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METEOROLOGÌA

MODULO“E”: METEOROLOGIA TEMA 28 APLICACIÓN DE PRINCIPIOS DE GESTION DE AMENAZAS Y ERRORES A LA PERFORMANCE OPERACIONAL No obstante el mejoramiento en el diseño de las aeronaves, turbinas, radioayudas y técnicas de navegación, la seguridad del vuelo está aún sujeta a condiciones de visibilidad limitada, turbulencia y formación de hielo. Para evitar condiciones peligrosas en vuelo, los pilotos deben tener un conocimiento cabal de la atmósfera y del comportamiento del tiempo atmosférico. Los recién iniciados pueden preguntarse el por qué los pilotos necesitan más que la información que le proporcionan las predicciones del “hombre del tiempo”. La respuesta es por demás conocida por los pilotos de experiencia. Las predicciones de los meteorólogos se basan en el movimiento de grandes masas de aire y sobre condiciones locales de puntos bien determinados, donde se han instalado estaciones de observación del tiempo. Las masas del aire no siempre se comportan como se predijo, y las estaciones de observación están algunas veces muy espaciadas entre sí, por lo tanto, el piloto debe entender las variaciones del tiempo que suceden entre las estaciones, como asimismo las condiciones que difieren de aquellas indicadas por los reportes del tiempo. Más aún, los meteorólogos solamente pueden pronosticar las condiciones del tiempo; el piloto debe decidir si su vuelo en particular puede ser de riesgo, considerando el tipo de avión y equipo con que cuenta, su propia habilidad de vuelo, experiencia y limitaciones físicas. Este capítulo se ha orientado para ayudar a los pilotos dándoles un enfoque general del conocimiento del tiempo, más la información básica siguiente: 1. Servicios proporcionados por la Estación Meteorológica del Aeropuerto, para dar información al piloto. 2.

Fuentes de información meteorológica disponible para el piloto.

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3. Conocimiento suficiente para entender los términos meteorológicos, comúnmente utilizados por los pilotos. 4. Interpretación de cartas sinópticas, informes meteorológicos aeronáuticos, pronósticos y otros datos. 5. Condiciones de nubosidad, viento y condiciones adversas del tiempo, aquellas que son peligrosas y aquellas que el piloto puede utilizar en su propio beneficio. 6.

Métodos sugeridos para evitar las condiciones meteorológicas peligrosas.

7. Significado de formaciones de nubes y áreas de precipitación que se pueden encontrar durante el vuelo. Este resumen pretende entregar al piloto los principios básicos de meteorología aeronáutica sobre los cuales pueda construir su buen juicio a medida que irá ganando experiencia, acompañado de estudios posteriores de mayor profundidad en los temas meteorológicos. En cualquier actividad de vuelo no existe un sustituto a la experiencia, y esto es particularmente cierto si se desea aplicar el buen juicio a las decisiones concernientes al tiempo. SERVICIOS PARA EL PILOTO El servicio de información meteorológica para la aviación es proporcionado en el Perú principalmente por CORPAC. Debido a la creciente necesidad de información meteorológica a través del mundo, todos los países cuentan con servicios de información y pronóstico meteorológico además de transferir en forma rápida y organizada entre ellos, los datos observados. En el Perú también existe una vasta red de estaciones meteorológicas aeronáuticas distribuidas a lo largo de nuestro territorio, dotadas con personal especializado que efectúa las operaciones del tiempo presente. En la mayoría de estas estaciones se trabaja durante las 24 horas del día, enviando información a las centrales meteorológicas. Este flujo de datos se realiza por medio de sistemas de telecomunicaciones distribuidos regionalmente.

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OBSERVACIONES Las observaciones meteorológicas son medidas y estimaciones del tiempo presente, en una estación particular. Estas son registradas y transmitidas en el sistema de la teleimpresora, y en ese momento las observaciones se convierten en informe meteorológico. Los informes son la base de todos los análisis y pronósticos del tiempo. Las observaciones se realizan tanto en superficie como en altura. Una red de estaciones en los aeródromos proporciona informes meteorológicos aeronáuticos actualizados, que incluye elementos meteorológicos concernientes al vuelo. El radar se usa como ayuda en las observaciones y análisis meteorológicos. Las precipitaciones reflejan señales y se visualizan como ecos en el campo del radar. El uso del radar ayuda particularmente a determinar las ubicaciones exactas de las aéreas de tormenta. En el Perú no existen instalaciones operativas de radar meteorológico. Existen muchas otras observaciones que tienen importancia para el servicio meteorológico aeronáutico. En el Perú, las observaciones de la atmósfera superior se realizan una o dos veces al día en estaciones especificas. Estas estaciones lanzan globos sondas equipados con un radio que transmite la temperatura, humedad, presión y vientos de altura, a menudo excediendo los 100.000 pies. Las estaciones de recepción, las más modernas en su tipo de Sudamérica, reciben estos datos y compilan informes de las condiciones atmosféricas existentes. Los satélites meteorológicos orbitan la tierra y proporcionan imágenes de nubes, océanos y continentes las que son muy útiles para determinar las condiciones en áreas remotas. Los únicos medios de observación directa de turbulencia, engelamiento y altura de los topes de nubes, son a través de los informes de los pilotos que reportan las condiciones meteorológicas durante el vuelo los informes de los pilotos son fuente vital de las observaciones meteorológicas y se denominan AIREP (Air Report). La información meteorológica también es de gran utilidad para la industria, actividades mineras y otras, además de la aviación; siendo los pronósticos de vientos y temperatura en altura preparada específicamente para ellas.

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El programa de Satélite Meteorológico de los Estados Unidos proporciona imágenes satelíticas de las nubes con frecuencia de 30 minutos obtenidos en la banda visible (sólo en el día) o por técnicas de medición de la radiación (infrarrojo) durante las 24 horas del día. Además actualmente se vienen utilizando las imágenes de Vapor de Agua que permiten apreciar las zonas húmedas. Para ello emplea satélites geoestacionarios o de órbita polar, cuya información en clave es procesada y transmitida a los centros abonados al servicio. Las imágenes satelíticas se encuentran a disposición de los pilotos en las principales estaciones meteorológicas del país. Los Centros Meteorológicos Regionales suministran información meteorológica necesaria para realizar operaciones aéreas en cualquier punto de las áreas cubiertas por las Regiones de Información de Vuelo (FIR). Ellos preparan y transmiten los pronósticos, notas y advertencias del área, ruta y terminal. TRANSCRIPCIÓN DE LA INFORMACIÓN METEOROLÓGICA Los servicios disponibles en las oficinas de información meteorológica ubicadas en los aeropuertos y aeródromos AFIS son los siguientes: 1. Cartas Sinópticas. 2. Pronósticos de Área ó Ruta. 3. Pronósticos de Terminal. 4. Pronóstico de Vientos en Altura, Temperatura, Nivel de Isoterma 0° C formación de hielo y Turbulencia. 5. Informes Meteorológicos de Superficie (METAR). 6. Informes de Pilotos (AIREP).

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7. Imágenes satelíticas. Los controladores de tránsito aéreo informan al tránsito aéreo bajo su control sobre las condiciones meteorológicas significativas y de los pronósticos de tiempo de los aeródromos que pudieran modificar el plan de vuelo. El controlador debe mantenerse informado de las condiciones meteorológicas del momento del terminal y transmitir esta información a las aeronaves que se aproximen. USUARIOS Muchas personas utilizan el Servicio Meteorológico Aeronáutico pero los usuarios principales son los pilotos. Como usuarios, los pilotos deben ayudar al servicio. Esto se puede hacer, avisando al servicio meteorológico las condiciones meteorológicas encontradas durante el vuelo. Esta información ayudará a los pilotos, meteorólogos y pronosticadores para tener una visión completa de las condiciones meteorológicas existentes. En el aspecto de seguridad de vuelo, los pilotos deben formarse el hábito de obtener una exposición verbal (briefing) meteorológica completa con el pronosticador antes de cada vuelo. Esto es particularmente cierto para vuelos de crucero. Cuando se solicita información meteorológica, hágale saber al meteorólogo que un piloto está solicitándola. Se deben dar informes precisos y concisos sobre el vuelo programado. A continuación aparece una lista de items que deberían darse al meteorólogo: 1. Identificación del piloto y de la aeronave. 2. Destino, ruta y altitud planeada. 3. Si el vuelo se realiza por Reglas de Vuelo Visual o por Instrumento. 4. Hora estimada de salida. 5. Hora estimada de arribo. 6. Cualquier escala intermedia.

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Con esta información, el meteorólogo puede concentrarse en las condiciones meteorológicas relevantes con relación al vuelo planeado. LA INFORMACIÓN METEOROLÓGICA DEBERÁ INCLUIR: 1. Tiempo desfavorable (algo que pueda causar la cancelación o postergación del vuelo). 2. Sinopsis. 3. Tiempo actual, incluyendo AIREP. 4. Pronóstico de ruta. 5. Pronóstico de terminal. 6. Vientos y temperaturas en altura. 7. Solicitud de AIREP (cuando sea apropiado). 8. Informe final. Un Briefing meteorológico para pilotos está completo, cuando el piloto tiene una visión clara del tiempo que se espera en el vuelo. Se debe tener preparado un plan de acción alternativo, particularmente si el tiempo es cuestionable. Si durante el vuelo las condiciones meteorológicas empeoran en el área y el vuelo no se debe continuar por razones de seguridad, se debe virar inmediatamente alejándose del mal tiempo. Sin antes planificar y saber donde se encuentra el tiempo peligroso, este viraje se podría hacer en dirección equivocada y traer más problemas. Es mejor una desviación planificada anteriormente en una dirección conocida para estar a salvo, que una decisión equivocada y de pánico. Antes de explicar los diferentes tipos de pronósticos aeronáuticos e informes, se tratarán en forma muy general características del clima. Esta explicación incluirá la naturaleza de la atmósfera, presión atmosférica, viento, humedad, temperatura, condensación y masas de aire y frentes.

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TEMA 29 LA APLICACIÓN DE LA METEOROLOGIA AERONAUTICA ELEMENTAL LA ATMÓSFERA TERRESTRE 1. Definición y Composición La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la tierra. El aire no es un elemento simple como se creyó en la antigüedad, ni una combinación química, sino una mezcla de elementos y combinaciones químicas que no reaccionan entre sí, comportándose en muchos aspectos como si estuvieran aislados. En las proximidades del nivel del mar la atmósfera esta compuesta de 78% de nitrógeno y 21% de oxígeno expresado en volúmenes. El resto esta integrado por pequeñas cantidades de anhídrido carbónico, hidrógeno, metano, subóxido de nitrógeno, ozono, anhídrido sulfuroso, dióxido de nitrógeno, yodo, cloruro sódico, amoniaco, óxido de carbono y gases nobles. Muchas de estas sustancias ejercen gran influencia en la estabilidad del clima, en la vida y la salud. Así el nitrógeno esta estrechamente relacionado con la fertilidad de los suelos, el anhídrido carbónico y el ozono intervienen en el balance calorífico atmosférico y en el espectro de radiación que llega a la superficie terrestre. Por otro lado, ciertos compuestos químicos producidos por el hombre, tales como los humos de las fábricas, pueden afectar a la visibilidad y constituyen núcleos de condensación para la formación de nubes y lluvias. La composición del aire se mantiene invariable hasta los 70 kilómetros de altitud, entre este nivel y 130 kilómetros los rayos ultravioleta solares rompen o disocian la molécula de oxígeno, aumentando la proporción de este gas, que llega a ser hasta de un 33.5%, mientras disminuye el nitrógeno hasta 66.5%. A partir de los 300 kilómetros de altitud comienza la ionización del nitrógeno, y más arriba este gas alcanza la proporción del 80%, mientras el oxígeno pasa a ser un 20%.

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Además de estas sustancias, la atmósfera contiene vapor de agua en cantidades muy variables, que oscilan entre 0,2 y 2,7 volúmenes por 100, participando en el papel de formación de nubes y precipitación. Obviamente, una masa de aire tan extenso como la atmósfera tiene gran peso. Es difícil darse cuenta que la presión normal a nivel del mar sobre un cuerpo es alrededor de 15 libras por pulgada cuadrada, o alrededor de 10 toneladas como promedio sobre una persona. El cuerpo no se aplasta debido a que si esta presión se liberara repentinamente, el cuerpo humano estallaría. A medida que se asciende. La temperatura del aire no sólo disminuye (generalmente el punto de congelación en latitudes medias esta alrededor de 10.000 pies), sino que el aire es más liviano, por lo tanto hay menos presión. Al principio la presión se reduce rápidamente hasta los 18,000 pies, donde es aproximadamente la mitad de la que existe al nivel del mar. 2. La Atmósfera y su Distribución Térmica De acuerdo con la distribución de la temperatura, la atmósfera puede dividirse en grandes regiones convencionales, separadas por las correspondientes capas de transición.

Región principal

Altura media en kms.

Capa de transición

Troposfera

0 a 13

Tropopausa

Estratosfera

13 a 25

Estratopausa

Mesosfera

25 a 80

Mesopausa

Termosfera

80 a 800

Termopausa

Exosfera

Mas de 800

La troposfera se extiende desde la superficie de la tierra hasta la atmósfera a unos 13 kilómetros de altitud, sobre el Ecuador alcanza los 16 kilómetros, descendiendo en los polos hasta 7 u 8 kilómetros. En las zonas templadas el espesor varia con la época del año, siendo más alta la tropopausa en verano que en invierno, aparte de eso constantemente esta variando dentro de ciertos

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limites debido a los cambios de temperatura de las tierras y los mares, del día y de la noche y de la estación del año. La mayor parte de los fenómenos meteorológicos se producen en la troposfera, ya que en ella se encuentra el mayor contenido de vapor de agua, mayor concentración de núcleos de condensación y mayores variaciones de la temperatura, todo lo cual, junto con los movimientos de las masas de aire, dan origen a los meteoros. La temperatura disminuye en la troposfera a razón de 6.5º Celsius cada 1000 metros de altitud. Esta disminución de la temperatura se denomina gradiente vertical de temperatura estándar, que representa la disminución de la temperatura en una atmósfera ideal. La disminución de la temperatura cesa al alcanzarse un cierto nivel, que constituye el limite superior de la troposfera. Esta superficie de transición entre la troposfera y la estratosfera se llama tropopausa, y su temperatura a 45º de latitud es de –55º C a una altitud que varia alrededor de los 11 kilómetros. La región situada encima de la tropopausa es la estratosfera y en ella la temperatura se mantiene casi constante, disminuyendo la agitación del aire, su limite superior es la estratopausa, situada hacia los 25 kilómetros de altitud a partir de la cual comienza la mesosfera. La mesosfera se caracteriza por un amplio máximo de temperatura que llega hasta los 0º C a unos 50 kilómetros de altitud, a este máximo se le llama capa caliente. A unos 80 kilómetros de altitud se encuentra otra capa de transición llamada mesopausa y en ella la temperatura alcanza valores comprendidos entre los –80ºC y –110ºC. Por encima de la mesopausa se encuentra la termosfera, cuya característica principal es el aumento continuo de la temperatura que alcanza los 500º C a unos 500 kilómetros de altitud. La termopausa constituye la transición entre la termosfera y la exosfera, esta ultima región puede considerarse como el limite de la atmósfera terrestre y su altura es ilimitada. En realidad las moléculas que forman la atmósfera van disminuyendo gradualmente, sin que exista un limite definido.

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2.1.

