composiet.
55

In het begrijpen van de optredende kleurensetting in het RGB-composiet is het belangrijk om iets meer
te weten over hoe de straling in de diverse kanalen reageert. Hieronder (bron:
http://www.eumetrain.org/data/3/34/rgbcal_ch7.html ) is voor het DUST-RGB voor het aandeel Rood,
Groen en Blauw de spreiding in sterkte aangegeven; zie begeleidende teksten in de legenda.
Tevens is de 12.0 gevoeliger voor hoge dunne cirrus dan de 10.8
56

In het bovenstaande voorbeeld van een dust-RGB zien we een depressie-structuur boven West-Europa.
De dikkere cirrusbewolking van het frontale systeem komt rood over vanwege de IR12.0-IR10.8 BTD.
Meer naar de warme sector toe zien we een verschuiving van rood naar zwart (dunne cirrus). In de trog
achter het frontaal systeem zien we de roze tint naar voren treden als indicatie van de aanwezigheid
van Sahara-zand/stof
58

De Dust-RGB kan ook worden gebruikt om convectie te bestuderen. Met name het verschil tussen het
aambeeld en de jonge stijgstromen in een CB-complex/MCS kan beter worden onderscheiden. Zie
voorbeeld hieronder
Of contrails
59

Dust RGB kan ook worden ingezet voor het detecteren van vulkaanas.
Belangrijk voor het herkennen van vulkaanas in onbewolkte situatie is de zalmachtige oranje kleur
(zie oranje pijlen in voorbeeld). Op het moment dat er bewolking aanwezig is, dan kan de kleur van de
aswolk veranderen of is de as helemaal niet meer te zien.
Een belangrijke manier om de aswolk te volgen is een animatie te bekijken van opeenvolgende
beelden. Het volgen met het oog is dan de belangrijkste methode om de aswolk te blijven herkennen
ook al wordt de concentratie minder.
Goed is er bij te bedenken dat het om een geïntegreerd beeld gaat, d.w.z. men kijkt naar de hele
atmosferische kolom en er is weinig over de hoogte te zeggen.
Het verschil met woestijnzand is goed te zien in onderstaand voorbeeld. Twee zandstormen boven de
Middellandse Zee (één afkomstig vanaf Tunesië en één vanuit Libië) kleuren fel roze (zie witte pijlen).
60

4.6.8 Vulcanic Ash- RGB:
( R GB : Rood (12.0- 10.8 µm), Groen (10,8-8.7 µm), Blauw (10.8 µm)
In dit beeld is de kleurstelling van met name de “niet-interessante” wolken iets anders dan in de Dust-
RGB, maar komen de kleuren van de vulkaanas wolken en de zandstormen overeen met de Dust -
RGB kleuren.
Soms is het as beter te zien in de Dust –RGB en soms in de Vulcanic ash beelden.
Dit hangt deels af van de aan en afwezigheid van wolken en het soort wolken. Tevens is de
kleurgevoeligheid van de ene persoon t.o.v. een ander persoon mede bepalend welk RGB het meest
geschikt is.
61

Algemene informatie over de vulkaanas-RGB en de stof-RGB:
De gebruikte informatie is afkomstig van de geostationaire satelliet Meteosat9 en wordt lokaal op het
KNMI ontvangen.
De verversfrequentie is een kwartier.
De beschikbaarheid van de vulkaanas-RGB en de stof-RGB is ca. 20 minuten na ontvangst van de “ruwe”
data.
De RGB-beelden zijn 24 uur per dag beschikbaar, omdat enkel gebruik gemaakt wordt van infrarood
kanalen.
De RGB-beelden worden met behulp van een Gepard-softwarepakket gemaakt op een Cinesat systeem.
In de weerkamer zijn zes uitgeklede versies van het Cinesat systeem aanwezig, waarbij in de diverse
menu’s de RGB 24h vulkaanas en de RGB 24h 10m9-9m7-9 loops gekozen kunnen worden.
De beelden kunnen ook bekeken worden op het intranet: http://bhlbcinesat/~cinesat/rgbloops/ Hier kan
men kiezen voor Dust en Volcanic ash animaties.
Specifieke informatie:
Satellietsensoren laten geïntegreerd beelden zien van de luchtkolom:
a. Hoogte van de vulkaanas is daarom niet te bepalen.
b. Hierdoor is ook de concentratie niet te bepalen.
Doordat de aswolk vaak semitransparant is met als gevolg dat de kleurstelling niet eenduidig is, is
automatische herkenning uit de RGB-beelden niet te bewerkstelligen.
De meteorologen kunnen m.b.v. animaties de aswolk volgen, terwijl herkenning op afzonderlijke beelden
bij geringe concentraties moeilijk kan zijn.
• Aswolk onder bewolking is niet te herkennen.
• Aswolk gemengd met bewolking is niet of nauwelijks te herkennen.
• Aswolk boven bewolking is soms te herkennen, maar alleen met behulp van loops.
Kleuren kunnen verschillen als gevolg van verschil in samenstelling van as
a. bestanddelen
b. deeltjes grootte
62