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Oxígeno y el Cuerpo Humano

Hemos visto que la atmósfera esta compuesta de gases, alrededor de cuatro quintos de nitrógeno y un quinto de oxígeno, con aproximadamente en uno por ciento de varios otros gases. El oxígeno es esencial para la vida. A 18.000 pies con solo la mitad de la presión atmosférica normal, la aspiración de oxígeno por el cuerpo será solamente la mitad de la cantidad normal. Las reacciones del cuerpo estarán definitivamente bajo lo normal, pudiéndose llegar a la inconsciencia. Generalmente, el promedio de las reacciones de las personas se ve afectado a partir de los 10.000 pies. Para superar estas condiciones desfavorables a gran altura, los pilotos usan equipo de oxígeno y ropa gruesa, algunas calentadas eléctricamente, o vuelan en cabinas presurizadas en que la temperatura, presión y oxígeno que contiene el aire, puede mantenerse dentro del rango apropiado. 2.2.

Interacción de la Atmósfera con los vuelos

Para propósito de vuelo, la atmósfera se divide en dos capas: la capa superior, donde la temperatura permanece prácticamente constante o aumenta con la altura, que se denomina “estratosfera”; y la capa inferior, donde la temperatura disminuye normalmente con la altura y sufre variaciones que se denomina “troposfera”. Estas capas están separadas por una capa de transición llamada “ tropopausa”, aunque los jets vuelen rutinariamente en la estratosfera, los pilotos privados generalmente no tiene ocasión de volar a esa altura; pero si permanecen en la capa inferior la troposfera. Es en ella donde ocurren los fenómenos meteorológicos y donde prácticamente se realizan todos los vuelos de aviones livianos. El limite superior de la troposfera se encuentra entre 8 a 16 Kilómetros (5 a 10 millas) sobre la superficie de la tierra (en el Ecuador). 3. PROCESOS QUIMICOS Y FISICOS EN LA ATMOSFERA La división de la atmósfera basada en los procesos físico-químicos que en ella se producen, se pueden considerar dos extensas zonas: La ozonósfera y la ionosfera.

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3.1.

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Ozonósfera

Se ubica entre los 12 y los 28 kilómetros de altitud, constituye la capa de la atmósfera donde existe una cantidad apreciable de ozono. Su mayor concentración aparece en los 20 kilómetros de altitud, pudiendo a veces llegar a la superficie terrestre. Es un gas formado por tres átomos de oxígeno cuya densidad, superior a la del nitrógeno y oxígeno, hace inexplicable aparentemente su máxima concentración a esas altitudes. De ello se deduce de la existencia de un mecanismo de constante producción y destrucción de dicho gas a expensas del oxígeno molecular, mediante una reacción química cuya energía la proporciona la radiación solar. La energía necesaria para que se verifique esta reacción la proporciona la radiación ultravioleta, que es absorbida en las capas altas de la atmósfera, de tal modo que el ozono constituye una pantalla protectora contra los efectos nocivos de esta radiación. Como la cantidad de ozono es casi constante, es indudable que debe producirse el efecto inverso de destrucción o transformación del ozono en oxígeno molecular, ya que el ozono es muy inestable en presencia de la radiación infrarroja. Debido a la cantidad de calor liberado en esta reacción, la temperatura no desciende 2°C cada 1000 pies, sino que no varía, creándose de esta manera la Tropopausa. La transformación del oxígeno a ozono depende de la cantidad de radiación solar que llega a la estratosfera y por tanto las mayores cantidades de ozono deberían estar en los trópicos; hecho que no ocurre así debido a la circulación general de la atmósfera que transporta el ozono hacia los polos donde se mantiene almacenado por los vórtices que allí se generan. La disminución del ozono en algunas regiones de la atmósfera es debido al uso desmesurado de derivados cloro-fluor-carbonados emanados principalmente de los equipos refrigerante y fábricas de materiales plásticos. Estas sustancias destruyen la capa de ozono, desapareciendo en parte la sombrilla protectora de la radiación ultravioleta del sol, altamente nociva para la salud (incidencia de cáncer a la piel), destruyendo el plaktum oceánico, la fotosíntesis y en suma hay

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variaciones climáticas como consecuencia de los cambios en la circulación general de la atmósfera. Existen correlaciones importantes entre la proporción de ozono y la turbulencia ya que el ozono penetra por el escalón de la tropopausa donde circula y fluye la corriente en chorro aumentando el gradiente en temperatura y en consecuencia la cizalladura vertical del viento; también se le asocia a la presencia de turbulencia en aire claro. Es necesario indicar que la presencia de cantidades apreciables de ozono en las capas bajas ocasiona irritaciones en los ojos, nariz, boca y garganta y además disminuye la visión nocturna.

Ozonósfera

3.2.

Ionosfera

Es la porción de la atmósfera terrestre que contiene una apreciable cantidad de electrones libres (originados por la luz ultravioleta emitida por el sol) que afectan notablemente la propagación de las ondas electromagnéticas de radiofrecuencia, particularmente a las utilizadas en las operaciones aéreas, atenuando la señal o disminuyendo su alcance.

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Por debajo de los 60 kilómetros la concentración de electrones, al menos en capas continuas, es prácticamente nula. Entre los 90 y 400 kilómetros aparecen las capas mejor definidas, que varían notablemente entre el día y la noche.

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PRESION, TEMPERATURA Y DENSIDAD 1. Presión Se define como el peso del aire por unidad de superficie. La presión atmosférica, es decir, el peso del aire, se ejerce no solamente de arriba abajo, sino por igual en todas las direcciones. En el famoso experimento de Magdeburgo se utilizaron dos casquetes esféricos de cobre, los cuales, una vez puestos en contacto y hecho el vacío en su interior, la presión exterior, al no ser compensada con la interior, resultaba de tal intensidad que era casi imposible separarlos. 1.1. Presión Atmosférica Para medir la presión atmosférica Torricelli utilizó una cubeta llena de mercurio y un tubo de vidrio de un metro de longitud que contenía también mercurio. Al invertir el tubo sobre la cubeta observó que el mercurio descendía hasta un cierto nivel y se detenía a una distancia vertical h de la superficie, quedando así el sistema en equilibrio. Esto quiere decir que si consideramos la unidad de superficie de la cubeta como A y la unidad de superficie de la probeta invertida como B, el peso de la atmósfera en A es equilibrada por el peso de la columna de mercurio en B. En consecuencia, el peso de la atmósfera por unidad de superficie, es decir, la presión atmosférica, podemos medirla por la altura h de la columna de mercurio. Constituyendo este el fundamento del barómetro. Las equivalencias estándar de la presión atmosférica al nivel del mar, a una temperatura de 0° C son las siguientes: 1013,2 hPa =

760 mm Hg =

29,92 Plg. Hg.

La medida de la presión estándar para la Organización Mundial de Meteorología es el hepto pascal (hPa). El barómetro de para moverlo y difícil de compacto, mas fácil de barómetro aneroide que parcialmente al vacío,

mercurio es incomodo leer. Uno mas leer y mas móvil es el es una cápsula sensible a cambios de

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Barómetro de Bernoulli

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presión. La cápsula esta unida a un indicador que se mueve a través de unas escala graduada en las unidades de presión.

1.2 Variación de la Presión Atmosférica Las variaciones de temperatura de la superficie de la Tierra producen calentamientos y enfriamientos del aire, o dicho de otro modo disminuciones y aumentos de la densidad, estas se traducen en variaciones de la presión; distinguiéndose en un mismo lugar variaciones estaciónales, diarias e irregulares. Como ejemplo de la variación en la presión diaria podemos afirmar que tiene ciertas analogías con el efecto de las mareas, existen dos máximos y dos mínimos cada 24 horas. La presión sube desde las 4 a las 10 horas, baja desde las 10 a las 16, sube desde las 16 a las 22, y baja desde las 22 a las 4 horas. Las variaciones irregulares están en relación con el carácter del tiempo. La presión atmosférica desciende cuando se acercan perturbaciones atmosféricas, volviendo a subir cuando se alejan. 2. Temperatura El concepto de temperatura es tan impreciso que realmente no existe una definición satisfactoria, puesto a que todas ellas parten de una sensación fisiológica del cuerpo humano.

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Bastará saber que la temperatura viene a ser un nivel que indica el estado térmico de los cuerpos y que no debe confundirse con la cantidad de calor. El calor es una manifestación de energía capaz de transformarse en trabajo o en otra energía, y este calor puede pasar de unos cuerpos a otros siempre y cuando se hallen a temperaturas diferentes. Para graduar la temperatura se recurrió a observar la dilatación y la contracción que sufren algunos cuerpos al calentarse y al enfriarse, y se eligió el mercurio como el más apropiado, el cual se encuentra encerrado en un tubo capilar con una escala graduada constituyéndose así el instrumento conocido como termómetro. La escala graduada elegida por el astrónomo sueco Celsius se estableció usando puntos fijos con respecto a la temperatura del hielo fúndente y la de ebullición del agua y dividió el intervalo entre estos dos puntos en cien partes iguales, de las cuales cada una se llamó grado centígrado. Actualmente es la escala más usada y la Organización Meteorológica Mundial recomendó insistentemente a todos los países miembros que la adoptasen para sus comunicaciones internacionales. Existe otra escala usada en los países anglosajones denominada Fahrenheit que son utilizadas en el interior de sus países; y la equivalencia entre una y otra es la siguiente: °C = 5\9 (°F-32)

°F = 9\5 °C+32

2.1 Temperatura Absoluta En el Sistema Internacional de Medidas la unidad de temperatura es el Kelvin; Esta escala no tiene temperaturas negativas, el cero absoluto corresponde a una temperatura de –273.15 °C, donde los objetos ya no desprenden nada de calor (hasta la fecha imposible). La conversión de la escala Kelvin a celsius, y a la inversa se realiza mediante las siguientes fórmulas: °C = K – 273

K = °C + 273

3. Densidad

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Es la masa de la unidad de volumen. Para los gases la sustancia tipo es el aire, a 0° y la presión de 760 milímetros. La densidad se relaciona con la masa y el volumen mediante la siguiente expresión: Q = M/V

M=V

falta

Donde M es la masa, V el volumen y p falta la densidad Puesto que la razón de descenso de la presión atmosférica, si no se considera el efecto de la temperatura, es prácticamente constante en las capas inferiores de la atmósfera, la altitud aproximada puede determinarse conociendo la diferencias de presión entre el nivel del mar y la presión en el punto de la referencia. De hecho, el altímetro de las aeronaves es un barómetro aneroide, con su escala en unidades de altitud, en vez de presión. 4. Leyes Fundamentales De Los Gases Perfectos La ecuación de los gases perfectos puede expresarse de la siguiente forma: PV =RT

P = p R T falta

donde “p” es densidad La presión P multiplicada por el volumen V por mol de una masa de aire es igual a una constante, R, multiplicada por la temperatura absoluta T. La constante R = 2,87 x 10 6 erg / gr. K falta (preguntar) Pueden establecerse las siguientes leyes: a. A presión constante, el volumen de un gas es proporcional a la temperatura y la densidad, inversa del volumen, será también inversa de la temperatura. b. A volumen constante, la presión de un gas es proporcional a la temperatura y la densidad inversamente proporcional c. A temperatura constante, el volumen de un gas esta en razón inversa de la presión y la densidad en razón directa.

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1KG 1KG

1KG

1KG

1KG

1KG T° Cte. P Variable

H Volumen V Densidad D

1/2H

1/3H

1/2 V 2D

1/3 V 3D

1KG

Variaciones del volumen de un Gas

1KG

CALIDO Densidad D

FRIO Mayor Que D

Efecto de la temperatura sobre la densidad del aire La presión atmosférica no solamente varia con la altitud, sino también con la temperatura. Cuando se calienta el aire, se expande; por lo tanto tiene menos densidad. Un metro cúbico de aire cálido, es menos denso que un metro cúbico de aire frío. Este descenso en la densidad del aire (aumento en la altitud de

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densidad) originado por un aumento en la temperatura, tiene un pronunciado efecto en el vuelo. 5. Variación de la Presión con la Altura La presión disminuye con la altura, por tanto, como la densidad es proporcional a la presión, también disminuirá. Por otra parte, la temperatura disminuye con la altura y la densidad debiera aumentar. Dos efectos contradictorios, pero el debido a la presión es más importante por lo que, en definitiva, la densidad disminuye con la altura. Se puede concluir que la presión atmosférica disminuye a medida que aumenta la altitud. También se puede establecer que la presión en un punto dado, es una medida del peso de la columna de aire sobre ese punto. Cuando aumenta la altitud, disminuye la presión a medida que el peso de columna de aire se reduce. Esta disminución en la presión (aumento en altitud de densidad), tiene un pronunciado efecto en vuelo. Cerca del suelo la presión disminuye aproximadamente 1 hpa cada 9 metros o sea unos 30 pies, o bien 1 pulgada cada 1000 pies. Pero la presión disminuye exponencialmente con la altura. Efecto de la altitud en el vuelo El síntoma más notorio de la disminución de la presión (aumento en la altitud de densidad) debido a un aumento de la altitud, se hace evidente en los despegues, regímenes de ascenso y aterrizajes. Un avión que requiere una carrera de despegue de 1,000 pies en un aeródromo al nivel del mar, requerirá una carrera de casi el doble para despegar en un aeródromo situado aproximadamente a 5,000 pies sobre el nivel del mar. El propósito de la carrera de despegue es ganar la suficiente velocidad aérea para obtener sustentación a causa del paso del aire sobre las alas. Si el aire es menos denso, se necesitará una mayor velocidad terrestre para obtener la misma velocidad aérea y la sustentación necesaria para el despegue y por ello, aumenta la distancia necesaria para obtenerla (mayor carrera en tierra). También es cierto que el motor es menos efectivo en aire menos denso, y asimismo, la tracción de la hélice disminuye. El régimen de ascenso,

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consecuentemente es mucho más bajo en un aeródromo a 5,000 pies, requiriéndose una mayor distancia para ganar la altitud necesaria para sobrevolar un obstáculo. En el aterrizaje, la aeronave tiene una velocidad terrestre mayor, en el momento que toca el suelo. Como los aviones vuelan en niveles de vuelo, que son altitudes de presión constante, podemos establecer las siguientes reglas: a. Si aumenta la temperatura, el avión esta ascendiendo y si disminuye esta descendiendo. b. Si aumenta la temperatura, el avión se dirige hacia una zona de alta presión y si disminuye, vuela hacia una zona de baja presión.

La densidad atmosférica a nivel del mar permite un despegue

6. Superficies de Presión Si sobre un mapa se anota en cada lugar la presión, medida simultáneamente en distintos observatorios, y se unen los puntos en que figura el mismo valor, se obtendrá un conjunto de líneas denominadas isóbaras (tienen valores de igual presión) .Como consecuencia en el mapa trazado se aprecian enseguida áreas bien definidas de presión. Las superficies de presión se detallan a continuación. a.

Baja presión, borrasca o ciclón

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esta constituida por un área donde la presión es relativamente baja y las isóbaras toman formas más o menos circulares y concéntricas. La presión disminuye hacia el centro, donde es mínima. Su tamaño oscila entre unos cientos de metros (tornados) hasta miles de kilómetros en una gran borrasca de latitudes medias. Se representa por una B en el centro. b.

Surco o Vaguada

Es una línea sobre la cual convergen las isóbaras en forma de V. La presión es más baja en el surco o eje de la V que a ambos lados. c.

Anticiclón o Alta presión

Constituye una región de presión relativamente alta, con isóbaras en forma más o menos elípticas concéntricas que encierran un centro de presión máxima. Su tamaño es el de aproximadamente de un continente. d.

Loma de alta presión

es la inversa del surco. La presión es más alta en el eje de la loma que en ambos lados del eje. e.

Collado

Es el área entre dos altas y dos bajas, y las isóbaras en sus proximidades tienen el aspecto de dos hipérbolas. A veces se representan con una c .

Alta presión

Baja presión

7. Representación de la Presión y Viento en las Carta Meteorológicas

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METEOROLOGÌA

La parte extractada de una carta meteorológica de superficie proporciona información de los vientos en la superficie. La dirección del viento en cada estación se representa por una flecha. La punta de la flecha está representada por el círculo de la estación y apunta en dirección hacia donde el viento está soplando. A los vientos se les da el nombre de la dirección desde donde soplan;

un viento Noroeste sopla desde el Noroeste.

La fuerza del viento se muestra con “plumas o barras” y “banderas”, ubicadas al final de la flecha. La velocidad se indica por el número de media barra, barras completas o banderas. Cada media barra representa aproximadamente 5 nudos, cada barra completa indica aproximadamente 10 nudos y cada bandera 50 nudos. De esta forma, dos y media barras indican una velocidad del viento de aproximadamente 25 nudos; una bandera y dos barras y media indican una velocidad del viento de 75 nudos, etc. De esta forma el piloto puede darse cuenta con un rápido vistazo de las condiciones de viento que prevalecen en cualquier estación meteorológica. Los pilotos pueden obtener esta información y pronósticos de vientos que se esperan en todas las estaciones de información meteorológica. Las isobaras son muy similares a las líneas de contorno que aparecen en las cartas aeronáuticas. Sin embargo, en vez de indicar la altitud del terreno y la pendiente de la ladera, las isobaras indican la cantidad de presión y pendiente

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METEOROLOGÌA

de la gradiente de presión. Si la gradiente (pendiente) es marcada, las isobaras estarán muy cerca y el viento será más fuerte. Si la gradiente es gradual, las isobaras estarán más apartadas y el viento será suave. Las isobaras proporcionan información valiosa sobre el viento en los primeros miles de pie sobre la superficie. Cerca de la tierra, la dirección del viento es modificada por el relieve del terreno sobre el que fluye, y la velocidad del viento es reducida por el roce con la superficie. Sin embargo, a niveles de 2,000 a 3,000 pies sobre la superficie, la velocidad del viento es mayor y su dirección generalmente es paralela a las isobaras. De esta forma, mientras las flechas del viento en la carta meteorológica indican los vientos cerca de la superficie, las isobaras indican los vientos a niveles ligeramente más altos EQUILIBRIO TERMICO 1. Transmisión del Calor Cuando un cuerpo recibe calor, lo manifiesta en general por una elevación de su temperatura. El cuerpo que tiene la temperatura más alta esta cualitativamente más caliente. El calor pasa siempre de los cuerpos más calientes a los más fríos. La cantidad de calor que puede absorber un cuerpo, depende de lo que se conoce como su calor específico. Se llama así a la cantidad de calor que es necesario suministrar a 1 gramo de dicho cuerpo para hacer subir su temperatura en 1°C. Se mide en calorías. La transmisión del calor ocurre de tres diferentes formas: 1.1

Radiación (Es una forma de transmisión a distancia)

Los cuerpos emiten radiaciones visibles o invisibles (dependiendo de su temperatura). Ejemplo, el Sol emite radiaciones visibles (luminosas) e invisibles (infrarrojas y ultravioletas), las cuales se producen a través del espacio. Cuando encuentran un cuerpo puede ocurrir que éste sea: a.

Diatérmico,(las radiaciones le atraviesan sin calentarlo);

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b. cuerpo);

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Reflectante (las radiaciones son reflejadas por la superficie del

c. Absorbente (las radiaciones penetran en el cuerpo y allí se transforman en calor). Los fenómenos meteorológicos son a menudo complicados, porque un cuerpo puede poseer a la vez las tres propiedades. La bruma, por ejemplo, refleja una parte de la radiación solar, absorbe otra parte y es diatérmica para los rayos infrarrojos. El poder absorbente o reflectante de un cuerpo, depende de las propiedades de su superficie. Un cuerpo plateado refleja la radiación; un cuerpo negro la absorbe.

RADIACION

1.2

Conducción

Es la transmisión del calor a través del interior de los cuerpos, desde el momento en que un cuerpo caliente y otro menos caliente se ponen en contacto. La conducción es, por otra parte, más rápida si el cuerpo posee una mejor conductividad calorífica. Los metales son buenos conductores; la porcelana y el corcho no lo son, por el contrario son aislantes.

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Por conducción

Calentamiento de una barra de metal 1.3 Convección Es por desplazamiento de un cuerpo sobre otro; el aire que es un mal conductor del calor, puede transportarlo por convección, al ponerse en movimiento, desde las regiones más calientes a las más frías. Ejemplo, el aire en contacto con el suelo se calienta, por conducción en una capa delgada; este aire se hace menos denso, y da lugar a corrientes de convección gracias a las cuales la atmósfera puede calentarse hasta una altitud mayor. 2. Radiación Solar La principal y primera fuente de energía que llega a la atmósfera procede del Sol. Alrededor del 9% de la energía emitida por el Sol lo constituye la radiación ultravioleta y cerca del 46% el infrarrojo. La radiación solar, que llega al límite superior de la atmósfera a la distancia media Tierra-Sol, incidiendo normalmente se denomina constante solar y vale 1.94 calorías-gramo por centímetro cuadrado y por minuto. Las radiaciones que inciden sobre la superficie terrestre están formadas por ondas de pequeña longitud de onda, que en parte son absorbidas por el ozono y en gran parte por las nubes, que la reflejan nuevamente al espacio en un 34%. Esta fracción reflejada se denomina albedo. El 66% de la energía restante es absorbida casi enteramente por la superficie terrestre; pero esta energía absorbida es emitida nuevamente al espacio en forma de radiaciones de onda larga. 3. Variación de la Radiación 3.1 Latitud y estaciones del año

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Los rayos que inciden oblicuamente sobre una superficie, la calientan menos que en las superficies en las que inciden perpendicularmente. El suelo esta más caliente a horas meridianas; es más caliente en el Ecuador que cerca de los Polos, puesto que al mediodía los rayos del sol hacia el Ecuador son perpendiculares al suelo mientras que son más oblicuos o inclusos tangentes en la cercanía de los polos.

Estaciones del

Año

3.2 Influencia del suelo sobre la temperatura El suelo puede estar formado por agua, hielo nieve y tierras de diferentes características físicas y químicas, que influyen notablemente en los procesos de transferencia de calor. Durante el día, el suelo rocoso, suelo seco, carretera asfaltada y las pistas alcanzan una temperatura bastante más alta que en las zonas con arboleda, ríos, lagos y zonas con hierba o césped.

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La vegetación tiene un efecto muy sensible sobre la temperatura; durante el día, la temperatura del aire cercano al suelo es más baja que en la altura de la copa de los árboles, ya que estos absorben gran parte de ella; en cambio, durante la noche impiden el excesivo enfriamiento del suelo. 3.3 Influencia del mar sobre la temperatura Durante el verano, los continentes están más calientes que el mar, mientras que en invierno sucede lo contrario; es decir, la oscilación de la temperatura, tanto anual como diurna, es mucho mayor sobre los continentes que sobre los océanos. Los océanos ejercen una acción suavizadora de la temperatura, esto es debido a su elevado calor específico; además, la radiación solar penetra en el agua hasta los 30 metros de profundidad, mientras que en la tierra casi todo queda en la superficie. 3.4 Oscilación diurna Cuando el Sol aparece por el horizonte, la inclinación de los rayos solares es grande y apenas caldea el suelo. A medida que el Sol va alcanzando mayor altura, la radiación es más perpendicular y aumenta el calentamiento. Después del mediodía empieza a producirse el enfriamiento. Debido a la atmósfera, hay cierta inercia en el proceso. En general, la mínima se alcanza poco después de la salida del Sol y la máxima hacia las dos de la tarde o poco después. HUMEDAD ATMOSFERICA 1. Definiciones La atmósfera contiene vapor de agua en cantidades muy variables (0,2-2,7 vol.%), según cada momento y lugar, siendo el único componente capaz de transformarse bajo condiciones naturales en millones de finas gotitas de agua y cristales de hielo. Es evidente de que si no hubiera vapor de agua en la atmósfera, no podría haber nubes ni precipitación de ninguna clase, ni nieblas, ni tormentas, ni engelamiento, por lo que los fenómenos Meteorológicos asociados con la Aviación estarían reducidos simplemente a los efectos del viento.

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La cantidad de vapor de agua que puede contener un volumen determinado de aire, es proporcional a la tensión de vapor, en virtud de la ley de los gases ya mencionada. Así, pues, cuando más se eleva la temperatura, mayor es la cantidad de vapor de agua que el aire puede contener. Además, pueden expresarse en los diferentes índices de humedad: a.

Aire húmedo, Es la mezcla de aire seco con vapor de agua.

b. seco.

Proporción de mezcla, cantidad de vapor en gramos por Kg de aire

c. Humedad Relativa, se expresa en %. Es igual a la relación entre la tensión de vapor efectiva e y la tensión de vapor máxima, o saturante, E (este cociente se multiplica por 100 para que el resultado salga en %). Suele decirse que el aire es seco cuando la humedad relativa es baja, y que es húmedo cuando es elevada. Las Oficinas Meteorológicas emplean un término similar “humedad relativa”, que es la razón de la cantidad de vapor de agua presente en un volumen dado de aire, con respecto a la cantidad máxima permisible en ese volumen de aire en función a la presión y temperatura existente. Por ejemplo, “humedad relativa de un 75%”, significa que el aire contiene tres cuartas partes del vapor de agua que es capaz de contener a la temperatura y presión existente. 2. Punto de Rocío Es el valor al que debe descender la temperatura del aire, para que el vapor de agua que contiene comience a condensarse. Cuando los valores de la temperatura de rocío son muy diferentes de la temperatura del aire se dice que el aire es seco. Cuando los dos valores son próximos, la humedad relativa es elevada; esta comparación es muy útil para la previsión de la niebla. La masa de aire puede alcanzar la saturación por dos procedimientos: a.

Añadiendo más vapor de agua a la masa de aire

b.

Enfriando la masa de aire

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Es interesante ver algunas de las distintas maneras por las cuales el aire puede alcanzar su punto de saturación. Ya se ha indicado que esto sucede bajando la temperatura del aire, situación que puede ocurrir en las siguientes circunstancias: cuando el aire se desplaza sobre una superficie fría, cuando el aire frío se mezcla con aire caliente, cuando el aire se enfría durante la noche por contacto con la tierra o cuando el aire es forzado a ascender. Solamente el último procedimiento requiere un comentario especial. Cuando el aire asciende, emplea energía calórica en expandirse y desplazar al otro aire que se interpone en su trayectoria; en consecuencia, el aire que asciende pierde calor rápidamente; si el aire no está saturado la pérdida de calor será aproximadamente de 3,0 ° C (5,4° F) por cada 1.000 pies de ascenso. El aire puede ascender por tres razones: por calentamiento a través del contacto con la superficie de la tierra resultando en corriente convectivas; al desplazarse sobre el terreno ascendente (viento soplando hacia ladera de una cadena montañosa); y al ser forzado a desplazarse sobre otra masa de aire. Por ejemplo cuando se encuentran masas de aire de diferentes temperaturas y densidades. En esta última condición el aire más cálido y liviano (menos denso) tiende a desplazarse por sobre el más frío y denso. Esto se tratará con mayor detalle en la parte relativa a los frentes. El aire también puede saturarse si está expuesto a precipitaciones. Cualquiera que sea la causa, el piloto debe saber que cuando la temperatura y el punto de rocío en tierra se acercan, debe estar alerta por la posible formación de nubes bajas o niebla. En el informe meteorológico aeronáutico, la temperatura y el punto de rocío se informan en grados Celsius. El punto de rocío es de suma importancia para los pilotos, debido a que representa una condición crítica del aire. Cuando la temperatura alcanza el punto de rocío, el vapor de agua deja de estar invisible, y es forzado a condensarse haciéndose visible en la tierra como rocío o escarcha, y en el aire, como niebla o nubes, pudiendo caer a la superficie posteriormente como lluvia, nieve o granizo. NOTA. Esta es la forma en que el agua puede aparecer en los tanques de combustible, cuando los tanques se dejan parcialmente vacíos durante la noche. La temperatura baja

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el punto de rocío y el vapor de agua contenido en el espacio de aire del estanque se condensa. Esta humedad condensada baja al fondo de los tanques, puesto que el agua es más pesada que la gasolina.

3. Variaciones de la Humedad La humedad relativa varía en una misma masa de aire en función de los cambios de temperatura. Cuando la temperatura se aproxima al punto de rocío, la humedad relativa se aproxima a 100%. Con respecto a la altitud, la humedad relativa aumenta hasta el llamado nivel de condensación. Es prácticamente el 100% de las nubes. Por encima de las nubes, disminuye en general y el aire es muy seco a grandes altitudes. Las variaciones irregulares de la humedad son consecuencia del cambio de masa de aire al reemplazar el aire de un lugar por aire de origen diferente. Efecto combinado de una gran altitud, alta temperatura, y alta humedad en el vuelo Como se ha indicado con anterioridad una de las condiciones enunciadas puede afectar seriamente las características del vuelo. Cuando se presentan las tres condiciones, la situación se agrava. Por lo tanto manténgase alerta ante las condiciones de “altura, calor y humedad” (gran altitud de densidad) y tome las precauciones necesarias empleando adecuadamente las cartas de performance para asegurarse que la longitud de pista es la necesaria para despegar. TERMODINAMICA DE LA ATMÓSFERA 1. Estados Físicos del Agua El agua existe en la Naturaleza en los estados sólido, líquido y gaseoso. El sólido, tiene formas diversas que van desde el hielo compacto y el hielo transparente hasta las más finas agujas cristalinas que se encuentran en las nubes de hielo. El líquido, en forma de leves gotitas en las nubes y como gotas en la lluvia; además de estar en océanos, lagos y ríos. Por último el vapor de agua, que es un gas incoloro y transparente.

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2. Cambios de Estado Se pasa de un estado a otro mediante determinados procesos: a.

Condensación; paso de estado gaseoso a líquido

b.

Evaporación; paso del estado líquido a gaseoso

Ambos determinan la formación y disipación de las nubes, respectivamente. c.

Solidificación; paso del estado líquido a sólido

d.

Fusión; paso del estado sólido a líquido

e.

Sublimación; paso del estado sólido a gaseoso y viceversa

3. PROCESO ADIABÁTICO Un ejemplo que permite definir los procesos adiabáticos es el siguiente: La compresión del aire, como la de otros gases, va acompañada de calentamiento, y la expansión o dilatación, de enfriamiento; si la comprensión o la dilatación tienen lugar sin intercambio de calor con el medio ambiente, se dice que hay comprensión o expansión adiabática. En la atmósfera los cambios adiabáticos se producen de la siguiente manera: Si baja una masa de aire aumenta la presión y el gas se comprime adiabáticamente por lo tanto la temperatura de la masa aumenta.