4.7 Case-study
Case 13 augustus 2010
Weersituatie: complex laag boven de Noordzee in onstabiele polaire lucht. Met een koude
bovenlucht en opwarming van onderaf ontstonden er overdag boven het westen van de Benelux
diverse buien, veelal opgelijnd door kustconvergentie of PVA van het laag.
Op de radar is opgelijnde convectieve activiteit te zien
63

Op de HRVIS RGB zien we de bewolking goed volgen. Door de hogere resolutie zijn de afzonderlijke
buienstraatjes goed te zien. Nadeel is dat we nu geen informatie hebben over waar de toppen van
de convectie in het ijs zitten en waar alleen in het water. Ook het onderscheid tussen de
cirrusschermen van frontale storingen over grenslaagbewolking is slecht te maken.
64

In Day-Ice_water_snow RGB zien we welke bewolking in het ijs zit. De Occlusiekrul om het
laag over oost-Engeland genereert bewolking waarvan de bovenkant bestaat uit ijs, evenals de
frontale bewolking boven het oostelijk deel van de Alpen. De opgelijnde convectie boven het
westen van Nederland en België geeft een paarse tint, hetgeen betekent dat de toppen in het ijs
zitten en er dus buien kunnen optreden. Dit is geheel te danken aan de eigenschappen van het
spectrale kanaal 1.6 um. Het ijs heeft een hogere absorptie dan water en daardoor een veel lagere
reflectie. De kleur groen ontbreekt dan vrijwel waardoor je alleen een sterke aandeel in rood (0.6
um) en blauw (10.8 um) overhoudt en dus als resulterende kleur paars overhoudt. Ook een
voordeel van deze RGB is het lokaliseren waar je een pakket cirrusbewolking over de
grenslaagbewolking ziet schuiven, bijvoorbeeld noordwest van Ierland
65

day_h&l_clouds
in deze RGB 0.6 0.8 10.8 zien we de twee VIS-kanalen 0.6 en 0.8 op rood en groen. Dat 0.8 op
groen is gezet is niet voor niets. De 0.8 is gevoeliger voor vegetatie dan 0.6, dus hiermee komt vooral
landoppervlak in zijn natuurlijke kleur naar voren. De hoge bewolking kleurt wit omdat de bovenkant
van een dik frontaal wolkenpakket in zowel de VIS als het IR kanaal sterk naar voren komt. De hele
dunne cirrus komt in het blauw naar voren, omdat daar de visuele straling maar voor een klein deel
wordt gereflecteerd. Vooral de randen van het aambeeld van de enorme Cb boven N-Italie is sprekend.
Daar zie je de reflectie-waarden in de 0.6 en 0.8 naar een minimum gaan ( de rand van het aambeeld is
immers dunnen cirrus) en springt alleen nog de 10.8 als infraroodkanaal naar voren, getuige de blauwe
tint.
66

Day-Fog RGB
Deze RGB bestaat uit de MSG kanalen NIR1.6; VIS0.8; VIS0.6. Dit betekent dus dat informatie van
NIR1.6 is te vinden op de rode balk, informatie van VIS0.8 is te vinden op groen en op de blauwe balk
zul je informatie van VIS0.6 vinden
Net als in de day-ice water-snow RGB vinden we ook hier de mogelijkheid om te differentiëren
tussen ijs en water. De bovenkant van frontale zones en de toppen van convectie die in het ijs
zitten, komen in cyaan kleur tevoorschijn. De SC in de maritieme grenslaag zuidwesten van
Engeland zijn voornamelijk waterwolken.
67

Airmass-RGB
In deze RGB zie we de dry intrusion boven de Noordzee aan de flanken van een koude put.
68

Airmass RGB met overlay van 300 hPa en PV315K Binnen het hoogtelaag is goed de
stratosferische intrusie te zien. Let ook op de hogere PV-waarden.
Nog enkele losse voorbeelden:
Interessant is de SO2 pluim uitgezonden door de Grimsvötn vulkaan in IJsland. Zowel de IR8.7 en
WV7.3 van SEVIRI hebben een SO2 absorptie lijn. Eigenlijk is het in WV7.3 sterker dan die in
IR8.7, maar meestal bedekt door de aanwezigheid van WV. In het geval van zeer droge lucht
echter, domineert de SO2-absorptie en manifesteert zich in het roze in AIRM.
In deze RGB van 29 april om 0600 GMT zien we o.a. cyaan kleuren langs de Finse kust van de
Botnische Golf: dit is ijs! Door het verschil in absorptie tussen ijs en water in het kanaal NIR1.6 de
SEVIRI instrument biedt ons deze mogelijkheid. Meer kleuren cyaan vind je langs de
Scandinavische bergen (sneeuw) in Noorwegen en Zweden en over de nog bevroren Ladogameer
bij St. Petersburg.
69