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Compresión de los gases en un émbolo es un ejemplo de Proceso Adiabático

4. Estabilidad de la Atmósfera El equilibrio de los sistemas puede ser de tres formas: estable, inestable e indiferente. En Meteorología, al decir estabilidad de la atmósfera, queremos significar el equilibrio en general, ya sea estable, inestable e indiferente. En el caso de la atmósfera, las masas de aire se mueven por razones termodinámicas. Hay estabilidad propiamente dicha cuando una masa de aire se resiste a moverse verticalmente, y si lo hace vuelve enseguida a su posición inicial. La atmósfera es inestable cuando una masa de aire, al ser desplazada en forma vertical, continúa moviéndose sin volver a la posición que tenía. Hay atmósfera indiferente cuando, al ser desplazada la masa de aire, esta continúa equilibrada en la posición que tenía. Una masa de aire se resiste a moverse verticalmente si esta más fría y, por tanto, es más densa que aire que la rodea, y en el caso que sea forzada a moverse, volverá a su posición inicial. En cambio, si la masa es más ligera, o sea, más caliente que el aire que la rodea, cualquier impulso, por pequeño que

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sea, la hará elevarse hasta un lugar donde tenga la misma o mayor densidad que el aire que la rodea. 5. Gradiente Térmico Llamamos gradiente térmico vertical a la variación de la temperatura con respecto a la altura. El gradiente medio de la troposfera 6,5ºC cada 1000 metros, equivalente a 2ºC cada 1000 pies; este es el valor tomado para la atmósfera estándar. Además tenemos el gradiente adiabático seco; que es cuando una masa de aire que se desplaza verticalmente y no llega a saturarse (se mantiene seca), aumentando o disminuyendo su temperatura en razón a 3°C por 1000 pies (1º cada 1000 metros). Por último mencionamos también el gradiente adiabático saturado; cuando una masa de aire que contiene vapor de agua se desplaza verticalmente y la temperatura desciende hasta alcanzar el punto de rocío o punto de saturación. Generalmente se cumple, para niveles bajos, la siguiente razón 1,5ºC cada 1000 pies. VIENTO La atmósfera es un fluido que raramente se encuentra en reposo. Debido a la irregular distribución de la temperatura, las masas de aire se mueven en todas las direcciones y sentidos. Este fenómeno es el viento. 1. Definición Es el movimiento horizontal del aire, provocado por las diferencias de presión atmosférica. Esta definido por su dirección y fuerza o, más exactamente por su velocidad. La dirección del viento, es de donde proviene el viento, con ayuda de la rosa de los vientos y/o utilizando la división sexagesimal, que va de 0° a 360°.

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Rosa de los vientos

La estimación de la velocidad se inició de acuerdo a los efectos que produce el viento sobre las cosas o los objetos que están al aire libre: árboles, banderas, humos, etc. De ahí nació la Escala Beaufort. ESCALA DE VIENTOS BEAUFORT Grado del Viento

m/s

Nudos

Km/h

Viento

o

0-0.2

32.7

>12

>118

temporal huracanado

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Posteriormente aparecen instrumentos que miden el viento en las siguientes unidades: Metros por segundo, Kilómetros por segundo, nudos (1.853 Km/hora). Los cambios de presión y de temperatura producen dos tipos de movimiento en la atmósfera, movimiento vertical de corrientes ascendentes y descendentes y flujos horizontales conocidos como “Viento”. Ambos movimientos son de mucho interés para el piloto, ya que afectan el vuelo de la aeronave durante el despegue, ascenso, vuelo crucero y el aterrizaje; este movimiento también trae cambios en el tiempo meteorológico, los que pueden hacer la diferencia entre un vuelo sin problemas o uno con muchas dificultades. En las maniobras de despegue y aterrizaje la dirección del viento esta referida al norte magnético y la intensidad se expresa en millas / hora, o sea en nudos, en metros / segundo o en kilómetros / hora. Las condiciones de viento y tiempo meteorológico que suceden a gran escala son el resultado de la circulación general en la atmósfera La atmósfera tiende a mantener una presión constante sobre la tierra, lo mismo que el océano tiende a mantener un nivel constante. Cada vez que el equilibrio se destruye el aire comienza a soplar de áreas de mayor presión hacia las áreas de menor presión. 2. Causas de la Circulación Atmosférica Un factor que altera el equilibrio normal de la atmósfera es el calentamiento no uniforme de la tierra en el Ecuador, la tierra recibe mayor cantidad de calor que en las áreas situadas al norte o al sur. Este calor se transfiere a la atmósfera, calentando el aire para luego expandirse y llegar a tener menos densidad que el aire más frío del norte y sur el cual se mueve hacia el Ecuador forzando el aire menos denso hacia arriba. El aire ecuatorial que se calienta y se hace menos denso, es forzado a subir, estableciéndose de esta forma una circulación constante que podría consistir en dos trayectorias circulares: el aire ascendiendo en el Ecuador, viajando en la alta atmósfera hacia los polos donde desciende y continua sobre la superficie de la tierra hacia el Ecuador.

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El calor en el Ecuador provocaría que el aire circule en forma uniforme, como se puede observar en el dibujo si la tierra no rotaría

Sin embargo este patrón teórico de circulación general simplificada se ve grandemente modificado por muchas fuerzas, siendo la rotación de la tierra una de las más importantes. En el hemisferio norte esta rotación obliga al aire a moverse a la derecha de su trayectoria normal. En el hemisferio Sur el aire se mueve hacia la izquierda de su trayectoria normal. En nuestro caso, veremos lo referente al hemisferio sur. A medida que el aire asciende y se mueve desde el ecuador hacia el sur, es deflectado hacia el este y cuando ha recorrido un tercio de la distancia, ya no se mueve hacia el sur, sino que en dirección este. Esto hace que el aire se acumule en un cinturón aproximadamente en la latitud de 30° S, creando un área de alta presión. Parte de este aire es forzado hacia abajo, hacia la superficie de la tierra, donde una parte se desplaza hacia el norte, regresando al Ecuador y otra hacia el Sur, sobre la superficie de la tierra. El resto del aire, en la alta atmósfera, continua su viaje hacia el sur, enfriándose en la ruta, y finalmente desciende cerca del Polo desde donde inicia su regreso al Ecuador. Antes de que haya avanzado demasiado hacia el norte, entra en conflicto con el aire de superficie, más caliente que se mueve hacia el Sur desde la latitud 30° S., El aire más caliente desplaza sobre la cuña de aire más frío y continua hacia el sur produciendo una acumulación de aires en las latitudes altas.

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Otras complicaciones en la circulación general del aire son acarreadas por: la distribución irregular de los océanos y continentes, la efectividad relativa de diferentes superficies en la transferencia de calor a la atmósfera, la variación diaria de la temperatura, los cambios estaciónales, y muchos otros factores. Podemos afirmar que el viento va de la alta a la baja presión y su velocidad es directamente proporcional al gradiente de presión (variación de la presión por unidad de distancia). 3. Patrones de Viento 3.1 Efecto del gradiente de presión en la velocidad del viento Mientras mayor sea el gradiente de presión entre un punto y otro, más intensa será la velocidad del viento; podemos afirmar que el viento es fuerte donde las isóbaras están bien juntas y débil donde están separadas. 3.2 Efecto Coriolis Debido al movimiento de rotación de la Tierra, aparece una fuerza desviadora que afecta la trayectoria en los desplazamientos de las partículas de aire, denominada Coriolis; en el Hemisferio Sur hace que se desvíe hacia la izquierda y en el Hemisferio Norte al lado contrario. 3.3 Viento del Gradiente Para determinar este viento intervienen varias fuerzas que interactúan; la fuerza debida al gradiente horizontal de presión que es perpendicular a las isóbaras dirigidas desde la alta a la baja presión, la fuerza centrífuga dirigida hacia fuera y la fuerza de coriolis. Es una fuerza imaginaria similar a la real. 3.4 Efecto del Rozamiento del suelo Es la capa atmosférica comprendida entre el suelo y los 1000 metros de altura. En esta zona la masa de aire, en su movimiento, es desviada y frenada por la superficie a consecuencia del rozamiento o fricción. Ahora analizaremos las trayectorias del viento asociadas con áreas de altas y bajas presiones. Como se dijo anteriormente, el aire fluye desde un área de alta

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presión hacia una área de baja presión. En el Hemisferio Sur, durante este movimiento, el aire es deflectado hacia la izquierda. Por lo tanto, el aire que se mueve saliendo de una alta, fluye en un espiral que gira en el sentido contrario a los punteros del reloj y el aire que se mueve hacia un área de baja presión, fluye en el sentido de los punteros del reloj. Otro aspecto importante es que el aire que sale de un área de presión alta es reemplazado por aire que viene desde arriba, por lo tanto las altas son áreas de aire descendente. Al descender, el aire favorece la disipación de la nubosidad; de aquí la asociación de presión alta con signos de buen tiempo. Por razones similares, cuando el aire converge a un área de presión baja, no puede salirse contra el gradiente de presión, ni tampoco puede descender bajo la superficie de la tierra, debe ir hacia arriba. El ascenso del aire es favorable para la formación de nubosidad y precipitaciones y se produce la asociación general de baja presión con signos de mal tiempo. Un conocimiento de estos patrones, frecuentemente habilita a un piloto para planear un curso y aprovechar los vientos favorables, particularmente durante los vuelos largos. Al volar del este a oeste, por ejemplo, el piloto encontraría, al menos, a niveles bajos, vientos favorables al norte de una alta o al sur de una baja. También proporciona al piloto una idea general del tipo de clima a esperar, relacionado con las "altas" y las "bajas". Hemos visto en general la teoría de la circulación general en la atmósfera y los patrones de viento formados dentro de las áreas de presión alta y baja. Estos conceptos explican los movimientos, a gran escala, del viento, pero no toman en cuenta los efectos de las condiciones locales que frecuentemente causan modificaciones drásticas en la dirección y velocidad del viento, cerca de la superficie de la tierra. 4. Vientos debidos a Fenómenos Especiales 4.1 Brisa de Mar / Brisa de tierra Entre la costa y el mar, o los lagos, se producen unos vientos análogos a los monzones, pero a una escala mucho más reducida y cuya variación es diaria.

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La superficie terrestre se calienta bajo la influencia de los rayos solares, a causa de su poder absorbente y de su débil conductividad calorífica; mientras que la temperatura del agua de mar, o de los lagos, se eleva poco, al repartirse el calor en una capa mucho más espesa. Durante el día la tierra se calentará y se presentarán corrientes verticales ascendentes (convección), poco después de la salida del sol, formándose una especie de circulación. La brisa de mar penetra en tierra hasta una distancia de 30 a 40 kilómetros, alcanzando una altura de 200 a 300 metros y viene acompañado de una inversión de temperatura. Durante la noche, el suelo se enfría muy aprisa por radiación, mientras que la temperatura del agua disminuye muy poca cosa, resultando frío el suelo respecto al agua; la circulación del aire se invierte, estableciéndose una brisa de tierra; es más débil y esta peor definida. La presencia de la brisa es sinónimo de buen tiempo.

Brisa Marina

Brisa de Tierra

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4.2 Brisa de Valle y de Montaña Durante el día en la montaña, el aire se calienta al contacto con las laderas soleadas formándose, sobre ellas, capas de aire más cálido que el que se encuentra al mismo nivel pero lejos de la ladera (sobre la vertical del fondo del valle). Este aire, caliente, ascenderá en virtud del principio de Arquímedes, con lo que se pondrá en movimiento toda la masa de aire existente entre la ladera y el fondo del valle, que es atraída para llenar el vacío que deja el aire cálido que asciende. La brisa del valle sopla ladera arriba desde el fondo del valle, a partir de las nueve o las diez de la mañana. A partir del ocaso, el suelo pierde calor por radiación, de manera que el aire en contacto con las laderas se enfría considerablemente, haciéndose más pesado, con lo que desciende hacia el fondo del valle, donde continúa enfriándose, lo que origina una corriente inversa a la brisa de valle, llamada brisa de montaña, el espesor de la capa donde se hace sentir varía, generalmente, entre los 200 y 500 metros. Estos vientos en las regiones montañosos se conocen, a menudo, como vientos anabáticos, cuando son ascendentes y catabáticos cuando son descendentes; si estos vientos son de la misma dirección que los vientos debidos al gradiente de presiones, ambos pueden reforzarse mutuamente. Vienen acompañadas en su límite superior por la correspondiente inversión de temperatura. 4.3 Viento Orográfico El viento que tropieza con una montaña es desviado y modificado, y se orienta según el flujo, que depende de la forma del obstáculo y la orientación del valle. Si el viento cruza sin ser perpendicular a él, las paredes laterales y el efecto de desplome dan lugar a que el viento fluya a lo largo del valle. El teorema llamado de Bernoulli establece que la velocidad de un fluido aumenta cuando la sección por la que pasa disminuye; la sección por la que discurre el aire entre dos montañas es mucho más estrecha que fuera y las líneas de corriente están más próximas, es decir, la velocidad aumenta. Inversamente, en un valle la velocidad disminuye. 4.4 Viento Föehn

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Es un viento seco y caliente que fluye a sotavento de la montaña. Sus efectos más importantes son la elevación de la temperatura y el descenso de la humedad. El proceso es muy simple, la masa de aire que viene hacia la zona montañosa, es obligada a ascender por barlovento, enfriándose en la subida, alcanzando la condensación en el nivel de condensación ascendente (NCA), formándose así una gran masa nubosa estancada cubriendo la montaña. Posteriormente, desciende por sotavento calentándose y a un determinado nivel, que vamos a llamar nivel de condensación descendente (NCD), la nubosidad se disipa y el cielo queda despejado. Este es el viento Föehn, descendente y caliente, que puede producir aludes de nieve en zonas montañosas. Este efecto es tan notable que la diferencia de temperatura entre barlovento y sotavento puede llegar a ser hasta de 10° a 12 °C.

Efecto Föehn

4.5 Corrientes convectivas Las corrientes convectivas son las causantes de las aceleraciones verticales o turbulencias que experimentan los pilotos cuando vuelan a bajas altitudes en días calurosos. En vuelos a bajas alturas y sobre superficies de distintas naturalezas, el piloto encontrara ráfagas ascendentes sobre pavimentos o terrenos áridos y ráfagas descendentes sobre terrenos con vegetación o sobre el agua. Normalmente esto puede evitarse volando a altitudes mayores. Cuando

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grandes corrientes convectivas forman nubes del tipo cumuliforme, invariablemente se encontrara aire sin aceleraciones verticales sobre el nivel de las nubes. Las corrientes convectivas también provocan dificultades al aterrizar, ya que afectan el régimen de descenso. Por ejemplo, un piloto que hace un planeo constante, frecuentemente tiende aterrizar corto o pasar rápidamente por encima del punto que se intenta aterrizar, dependiendo de la presencia y severidad de las corrientes de convección. Sin embargo, los efectos de la convección local son menos peligrosos que la turbulencia provocada cuando el viento es forzado a fluir alrededor o sobre obstáculos. La única manera que el piloto evite este peligro invisible, es estar atento y saber donde esperar condiciones inusuales. Efectos de las obstrucciones durante el vuelo Cuando el viento sopla sobre una obstrucción se desarrollan pequeños torbellino-corriente arremolinado que tienen cambios bruscos de velocidad y dirección cuyos efectos pueden prolongarse a alguna distancia de la obstrucción; un piloto que vuela a través de este tipo de turbulencia debe anticipar el hecho que encontrará movimientos ascendentes y descendentes y vuelo inestable. La turbulencia y su intensidad, la cual depende, lógicamente, del tamaño de la obstrucción y de la velocidad del viento, puede llegar a presentar un serio peligro durante los despegues y aterrizajes. Por ejemplo, durante los aterrizajes puede causar la “caída” del avión (pérdida de velocidad); durante el despegue puede significar la imposibilidad de que el avión pueda ganar la suficiente altura para sobrevolar los obstáculos bajo su trayectoria, como acantilados o montañas. Como lo indica la figura a continuación, el viento que sopla en la cara ascendente del lado de barlovento es relativamente parejo, y su corriente ascendente ayuda al avión a sobrevolar la cima de la montaña el viento, en el lado de sotavento, siguiendo el contorno del terreno, fluye definitivamente hacia abajo, con mucha turbulencia y tiende a forzar al avión contra la ladera de la montaña. Mientras más fuerte es el viento, mayor es la presión hacia abajo, y mayor es la turbulencia.

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METEOROLOGÌA

Aeroplanos que se aproximan a una montaña desde barlovento son ayudados por las corrientes ascendentes. Los que se aproximan desde sotavento encuentran corrientes descendentes.

En consecuencia, al aproximarse a una colina o a una montaña por el lado de sotavento, el piloto debe ganar altura con suficiente antelación. A causa de estas corrientes descendentes, es recomendable que las crestas y cimas sean sobrevoladas por lo menos a 2,000 pies sobre ellas. Si hay alguna duda, el piloto deberá circular y ganar mayor altura. Entre colinas y montañas, donde existe un cañón o un valle estrecho, el viento generalmente se desviará de su curso normal y fluirá a través del paso con un aumento de su velocidad y de la turbulencia. Todo piloto que vuele sobre ese tipo de terreno necesita estar alerta con los cambios de dirección del viento y ráfagas de aire, especialmente si es que está efectuando un aterrizaje. ALTIMETRIA Estudia la correspondencia entre la presión y la altitud con objeto de determinar esta última en función de la primera. En realidad, la relación entre la presión y la altura no es sencilla, puesto que en ella interviene la temperatura según la Ecuación General de los Gases Perfectos (explicada con anterioridad). La altura de una columna de aire en la atmósfera no es siempre constante. Depende de la temperatura y de la presión. La relación que liga estas variables puede deducirse por un razonamiento matemático que no vamos a exponer aquí y puede

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encontrarse en cualquier libro de Meteorología. Laplace halló una fórmula aproximada, cuya expresión es:

h = 67,4 T m .log p 1 /p 2 Donde h es la altura de la columna de aire, 67,4 una cantidad constante, T m la temperatura media del aire de la columna y p 1 y p 2 las presiones en la base inferior y superior, respectivamente. 1. Definiciones Atmósfera tipo ISA (International Standard Atmosphere): Surge de la necesidad de establecer un reglaje uniforme en todos los altímetros, y según la OACI parte de los siguientes supuestos: a.

Esta formada por aire seco de composición molecular constante.

b.

El aire obedece a la Ley de los Gases Perfectos

c.

La constante R de esta Ley vale R = 2.8704 x 106 erg.gr-1.K-1

d.

La presión atmosférica al nivel del mar es de 1013,23 hPa

e.

La temperatura normal al nivel del mar es 15°C

f.

El gradiente vertical de temperatura es la Tropósfera es de 6,5°C/1000 mts.

g.

La altitud de la tropopausa es de 11000 metros.

h.

La atmósfera tipo se ha aprobado para los primeros 20,000 metros.

Altura: distancia vertical entre un nivel, punto u objeto considerado como punto y una referencia específica. Altitud: distancia vertical entre un nivel, punto u objeto considerado como punto y el nivel medio del mar. Elevación: distancia vertical entre un punto o nivel de la superficie de la tierra unido a ella y el nivel medio del mar.

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Altitud de presión: o nivel de presión se ha sustituido por el término “nivel de vuelo”. Vienen a ser superficies de presión atmosférica constante relacionadas con una determinada referencia de presión, que están separadas por determinados intervalos de presión. La referencia de presión del anterior enunciado es la presión de 1013,2 hPa, llamada también nivel cero. 2. Significado Meteorológico de QFE, QNE y QNH Los reglajes de los altímetros pueden darse utilizando diferentes referencias: QFE: Es la presión existente al nivel del aeródromo de referencia, por tanto, si el piloto regla el altímetro de su avión posado en tierra a cero metros en un punto determinado del aeródromo, en la mirilla aparecerá una presión que es el QFE. QNE: Es la altura que señala un altímetro situado en un aeródromo y reglado con la presión de 1013,2 hPa. Todos los aviones en ruta deben llevar el altímetro reglado con la presión a 1013,2 hPa, en cuyo caso la lectura nos dará el nivel de vuelo. QNH: Es el valor de la presión cuando el altímetro marca la altitud topográfica del aeródromo. Cuando el aeródromo esta situado al nivel del mar, el QFE es igual al QNH. Es imprescindible para el aterrizaje y para el vuelo; el piloto debe ir pidiendo a lo largo de la ruta que sobrevuela los QNH de los aeródromos próximos con lo que va realizando el reglaje de su altímetro. 3. Operaciones de Aproximación y Descenso

Los aviones como hemos visto, vuelan en superficies de presión constante, es decir, en niveles de vuelo con ajuste QNE, pero tanto en la subida como en el descenso deben volar con altitudes, ajustando el altímetro al QNH. Para ello se utiliza un procedimiento de transición que consiste en fijar una altitud de transición, una capa de transición y un nivel de transición.

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a.

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Altitud de transición

Es la altitud en la proximidad de un aeropuerto, en la cual o por debajo de la cual, la posición vertical de la aeronave se controla mediante la referencia a la altitud (QNH). b.

Capa de transición

Es el espacio aéreo entre la altitud de transición y el nivel de vuelo. Siempre es igual o mayor de 1000 pies. c.

Nivel de transición

Es el nivel de vuelo más bajo que puede utilizarse por encima de la altitud de transición. El procedimiento es muy sencillo, los aviones que asciendan al nivel de transición, seguirán niveles de vuelo. Al descender por debajo del nivel de transición, el altímetro se ajustará con el QNH del aeropuerto al fin de que indique altitud hasta la aproximación final en que se podrá emplearse el QFE o el QNH. En el despegue se sigue el procedimiento inverso.

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Altímetro NUBES 1. Clasificación Internacional de las Nubes Las nubes constituyen el efecto visible de una serie de factores dinámicos y termodinámicos que se producen en la atmósfera. Constituyen, por tanto, el tiempo real. La observación de nubes en una gran parte del mundo por los distintos observatorios de la red, es quizá la más poderosa ayuda para una evaluación del tiempo. Hasta el momento, las nubes son apreciadas por el observador a estima y según su criterio personal, por lo que a veces aparecen disparidades en la visión de conjunto. Es importante la evaluación lo más exacta posible de la nubosidad. La experiencia en diferentes vuelos realizados por pilotos experimentados ha hecho ver que en muchas ocasiones las ideas de la nubosidad deducidas en un mapa meteorológico eran muy diferentes a las que se obtenían de una visión real durante el vuelo. Actualmente existen poderosos elementos de observación de nubes, nos referimos a los satélites meteorológicos, por medio de estos satélites se han tomado fotografías de huracanes, borrascas, gotas frías, y en general de todo tipo de nubes, ha podido observarse que la distribución nubosa a lo largo a lo ancho del mundo no es caótica y desorganizada, sino que por el contrario, se presenta en formas definidas y bien ordenadas.

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Se ha visto que por amplias zonas se extienden extrañas bandas de nubes alineadas como largas y solitarias calles, y arcos transversales, todavía sin explicación. Bordes agudos de nubes de hielo con aspecto de seda señalan la corriente en chorro que discurre en el limite inferior de la estratosfera. Se han observado borrascas en diversos estados de desarrollo y un resultado sensacional ha sido el descubrimiento de modelos de borrascas o vórtices en latitudes medias formadas por bandas nubosas en forma de enormes espirales. También han sido muy importantes las nubes fotografiadas en las llamadas gotas frías. Todo ello permite ver con gran expectativa el futuro. El exacto conocimiento visual de la nubosidad va a ser fundamental para el desarrollo de la meteorología, en beneficio particular de la aeronáutica. La clasificación internacional actual se hace dividiendo las nubes de acuerdo con su altura sobre el suelo, su forma y sus más frecuentes combinaciones. Los nombres de las nubes se forman añadiendo al nombre propio del genero el calificativo de la especie y, si es necesario, el de la variedad expresado en latín. Los géneros de la clasificación general son diez de acuerdo al siguiente cuadro:

Tipo

Genero

símbolo

Base media

Tope medio

(metros)

(metros)

6000 mts.

12000

2500 mts.

6000

Cirrus Cirrostratus Cirrocumulos

Ci Cs Cc

Nubes medias

Altostratus Altocumulos Nimbostratus *

As Ac Ns

Nubes bajas

Estratos Estratocumulos

St Sc

150 – 600 600 – 1500

750 2400

Nubes de desarrollo vertical

Cumulos Cumulonimbus

Cu Cb

300 – 2400 600 – 2400

6000 12000

Nubes altas

Frecuentemente los Ns pueden extenderse hasta la superficie terrestre y considerarse como nubes bajas.

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a. Cirrus Se presentan en espesos bancos con apariencia de algodón con contornos deshilachados y de un color blanco intenso. Suelen ser muy persistentes en el cielo y pertenecen a la cabeza de una perturbación tormentosa. Por la tarde adquieren color rojizo debido al reflejo del sol, poniéndose en el horizonte sobre los cristales de hielo que las conforman. Largas bandas de cirrus pueden denotar la presencia de una corriente en chorro.

Nubes Cirrus b.

Cirrostratus

Forman un velo nuboso que no llega a cubrir del todo el cielo y suele formar un halo o disco alrededor del sol y de la luna. Tienen un aspecto blanquecino y filamentoso. Al estar formados por cristales de hielo no originan precipitaciones pero anuncian la llegada de una perturbación atmosférica. c.

Cirrocumulos

Es una capa cirrosa compuesta por elementos redondos en forma de copos o bolas sin sombra propia. Normalmente nunca se presentan solos sino acompañados de una capa de cirros o cirrostratus, suelen producir cielos ondulados que recuerdan las ondulaciones de la arena en una playa. Si provienen de la transformación de otras nubes altas, son avanzadas de la parte delantera de una perturbación anunciando entonces mal tiempo. En los demás casos, anunciaran posibles precipitaciones en forma de chubascos dispersos de origen no frontal, incluso en una zona dominada por las altas presiones.

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Estos tres géneros constituyen la familia A (nubes altas). La característica fundamental de la familia es que los tres géneros están formados por finos cristales de hielo. Es muy difícil apreciar su espesor, pues parece cambiar según la posición del sol. d.

Altostratus

Constituyen una capa que cubre total o parcialmente el cielo, sin dejar muchos agujeros. Se asemejan a un velo mas o menos denso de color gris azulado. Tienen sombra propia, están constituidos por gotas de agua y copos de nieve. Si la capa es fina se puede confundir con cirrosestratos, esta confusión se evita sabiendo que los altostratus no producen halo alrededor del sol. Estas nubes son el anuncio de próximas precipitaciones en forma de lluvia o nieve según si el velo nuboso es denso y bajo o poco denso y alto respectivamente. El engelamiento en ellas suele ser débil.

Nubes Altosestratos e. Altocumulos Es una capa nubosa que invade el cielo, dejándolo ver a través de numerosos agujeros. Se presentan en forma de bancos o bandas de color blanco o gris. Si predominan las formas onduladas, como en forma de lente biconvexa o de

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METEOROLOGÌA

lenteja, se denominan altocúmulos lenticulares, que recordemos son el anuncio de una posible onda de montaña y en todo caso, de vientos fuertes y constantes en intensidad y dirección a esa altura, pero no anuncian un cambio de tiempo. Si los altocúmulos presentan protuberancias significa que en alturas medias existe inestabilidad y se podrá prever un empeoramiento del tiempo en una área extensa. Si invaden totalmente el cielo, son el anuncio de la entrada de un frente frío, si en cambio son transparentes o tienen flecos indican que se mantendrá el buen tiempo.

Nubes altoscúmulos f.

Estratos

Es una capa uniforme parecida a la niebla, pero sin estar en contacto con el suelo; si baja hasta el suelo, entonces se denomina niebla. Pueden desprender precipitación en forma de lluvia muy fina y constante de agua nieve o cristalitos finos de hielo. No producen turbulencia y el engelamiento suele ser débil.

Nubes Estratos

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g.

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Estratocumulos

Forman una capa de nubes bajas en forma de masas grises oscuras que cubren una buena parte del cielo, con protuberancias de forma redondeada. No van siempre acompañados de precipitación, como los nimbostratus, pero si aparece esta, es de tipo débil y producen turbulencia débil volando debajo de ellas. h.

Nimbostratus

Forman una capa de gran espesor y de color gris de gran espesor y de color gris oscuro, sin forma definida, por debajo suelen flotar fragmentos nubosos u otras nubes que la tapan y que se desplazan veloces por efectos del viento. Estas nubes son típicas de mal tiempo, y se presentan como un estrato bajo y lluvioso de gran extensión. Se puede producir engelamiento si se vuela mucho tiempo en su interior. La turbulencia en ellas suele ser moderada, menos a bajos niveles y sobre zonas montañosas, donde puede ser fuerte. i.

Cumulus

Son nubes aisladas, normalmente compactas y con formas bien definidas parecidas a coliflores. Son nubes de desarrollo vertical, su base es casi siempre horizontal y su parte superior de un color blanco más brillante, estas nubes, si

Nubes Cúmulos

siguen con su desarrollo se convierten en Cumulonimbus. No suelen dar precipitación, pero si producen engelamiento y fuertes turbulencias, debidas a las corrientes ascendentes y descendentes, si se vuela en su interior.

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j.

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Cumulonimbus

Son masas imponentes de nubes de desarrollo vertical que se elevan en forma de torres alcanzando grandes alturas, se distinguen de los cúmulos, porque su parte inferior suele estar deflecada, y su parte superior muchas veces tiene forma de yunque. Pueden presentarse aislados o en forma de grandes murallas. Esta es la nube más peligrosa para cualquier piloto, producen descargas eléctricas, granizo, fuertes y extremas turbulencias, engelamiento y fuertes aguaceros, producen fuertes vientos en el suelo con ráfagas violentas. El viento en superficie puede llegar a cambiar rápidamente 180º en dirección, comprometiendo seriamente las operaciones de aterrizaje y despegue. La precipitación que producen suele ser tan intensa que dificulta seriamente la visibilidad.

Nubes Cumulonimbos

2. Procesos Físicos de la Formación y Disipación de Nubes Las nubes se forman como resultado de la condensación del vapor de agua que contiene el aire. Para que el vapor de agua contenido en una masa de aire se condense es preciso que se alcance la saturación, es decir, el punto de saturación o punto de rocío, y a ello puede llegarse por dos procedimientos: o añadiendo mas vapor de agua a la masa de aire o enfriando dicha masa. Si las

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circunstancias son tales que se producen ambas cosas, entonces la condensación se alcanza antes. Inversamente, las nubes se disipan quitando vapor de agua o calentando la masa de aire. En la atmósfera, el enfriamiento necesario para la formación de nubes se produce principalmente por ascenso de la masa de aire, y el calentamiento necesario para la disipación se produce por descenso de la masa de aire. Las nubes se disipan en presencia de corrientes verticales descendentes. Al bajar la masa de aire se calienta adiabáticamente y las gotitas de agua que constituyen las nubes se evaporan. El movimiento descendente en gran escala se conoce con el nombre de subsidencia, y es un fenómeno típico en los anticiclones. Esto no quiere decir que en el seno de las borrascas no haya subsidencia en ciertas zonas. 3. Tipos de Nubes 3.1

Nubes orográficas

Las nubes orográficas se forman cuando el viento tiene una componente perpendicular a las montañas y la humedad relativa es suficientemente alta. A barlovento el aire es obligado a subir y se enfría, alcanzándose la saturación a

Formación de nubes orográficas

partir del nivel de condensación. A sotavento se ve forzado a descender y se calienta, disipándose la nube.

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METEOROLOGÌA

El desarrollo e importancia de las nubes orográficas depende de los siguientes factores:

a.

Características de la montaña

Si la colina o montaña son de poca altitud o están aisladas, es claro que no favorezcan mucho el ascenso forzado necesario para la condensación. En cambio, una larga cadena montañosa de apreciable elevación contribuirá de eficaz manera para que el ascenso y descenso de la masa de aire sea notable y favorezca el desarrollo nuboso. Si el viento perpendicular persiste durante largos periodos, la nubosidad puede perdurar muchas horas a barlovento del sistema orográfico b.

Dirección y velocidad del viento

El viento debe tener una apreciable componente perpendicular a la montaña y a la masa debe tener la suficiente energía al encontrarse con el obstáculo. Un exceso en la velocidad del viento por encima del nivel de la montaña puede impedir el desarrollo de la nubosidad. c.

Humedad relativa del aire

Si la masa de aire tiene poco contenido de vapor de agua, es decir, está seca, el ascenso a barlovento no es suficiente para que se produzca la nubosidad, o si la nube se forma lo hace a bastante altura y es de poco desarrollo. Si el aire que sube es seco, pero encima de la montaña hay una capa de aire húmedo, éste es forzado a subir y la nubosidad puede ser mayor, éste modelo debe verse con precaución por el piloto y no tratar de volar por el lado que hay entre la nube y la montaña, pues la turbulencia y las corrientes descendentes en sotavento pueden ser importantes. d.

Estabilidad del aire

Si el aire que asciende es suficientemente húmedo y el gradiente vertical de temperatura es estable encima del nivel de la montaña, la nubosidad tiene poco

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desarrollo, pues lo impide el efecto como de "tapaderas" que hay encima. El nivel de condensación puede estar más bajo que la cima de la montaña.

Típica nube orográfica

Evidentemente, la nube se forma a barlovento, pero su cima generalmente desciende algo a sotavento. A barlovento el aire que asciende es húmedo y se enfría según el gradiente adiabático saturado, es decir, 1.5° por cada 300 metros, mientras que a sotavento el aire que desciende es seco y, por lo tanto, se calienta a razón de 3°C por cada 300 metros. En otras palabras, el viento (föehn) es un viento seco y caliente. Este contraste de temperatura entre el aire que asciende y el föehn es más acusado cuando hay precipitaciones a barlovento, porque entonces se desprende el calor latente de condensación. En resumen, la masa de aire asciende según la adiabática saturada y desciende según la adiabática seca. Si a estas condiciones de aire humedad – montaña - estabilidad encima añadimos vientos fuertes y cizalladura vertical del viento, estamos dentro de los requisitos para la formación de onda de montaña. Si el gradiente de temperatura es inestable, entonces, al ser forzado el aire a barlovento de la montaña, seguirá moviéndose verticalmente hacia arriba, las nubes que se forman en este caso son grandes Cu o cúmulo-nimbus. 3.2

Nubes de turbulencia

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En ciertas condiciones, la turbulencia cerca del suelo origina la formación de nubes, especialmente a la salida del sol o al atardecer. Los remolinos creados por rozamiento de la masa de aire contra el suelo presentan irregulares corrientes verticales hacia arriba y hacia abajo. El movimiento de estos remolinos produce un efecto de mezcla en toda la capa inferior, con el consiguiente transporte de calor a arriba, condensándose en condiciones apropiadas, formando una capa continua de nubes estratificadas, cuyo espesor depende de la propia capa turbulenta. Las condiciones ideales para que se formen nubes de turbulencia deben ser alta humedad relativa y fuerte turbulencia, pero estas condiciones suelen ser opuestas, pues la turbulencia exige que el suelo se caliente para poder formarse, y si esto sucede, la humedad relativa decrece; por tanto, vemos que la nube de turbulencia ha de formarse en condiciones tales que creados los remolinos al mismo tiempo en que la humedad relativa baja, ésta llegue hasta un cierto nivel para que luego pueda ser transportada hacia arriba y se haga la mezcla.

Nubes Lenticulares

Las llamadas nubes lenticulares se forman al lado de sotavento de la montaña y son típicas para ubicar áreas afectadas por turbulencia.

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Las nubes formadas por turbulencia son en general estratos o estratocumulos y tienen un espesor que oscila entre 600 y 1000 metros, son pues, nubes delgadas situadas a niveles bajos que no dan precipitación, se forman exactamente al salir el sol, cuando empieza el calentamiento del suelo o al final del crepúsculo. Su duración es muy variable, a veces el cielo se cubre rápidamente, dando la impresión de que el humo de muchas chimeneas se condensa en el cielo y unos minutos después todo se deshace, en invierno estas nubes son mucho más persistentes. Otro tipo de nubes de turbulencia son los fractonimbus, que se forman como nubes desgarradas debajo de los nimbostratus, como resultado de la combinación de alta humedad, viento fuerte y turbulencia. 3.3 Nubes convectivas Se llama convección al transporte del calor por movimiento del aire generalmente a lo largo de la vertical. Los movimientos verticales están estrechamente relacionados con la estabilidad del aire, si hay inestabilidad desencadenando el movimiento vertical, el aire continuará moviéndose hasta que dicha inestabilidad cese. En su movimiento ascendente la masa de aire ira enfriándose hasta que alcanza el nivel de condensación, en que la masa se satura y su temperatura es la del punto de

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METEOROLOGÌA

rocío. A partir de ahí crece la nube, que por su especial naturaleza se conoce por nube convectiva o de desarrollo vertical. Estas nubes son de evolución diurna, empiezan a formarse por la mañana, van creciendo hacia el medio día y por la tarde alcanzan su máximo desarrollo; por la noche, al enfriarse el suelo, cesa la convección, deshaciéndose las nubes convectivas o disminuyendo. Con respecto a la anchura de las nubes convectivas, si estas son aisladas, su diámetro es menor de 20 kilómetros, a veces son completamente verticales, pero en general presentan cierta inclinación, que depende de la cizalladura vertical del viento. Es importante resaltar que sobre el mar las nubes convectivas no pueden desarrollarse por procesos de calentamiento por radiación solar directa; sobre los océanos no hay térmicas como las que se producen en tierra pues los cambios diurnos de temperatura y la diferencia de temperatura entre el aire y el agua son pequeñas. 3.4 Nubes de advección Se llama advección al transporte de cualquier propiedad por medio del movimiento horizontal del aire, una nube advectiva puede formarse cuando la corriente de aire llega de una región mas caliente sobre una región mas fría. El aire caliente en contacto con el aire frío se enfría y si la temperatura desciende hasta el punto de rocío se produce la condensación y se forma la nube que será de tipo estratiforme y puede tener un espesor de 2000 metros, muchas veces esta en contacto con el suelo en forma de niebla. 3.5 Nubes frontales a.

Aire frío empujando al aire cálido

En determinadas circunstancias, y comprendiendo una extensa área, una gran masa de aire frío empuja a otra masa de aire cálido que se satura. Cuando el aire frío es más denso, se coloca debajo del aire cálido y al empujarlo lo levanta originando fuertes corrientes verticales, desencadenándose la inestabilidad.

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La nubosidad es de desarrollo vertical tipo Cumulonimbus y como las masas en juego cubren grandes extensiones, las nubes forman como una barrera, que en muchas ocasiones tiene una longitud de mas de 2000 kilómetros y una profundidad de 100 a 150 kilómetros. En otras palabras estas nubes no son locales ni de evolución diurna, presentándose a cualquier hora del día o de la noche. b.

Aire cálido moviéndose sobre aire frío

Puede suceder que sea una masa de aire cálido la que arremeta contra otra de aire frío que se retira, en este caso la masa cálida, más ligera se desliza casi advectivamente sobre la masa fría, y al ascender va enfriándose y condensándose. La nubosidad es de tipo estratiforme, Cs en la parte mas alta, As en niveles medios y Ns St bajos.

4. Características a.

Techo

El techo se define como la altura desde la superficie del terreno a la base de la capa más baja de las nubes o fenómenos obscuros que cubres más de la mitad del cielo y se reporta como nublado o cubierto. También se define techo como la visibilidad vertical a una superficie basada en el oscurecimiento, clasificada como delgada. La nubosidad se informa como cubierto cuando cubren más de seis octavos del cielo. Los pilotos pueden obtener la última información sobre el techo de los informes horarios de las estaciones meteorológicas. Además, ellas proporcionan pronósticos de las posibles variaciones del techo y otras condiciones que puedan afectarlo. b.

Visibilidad

La visibilidad esta estrechamente relacionada con el techo y la cantidad de cielo cubierto. Es la mayor distancia horizontal a la cual pueden verse a simple vista objetos prominentes. La visibilidad, así como el techo, estan incluidos en los reportes meteorológicos horarios y en los pronósticos aeronáuticos. c.

Precipitación

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METEOROLOGÌA

Además del posible daño producido por el granizo y el peligro de congelamiento, la precipitación puede estar acompañada por techos bajos, y con precipitación fuerte, la visibilidad se puede reducir repentinamente a cero. Es obvio que toda aeronave que haya acumulado nieve sobre su estructura mientras esta en tierra, no debe volarse por ningún motivo, mientras la nieve no haya sido removida, incluyendo las costras duras que con frecuencia se adhieren a la superficie. Una aeronave que ha sido expuesta a la lluvia, seguida por temperaturas bajo cero, debería limpiarse cuidadosamente y chequear antes de despegar, con el propósito de estar seguro que los controles operan libremente. 5. Condiciones de vuelo Correspondientes a los diversos Tipos de Nubes Cirrus.- Estas nubes formadas por cristales de hielo, son tan tenues que los efectos sobre el avión son prácticamente los mismos que los del vuelo en aire claro, sin embargo puede constituir importantes indicaciones, pues en muchas ocasiones forman la avanzada de un sistema de nubes bajas. Si el avión vuela de tal manera que los cirrus van espesándose y transformándose en extensas capas de cirrustratos, hay que estar prevenidos ante un posible acercamiento a un sistema depresionario frontal, otras veces, en cambio, en situaciones de inestabilidad, esta decreciendo. Largas bandas de cirrus pueden señalar también la corriente de chorro y vientos fuertes. Altocumulos.- Estas nubes suelen ser delgadas y pueden indicar la aproximación de un frente, son poco importantes desde el punto de vista aeronáutico. Altostratus.- Indican también la proximidad de un sistema frontal y si son opacos pueden tener considerable espesor. El engelamiento en ellos puede ser débil o nulo. Nimbostratus .- Son nubes medias de gran espesor asociadas a sistemas frontales. Pueden producir engelamiento si la temperatura es adecuada. La turbulencia no pasa de ser moderada, excepto en bajos niveles y sobre zonas montañosas en que puede ser fuerte.

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Estratos.- Son nubes en general, muy bajas, en ruta carecen de importancia, pero en la toma de contacto en tierra pueden constituir un grave obstáculo al quedar su base por debajo de los mínimos reglamentarios de aterrizaje. No producen turbulencia ni hielo. Estratocumulos.- Por debajo de los estratocumulos suele haber turbulencia producida por térmica. Encima de ellos el vuelo es en aire muy estable, en caso de engelamiento, es débil. Cumulus.- Los cumulus en algunos casos son señal de buen tiempo pero cuando son muy desarrollados la turbulencia y el engelamiento pueden ser fuertes, especialmente en zonas montañosas, lo mas adecuado es intentar rodearlos, y si hay que atravesarlos, debe hacerse a la mayor altura posible, excepto en el caso en que su base sea lo suficientemente alta para que pueda volarse por debajo sin incurrir en altitudes por debajo de los mínimos de seguridad reglamentarios. Cumulonimbus.- Son las nubes tormentosas, pueden presentarse aisladas con un ancho de 25 kilómetros o en barreras de hasta 500 kilómetros de longitud. En lo posible deben evitarse, rodeándolos si son aislados y atravezándolos perpendicularmente si están en forma de barrera. Sus topes pueden alcanzar los 16,000 metros, especialmente en latitudes bajas. Están asociados con fuertes turbulencias, granizo, engelamiento y fenómenos eléctricos. MASAS DE AIRE 1. Definición Se llama masa de aire a una gran porción de la atmósfera de características uniformes, extendiéndose en miles de kilómetros sobre la superficie de la tierra, mientras que, en la vertical sólo alcanza varios kilómetros de altura. Los grandes sistemas de alta presión, frecuentemente se mantienen sobre grandes áreas de tierra o agua en condiciones de superficie relativamente uniformes. Ellos toman las características de estas “regiones de origen o manantiales” las temperaturas bajas de las regiones polares, el calor de los trópicos, la humedad de los océanos o la sequedad de los continentes. A medida que se desplazan de las regiones de origen y pasan por tierra o mar, la masa de

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METEOROLOGÌA

aire está siendo constantemente modificada a través del calentamiento o enfriamiento desde abajo, ascendiendo o descendiendo, absorbiendo o perdiendo humedad. La temperatura real de la masa de aire es menos importante que su temperatura relativa a la superficie de la tierra o agua, sobre la cual está pasando. Por ejemplo, una masa de aire que se mueve desde las regiones polares, generalmente es más fría que las superficies de la tierra y el mar sobre la cual pasa. Por otra parte, una masa de aire que se mueve desde el Golfo de México en invierno, generalmente es más cálida que el territorio sobre el cual pasa. Si el aire es más frío que la superficie, será calentado desde abajo, y se establecerán corrientes de convección, causando turbulencias. El polvo, humo y contaminación atmosférica que se encuentra cerca de la tierra, serán llevados por las corrientes hacia arriba y disipado a niveles más altos, mejorando la visibilidad en la superficie. Este aire de llama “inestable”. Contrariamente, si el aire es más cálido que la superficie, no hay tendencia para que se formen corrientes de convección y el aire es suave. El humo, el polvo, etc., están concentrados en los niveles más bajos donde la visibilidad se reduce. Este aire se llama “estable”. De la combinación, de estas características de origen y la relación de temperaturas ya descritas, las masas de aire pueden estar asociadas a ciertos tipos de clima. 2. Clasificación de las Masas de Aire a.

Según su origen

Por lo que acabamos de decir, se podrán clasificar las masa de aire según su origen geográfico, distinguiéndose: 1)

ARTICA (A)

2)

Polar (P)

3)

Tropical (T)

4)

Ecuatorial (E)

b.

Según su comportamiento termodinámico

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METEOROLOGÌA

Se distinguen simplemente masas frías (K) y masas cálidas (W). Una masa de aire fría se llama así cuando lo es más que las masas de aire próximas o que la superficie sobre la que se desliza. c.

Según las influencias sufridas;

Durante su desplazamiento, las masas sufren diversas influencias, las que están en relación con el clima de las regiones atravesadas. Se distinguen las masas de aire marítimas (m) y las masas continentales. A continuación aparecen las características generales de cierta masa de aire, pero estas pueden cambiar considerablemente. Características de una Masa de Aire Frío (Inestable) Tipo de nubes

cumulus y cumulonimbus.

Techos generalmente ilimitados (excepto durante la precipitación). Visibilidad

excelente (excepto durante la precipitación).

Aire inestable turbulencia corrientes de convección).

pronunciada

en

niveles

bajos

(debido

a

Tipo de precipitación. Tormentas ocasionales locales o chubascos, granizo, aguanieve, nieve. Características de una Masa de Aire Cálido (Estable) Tipo de nubes estratos y estratoscumulus (niebla, bruma). Techos generalmente bajos. Visibilidad

reducida (humo y polvo en suspensión en niveles bajos)

Aire estable

suave con poco a nada de turbulencia.

Tipo de precipitación llovizna.

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METEOROLOGÌA

FRENTES 1. Superficie Frontal Es la superficie límite que separa dos masas de aire de diferentes naturaleza; viene a ser una zona de transición entre dos masas. 2. Clasificación a.

Frente Caliente.

Cuando un frente caliente avanza, el aire cálido se desliza sobre la cuña del aire más frío que está delante de éste, es decir; el aire cálido empuja al aire frío, pero por ser menos denso se desplaza por la pendiente que constituye la superficie frontal; la inclinación es aproximadamente 0.66%. El aire caliente comúnmente tiene gran cantidad de humedad. A medida que éste asciende, su temperatura baja, y como continua el proceso de ascenso ocurre la condensación. Se forman los nimbostratus bajos y las nubes estratos originando una llovizna o una lluvia. La lluvia cae a través del aire más frío, aumentando su contenido de humedad de tal forma que también se satura. Cualquier reducción de temperatura en el aire más frío, la que puede ser causada por un movimiento ascendente sobre una ladera o enfriamiento de la tierra después de la puesta de sol, puede dar origen a extensas nieblas. A medida que el aire caliente sigue ascendiendo, comienzan a aparecer nubes en altura en forma de altostratus y cirrostratus, si el aire es estable (el aire caliente es inestable se formarán cumulonimbus y altocúmulos y frecuentemente se producirán tormentas). Finalmente, el aire es empujado hasta cerca de la estratósfera y, considerando las temperaturas de congelación a esos niveles, la condensación aparecerá en forma de delgados látigos de cirrus. El ascenso del aire es gradual, ascendiendo aproximadamente 1.000 pies cada 20 millas. En esta forma, los cirrus que se forman más o menos a los 20,000 pies de altitud, pueden aparecer 500 millas adelante del punto de la tierra que marca la posición del frente.

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METEOROLOGÌA

Extensión que abarca un frente b.

Frente Frío

Ahora se consideran las condiciones de tiempo que acompañan a un frente frío. Cuando un frente frío se mueve, actúa en la misma forma que una máquina de limpiar nieve, deslizándose bajo el aire caliente, como una cuña, y forzándolo hacia arriba. Esto causa un enfriamiento súbito del aire caliente y una formación nubosa de desarrollo vertical cuyo tipo depende de la estabilidad del aire caliente. La superficie frontal fría tiene más pendiente que la cálida y es del orden del 2%. 1)

Frente Frío de Desplazamiento Rápido

En un frente frío, que se mueve rápidamente, la fricción retarda el avance cerca del terreno, lo que origina una superficie frontal muy empinada. Esta superficie frontal empinada origina una franja estrecha de condiciones meteorológicas concentrada a lo largo del borde delantero del frente. Si el aire caliente es estable, puede producirse un cielo cubierto a alguna distancia delante del frente, acompañado por precipitación general en la zona. Si el aire caliente es condicionalmente inestable, se pueden formar tormentas aisladas y chubascos en el aire caliente. En algunos casos puede formar una línea de tormentas a lo largo del frente o delante de él. Esta línea de tormentas, llamada “línea de turbonada”, origina el tiempo más turbulento que pueda experimentar un piloto. Detrás del frente frío de desplazamiento rápido hay, en general un mejoramiento brusco del tiempo, con cielos despejados, con vientos arrachados y turbulentos en la superficie y bajas temperaturas. 2)

Comparación de los Frentes Fríos con los Frentes Calientes

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METEOROLOGÌA

La pendiente de los frentes fríos es mucho más empinada que la de los frentes calientes, y el avance es mucho más rápido –usualmente de 20 a 35 millas por hora, a pesar que en casos extremos se han registrado frentes con avances de hasta 60 millas por hora. La actividad atmosférica es más violenta y en general sucede directamente en la línea frontal en vez de suceder en una posición adelantada al frente. Eso sí, especialmente al término de la tarde, y en la época cálida, se formará una línea de turbonada que frecuentemente se encuentra entre 50 a 200 millas delante del frente. Mientras que los peligros del frente caliente son los techos bajos y la visibilidad restringida, los peligros del frente frío son tormentas repentinas, vientos fuertes y arrachados, y turbulencia. Un piloto con conocimientos de las características de los sistemas frontales, permanecerá en este punto hasta que el frente haya pasado – materia de pocas horas- y luego continuaría a su destino bajo condiciones casi perfectas para el vuelo. Si por el contrario, por falta de juicio y conocimiento decide continuar el vuelo hacia el frente que se aproxima, encontrará luego algunos estratos y una capa oscura de nimbostratus recortándose contra el horizonte, seguramente con cumulonimbus emergiendo de su interior. En este punto tiene dos posibilidades: dar vuelta y alejarse de la tormenta, o efectuar de inmediato un aterrizaje, lo cual pueda ser peligroso a causa del viento arrachado y cambios bruscos de dirección. Si continúa al vuelo, se verá atrapado en la línea de turbonada, formada por nubes tipo cumulonimbus, cuyos peligros ya fueron señalados. Sería desastroso volar entre ellos e imposible para un avión pequeño tratar de sobrevolarlos; y a baja altura no existen pasajes seguros entre ellos. Generalmente no es posible circunnavegarlos por cuanto se extienden en una línea de 300 a 500 millas. c.

Frente Ocluido

Otra forma de frente, con el cual los pilotos deben familiarizarse son los “frentes ocluidos” u “oclusiones”. Esta es una condición en la cual una masa de aire se ve atrapada entre dos masas de aire más frío y se ve forzada a ascender a niveles más y más altos hasta que finalmente se dispersa o disipa.

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METEOROLOGÌA

Los meteorólogos subdividen las oclusiones en dos tipos; pero en lo que a los pilotos concierne, el tiempo en una oclusión es una combinación de las condiciones de un frente caliente y un frente frío. A medida que la oclusión se aproxima, prevalecen las indicaciones usuales del frente caliente, techos bajos, visibilidad restringida y precipitaciones. Generalmente, las condiciones del frente caliente son seguidas de inmediato, por las del tipo de frente frío, con turbonadas, turbulencia y tormentas.

Generalmente, el desarrollo requiere 3 a 4 días, durante los cuales las masas de aire se comportan como se indica en el mapa. La primera etapa representa un límite entre dos masas de aire, la fría y la caliente que se mueven en direcciones opuestas a lo largo del frente. Luego, el aire más frío, siendo el más agresivo, empuja una cuña bajo el aire cálido quebrando la continuidad del límite. Una vez que comienza, el proceso continúa rápidamente para completar la oclusión. Así el aire cálido es forzado a ascender, se enfría rápidamente y su humedad se condensa, causando a menudo una fuerte precipitación. Al cruzar el frente, el aire llega a ser extremadamente turbulento, con cambios repentinos en la presión y temperatura. 3)

Ciclogénesis

Es el origen y evolución de una borrasca frontal que se inicia desde la interacción de dos masas de aire a diferente temperatura, en el estado inicial que provoca la discontinuidad en la superficie de contacto. El aire cálido al sur se mueve sobre el aire frío, formando el frente cálido, y el aire frío ataca por la retaguardia y crea el frente frío. Ha nacido la onda y la borrasca. En el estado de madurez la borrasca presenta una máxima actividad de los fenómenos meteorológicos.

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METEOROLOGÌA

Posterior a ello empieza el debilitamiento y el aire frío se desplaza más rápido y sobrepasa al cálido, el cual disminuye y la borrasca se ocluye. Poco a poco la oclusión se incrementa y desaparece el sector cálido, finalmente desaparece la borrasca y sólo queda una masa que gira a temperatura uniforme. PROCEDIMIENTO DE PENETRACIÓN DE ZONAS FRONTALES En los Estados Unidos de América, las tormentas han sido exploradas mediante vuelos de manera sistemática, utilizando aviones muy sólidos (bombarderos North American "Black Widow"). El voluminoso informe de esta operación, que se llamó el "Thunderstorm Project", junto con las experiencias obtenidas de las líneas aéreas, han permitido deducir la necesidad de evitar meterse en las tormentas con aviones de línea, siempre que sea posible. Es fácil rodear las tormentas térmicas. Por el contrario, es a menudo .imposible rodear las tormentas frontales, porque se extienden sobre grandes distancias. La solución a adoptar depende, en este caso, de la naturaleza del frente. Si la base de las nubes es bastante alta, se puede pasar por debajo, a condición de que se tenga la seguridad de poder conservar una altitud de vuelo de, al menos, 1,000 metros por encima de los obstáculos más elevados. Este será, generalmente, el caso para los frentes de altura. El piloto buscará, sin embargo, evitar las zonas de precipitación, donde reinan corrientes descendentes. Cuando se trata de un frente frío, es preferible evitar pasar por debajo. La solución mejor suele ser la de asegurarse que se puede volar por encima de la tormenta, entre las torres que coronan los cumulonimbos. Si esto es posible, el piloto sobrevolará el frente, evitando aproximarse a menos de 800 a 1 000 metros de las nubes. Se esforzará en volar en los espacios de cielo sin nubes, pues por debajo de los salientes de los cumulonimbos reinan corrientes descendentes; además, esta zona está, a menudo, caracterizada por formaciones nubosas llamadas mammatus (en forma de mamas). Si el piloto vuela por debajo, pierde de vista los cumulonimbos y corre el riesgo, bien de penetrar en ellos o bien de volar en su zona de influencia. Es relativamente fácil volar entre las torres de los cumulonimbos de un frente cálido o de ciertas oclusiones, pues están suficientemente espaciados. Es menos fácil cuando se trata de un frente frío. Puede ocurrir que se prevea la imposibilidad de sobrevolar los cumulonimbos, debido a que sería necesario una altitud de vuelo excesiva para las posibilidades de utilización del avión; por ello es, en muchos casos, más prudente retrasar la salida o, si se está ya en vuelo,

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METEOROLOGÌA

dar medié: vuelta y aterrizar en un aeropuerto alternativo situado delante del frente, o volver al aeropuerto de partida. Si ni el retorno ni ninguna de las otras soluciones citadas son posibles, el piloto deberá volar paralelo al frente, a una cierta distancia, y buscar una parte menos activa, es decir que tenga menos relámpagos, menos precipitaciones y menos nubes de gran desarrollo (la encontrará, generalmente, en el lugar en que el relieve sea menos acentuado). Atravesará entonces el frente perpendicularmente a él y evitará todo cambio de dirección después de haber penetrado en nubes. Así, permanecerá el menor tiempo posible en las zonas peligrosas.

Deberán tomarse toda clase de· precauciones contra el engelamiento, que es muy frecuente en los cumulonimbos. La velocidad de crucero deberá ser reducida en cierta medida, a fin de disminuir esfuerzos a sufrir por la estructura del avión por causa de la turbulencia. Los aparatos de radio serán desconectados, y las antenas conectadas a masa. Los ocupantes del avión deberán ponerse el cinturón de seguridad. La aproximación al frente tormentoso se hará, preferentemente, a partir de una cierta distancia desde donde sean bien visibles las torres de los cumulonimbos. El piloto intentará entrar en las nubes entre dos torres suficientemente separadas una de otra. Tratará de evitar las partes que tengan aspecto cirroso, pues corre el riesgo de encontrar granizo.

Modo de atravesar un frente tormentoso MANUAL DE FORMACIÓN AERONAUTICA

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METEOROLOGÌA

El vuelo en las tormentas es más difícil de noche que de día, porque la identificación de las nubes, zonas de precipitación, etc., es casi imposible. De noche, la sensación producida por los relámpagos a lo largo del frente es, además, mucho más impresionante que de día. Actualmente, se equipa a los aviones de transporte con radares de a bordo que sirven para detectar células tormentosas. Las tripulaciones pueden, así, escoger su ruta entre dichas células y así evitar zonas de fuerte turbulencia, o las de granizo, con más facilidad, sin dar grandes rodeos (véanse, para más detalles, las notas de instrucción especializadas). La utilización de las cabinas presurizadas· y de aviones a reacción permite, por otra parte, volar a altitudes generalmente más favorables para poder atravesar por encima las zonas tormentosas, al menos en ]0 que concierne a las regiones polares y a las zonas templadas. TEMA 30 LOS PROCEDIMIENTOS PARA OBTENER INFORMACION METEOROLOGICA Y USO DE LA MISMA PRONÓSTICO METEOROLÓGICO, REPORTES Los reportes y pronósticos meteorológicos aeronáuticos se encuentran disponibles en las oficinas regionales de la Dirección Meteorológica. También están disponibles en todas las estaciones AFIS de los diferentes aeródromos y aeropuertos del país. El personal en ellas se encuentra preparado para entregar un briefing o explicación verbal meteorológica y proporcionar ayuda a los pilotos en relación con los aspectos meteorológicos del vuelo. Es muy aconsejable y debe estimularse a los pilotos para que aprovechen la información meteorológica disponible y soliciten la ayuda del previsionista. Se recomienda obtener la información meteorológica en forma personal, con todas las ventajas que ello significa. Ello permite visualizar la información meteorológica a través de los mapas y cartas sinópticas. Sin embargo, la información puede obtenerse telefónicamente si no es posible una visita personal. 1. Pronósticos aeronáuticos.

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METEOROLOGÌA

Los pronósticos especialmente preparados para la aviación incluyen a los Pronósticos de Area, Pronósticos de Vientos y Temperaturas en Altura, Pronósticos de terminal (TAF) y Advertencia Meteorológica en Vuelo. 1.1

Pronóstico de área

Un Pronóstico de Area es una predicción de las condiciones meteorológicas generales de un área del territorio. Se utiliza para obtener información acerca de las condiciones meteorológicas esperadas en ruta, como también, para proporcionar una visión de las condiciones meteorológicas que se pueden esperar en los aeródromos en los cuales no existen informes o pronósticos. Los pronósticos de Area se emiten cada 6 horas, con una validez de 24 horas. La hora utilizada en estos pronósticos está basada en la hora Tiempo Universal Coordinado (UTC) y se expresa en horas enteras con dos dígitos, por ejemplo: 13 UTC. La dirección del viento se mide en grados desde el norte verdadero y la velocidad del viento se da en nudos. Todas las distancias, incluyendo la visibilidad se expresan en metros o kilómetros. Cada Pronóstico de Área usa el mismo formato, que tiene las siguientes secciones: a.

Encabezamiento.

b.

Area de Pronóstico.

c.

Sinopsis (Apreciación General).

d.

Nubes y Tiempo.

e.

Nivel de Isoterma Cero (0° C).

f.

Formación de hielo y Turbulencia.

Se utilizan abreviaciones para facilitar la comunicación en los pronósticos aeronáuticos, reportes y cartas. Las abreviaciones generalmente tienen una estrecha similitud con las palabras en idioma inglés, de tal forma que con un poco de práctica, el material puede ser leído y entendido sin dificultad.

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METEOROLOGÌA

Además de consultar al previsionista, existen listas con el significado de las abreviaturas. 1.2

Pronóstico de vientos y temperaturas en altura

Se emite cada 6 horas con una validez de 18 horas junto con el Pronóstico de Area y corresponde a un Pronóstico de los vientos y temperaturas para distintas altitudes cada 5.000 pies, hasta 40.000 pies. Mas adelante se reproduce un Pronóstico de Vientos y Temperaturas en Altura.

Carta de Vientos y temperatura en altura

1.3

Pronóstico de área terminal (TAF)

El Pronóstico de Area Terminal difiere del Area en que es una predicción de las condiciones meteorológicas que se esperan para un aeródromo específico y no, para un área extensa. El tamaño del área cubierta por un Pronóstico de Terminal es de radio aproximado de 8 kilómetros del centro del aeródromo. * FM 51-IX Ext. TAF – Pronóstico de aeródromo CLAVE :

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METEOROLOGÌA

KMH o TAF

CCC

(YYGGggZ)

Y 1 Y1 G1 G 1G 2 G2

dddffGf m f m

KT o MPS

N s Ns N sh sh sh s VVVV

w´w´

o

o

o

VVh s h s h s

CAVOK

NSW

o

(6I c h i h i h i t L )

(5Bh B h B h B t L )

SKC (o NSC) TTTTT PROBC 2 C 2

GGG e G e

GGG e G e

o

(TT F T F /G F G F Z)

TTGGgg

NOTAS : 1)

TAF es el nombre de clave para los pronósticos de aeródromo.

2) Debido a la variabilidad en el espacio y en el tiempo de los elementos meteorológicos, a las limitaciones de las técnicas de predicción y a las limitaciones originadas por las definiciones de algunos elementos, se entiende que el vapor específico de cualquier elemento que figure en un pronóstico es el valor más probable que tomará dicho elemento durante el periodo de validez del pronóstico. De manera análoga, cuando se indique en un pronóstico la hora a la cual tiene lugar un fenómeno o se produce un cambio en el mismo, se entiende que esa hora es la más probable. 3) Los grupos entre paréntesis se utilizarán de conformidad con acuerdos regionales de navegación aérea. 4) Los pronósticos de aeródromo se describen en el Reglamento Técnico (C.3.1) (OMM-Nº 49). REGLAS 1.

GENERALIDADES

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METEOROLOGÌA

1.1 Se incluirá el nombre de clave TAF al principio de un pronóstico de aeródromo individual; en el cado de un boletín meteorológico, que puede consistir en uno o varios pronósticos de aeródromo, el nombre de clave TAF se incluirá al principio del texto del boletín. Ahora bien, en un boletín, el nombre de clave TAF se puede omitir por acuerdo regional de navegación aérea o por acuerdo entre las autoridades interesadas. 1.2 El grupo WGGggZ se incluirá, si procede, en cada pronóstico individual para indicar la fecha y hora UTC de formulación del pronóstico. 1.3 La descripción de las condiciones pronosticadas contendrá, por lo menos, información sobre el viento, la visibilidad, es estado del tiempo y la nubosidad o visibilidad vertical. 1.4 El pronóstico abarcará el periodo comprendido entre Y 1 Y 1 G 1 G 1 y G 2 G 2 . El pronóstico puede dividirse en dos o más partes autónomas, mediante la utilización del grupo indicador horario TTGGgg en la forma FMGGgg. Al principio del pronóstico o de las partes autónomas designadas por FMGGgg se dará un descripción completa de las condiciones predominantes pronosticadas. Si se prevé que un elemento cualquiera cambie significativamente en el curso del periodo de pronóstico o de una de sus partes autónomas, se añadirá uno o más conjuntos de grupos de cambio TTTTTGGG p G e , después de la descripción completa de las condiciones predominantes antes del cambio. Cada grupo de cambio irá seguido por los elementos modificados, de conformidad con la Regla 1.5. NOTAS : 1) Los criterios aplicables para la inclusión de grupos de cambio se especifican el en Reglamento Técnico (C.3.1) (OMM-N.º49). 2)

Véase la Regla 10.1

1.5 Se omitirá el grupo W1W1 y/o el grupo N s N s N s h s h s h s o VVh s h s h s si se espera que el (los) elemento (s) correspondiente (s) estará (n) ausente (s) o no será (n) significativo (s). Después de los grupos de cambio TTTTT GGG o G o deberán omitirse aquellos elementos que se prevea no diferirán significativamente de los valores que tenían en la parte precedente del

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METEOROLOGÌA

pronóstico (véanse las Reglas 5.2, 6.1.7, 6,3). Sin embargo, en el caso de una reducción significativa de la visibilidad, se indicará también el fenómeno meteorológico que, según se prevé, causará el deterioro y, en el caso de un cambio significativo de la nubosidad, se indicarán todos los grupos nubosos, incluyendo toda capa o masa significativa que, según se prevé, no cambiará. 2.

GRUPO CCCC

2.1

Se utilizarán los indicadores de lugar de la OACI

2.2 Cuando en un boletín TAF se aplique el mismo pronóstico a varios aeródromos, se emitirá un pronóstico individual para cada uno de los aeródromos en cuestión. Cada pronósticos cifrado irá prefijado por un solo indicador CCCC. KMH o 3.

GRUPO dddffGf m f m

KT o MPS

3.1 La dirección y la velocidad medias viento pronosticado se indicarán por dddff seguido inmediatamente, sin espacio, por una de las abreviaturas KMH, KT o MPS, según el caso. NOTAS: 1) KMH, KT y MPS son las abreviaturas normalizadas por la OACI para kilómetros por hora, nudos y metros por segundo, respectivamente. 2) La unidad de velocidad del viento determinada por decisión nacional es el nudo (kt). Sin embargo, la unidad primaria prescrita en el Anexo 5 de la OACI para la velocidad del viento es el kilómetro por hora (KMH), permitiéndose la utilización del nudo (KT) como unidad alternativa no perteneciente al sistema. Si hasta una fecha límite aún no fijada, pero que se encuentra actualmente en consideración por parte de la OACI. 3.2 se cifrará como 00000 seguido inmediatamente, sin espacio, por una de las abreviaturas KMH, KT o MPS para especificar la unidad utilizada normalmente para indicar los valores del viento.

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METEOROLOGÌA

3.3 Normalmente, ddd se cifrará como VRB solamente cuando la velocidad media del viento no sea superior a 3 nudos (2 m s-1 ó 6 km h-1). Para velocidades mayores, solamente se indicará viento variable, con variaciones de dirección de 180º o más, cuando sea imposible prever una dirección única del viento. 3.4 Cuando se prevé que la velocidad máxima del viento superará la velocidad media en 10 nudos (5 m s-1 ó 20 KM h-1) o más, la velocidad máxima del viento se indicará añadiendo Gfmfm inmediatamente después de dddff. NOTA : Si después de un grupo de cambio se vuelve a indicar el viento, se seguirán estos mismos criterios para determinar si el grupo Gf m f m habrá o no de incluirse. 3.5 Para velocidades de viento de 100 unidades o mayores, se dará el número exacto de unidades de velocidad de viento en lugar del grupo de dos cifras ff o f m f m. 4.

GRUPO VVVV

4.1 Cuando se prevée que la visibilidad horizontal no será la misma en diferentes direcciones, se dará la visibilidad mínima para VVVV. 4.2 Se aplicará la Regla 7 (relativa al uso del término CAVOK) de esta clave TAF al grupo VVVV. 4.3 La visibilidad horizontal prevista se indicará utilizando los siguientes escalones: a) hasta 500 metros, redondeada por defecto a los 50 metros más próximos; b) entre 500 y 5.000 metros, redondeada por defecto a los 100 metros más próximos; c) entre 5.000 y 9.999 metros, redondeada por defecto a los 1.000 metros más próximos; d)

9999 indica 10 km o más.

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5.

METEOROLOGÌA

GRUPO W1W 1 O NSW

5.1 La inclusión de grupos de tiempo significativo previsto w1w1 mediante el empleo de abreviaturas adecuadas de conformidad con la Regla 8 de la clave METAR, se limitará a indicar la ocurrencia de los siguientes fenómenos meteorológicos: -

precipitación engelante;

-

niebla engelante;

-

precipitación moderada o fuerte (incluidos los chubascos);

-

polvareda baja de polvo o arena, ventisca baja de nieve;

polvareda alta de polvo o arena, ventisca alta de nieve (incluida la tempestad de nieve); -

tempestad de arena;

-

tempestad de polvo;

-

tormenta (con precipitación o sin ella);

-

turbonada;

-

nube (s) en forma de embudo (tornado o tromba marina);

otros fenómenos meteorológicos de los indicados en la Tabla de cifrado 4678 que se prevea que provocarán un cambio significativo de la visibilidad. 5.2 Para indicar la terminación de un fenómeno meteorológico significativo w1w1, se reemplazará el grupo w1w1 por la abreviatura NSW (ausencia de Tiempo Significativo). NOTA : Véase la Regla 10.3 de esta clave TAF. 5.3 Se aplicará la Regla 7 (relativa al uso del término CAVOK) de esta clave TAF al grupo w1w1

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METEOROLOGÌA

NSNSNShshshs o 6.

GRUPO

VVh s h s h s o SKC (o NSC)

6.1

Nubosidad y altura de las nubes N s N s N s h s h s h s

6.1.1 La nubosidad N s N s N s se indicará como escasa (1 a 2 octas), dispersa (3

a 4 octas), fragmentada (5 a 7 octas) o cielo cubierto (8 octas), utilizando, respectivamente, las abreviaturas de tres letras FEW, SCT, SKN y OVC, seguidas sin espacio por la altura de la base de la capa (masa) nubosa h s h s h s. 6.1.2 De conformidad con la Regla 6.1.4 , en todo grupo de nubosidad N S N S N S

indicará la nubosidad total prevista al nivel indicado por h s h s h s. 6.1.3 El grupo de nubosidad se repetirá para indicar diferentes capas o masas

del pronóstico de nubosidad. El número de grupos no será superior a tres, salvo el caso de las nubes cumulonimbus las cuales, cuando se prevén deberán incluirse siempre. 6.1.4 Para la selección de las capas

o masas nubosas que se incluirán se

seguirán los siguientes criterios: Primer grupo : la capa (masa) individual más baja, cualquiera que sea su cantidad; se indicará como FEW, SCT, BKN u OVC; Segundo grupo : la capa (masa) individual siguiente que cubra más de dos octas; se indicará como SCT, BKN u OVC; Tercer grupo : la capa (masa) individual siguiente que cubra más de cuatro octas; se indicará como BKN u OVC; Grupo adicionales : nubes cumulonimbus (CB), cuando se prevean, si no están ya incluidas en uno de los tres grupos anteriores. El orden de inserción de los grupos será del nivel más bajo al más alto.

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METEOROLOGÌA

6.1.5 La altura de la base de la capa (masa) nubosa pronosticada se cifrará en

incrementos de 30 metros (100 pies) hasta 3.000 metros (10.000 pies), y en incrementos de 300 metros (1.000 pies) por encima de 3.000 metros (10.000 pies), en la forma h s h s h s .. 6.1.6 En los pronósticos no se indicarán los tipos de nubes que no sean

cumulanimbus. Las nubes cumulonimbus, cuando se prevean, se indicarán añadiendo la abreviatura CB al grupo de la nubosidad sin espacio. Cuando CB y TCU (cumulus congestus de gran extensión vertical) se prevean con la misma altura de base de nubes, la nubosidad será la suma de CB y TCU, y el tipo de nube se indicará como CB. 6.1.7 Cuando se prevé cielo despejado, se sustituirá el grupo de nubosidad por

la abreviatura SKC. 6.2

Visibilidad vertical VV h s h s h s

Cuando se prevé que el cielo se oscurecerá, y no se puede pronosticar la nubosidad pero se dispone de información sobre la visibilidad vertical, deberá utilizarse el grupo VV h s h s h s en lugar de N S N S N S h s h s h s donde h s h s h s es la visibilidad vertical en incrementos de 30 metros (100 pies). NOTA: La visibilidad vertical se define como el alcance visual vertical dentro de un medio oscureciente (medio que reduce la visibilidad). 6.3 Cuando así se establezca, en virtud de acuerdos regionales de navegación aérea, la información sobre nubosidad se limitará a las nubes de importancia para las operaciones, esto es, la nubosidad por debajo de 1,500 metros (5,000 pies) o por debajo de la mayor altitud mínima del sector, si ésta es superior a 1,500 metros, así como a los cumulonimbus siempre que se prevean. Al aplicar esta limitación cuando no se prevé ningún cumulonimbus y ninguna nube por debajo de 1,500 metros (5,000 pies) o por debajo de la mayor altitud mínima del sector, si ésta es superior a 1,500 metros, y no proceda indicar CAVOK o SKC, deberá utilizarse la abreviatura NSC.

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

6.4 Se aplicará a la Regla 7 (relativa al uso del término CAVOK) de esta clave TAF a este grupo. 7.

PALABRA DE CLAVE CAVOK

Se incluirá la palabra de clave CAVOK en lugar de los grupos VVV 1 w1w1 y NSNSNShshshs o VVh s h s h s cuando se espera que se produzcan simultáneamente las condiciones siguientes: a)

visibilidad : 10 Km o más.

b) Ninguna nube por debajo de 1,500 metros (5,000 pies) o por debajo de la mayor altitud mínima de sector, si ésta es superior a 1,500 metros, y ningún cumulonimbus; c) Ausencia de fenómeno de tiempo significativo (véase la tabla de cifrado 4678). NOTA : La altitud mínima de sector se define en la Parte 1- Definiciones – de los PANS – OPS de la OACI como altitud más baja que puede usarse en condiciones de emergencia y que permite conservar un margen vertical mínimo de 300 metros (1,000 pies), sobre todos los obstáculos situados en un área comprendida dentro de un sector circular de 46 Km (25 millas marinas) de radio, centrado en una radio-ayuda para la navegación. 8.

GRUPO (61 c h l h l h l t L )

8.1 si es necesario, se repetirá este grupo cuantas veces sea preciso para indicar que se prevé más de un tipo o más de una capa de engelamiento. 8.2 Para cualquier tipo de engelamiento, si el espesor de la capa es superior a 2,700 metros, se repetirá el grupo, y la base indicado en el segundo grupo coincidirá con la cima de la capa indicada en el grupo precedente. 9.

GRUPO (5Bh 8 h 8 h 8 t L )

Las Reglas 8.1 y 8.2 anteriores relativas al engelamiento se aplicarán igualmente a la turbulencia.

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

TTTTT GGG e G e 10.

GRUPOS

o TTGGgg

10.1 Estos grupos se utilizarán cuando se prevea que durante el periodo G 1 G 1 a G 2 G 2 , se producirá alguna hora intermedia GG o GGgg, o en el curso del periodo GG o G e G e , un cambio de algunos o de todos los elementos pronosticados. No se introducirán estos grupos hasta que se hayan dado todos los grupos de datos necesarios para describir los elementos pronosticados en el periodo G 1 G 1 a GG. NOTAS: 1) Si el periodo de pronóstico termina a medianoche, G e G e indicarse como 24.

debe

2) Los criterios aplicables para la inclusión de grupos de cambio se especifican en el Reglamento Técnico (C.3.1) (OMM-N.º 49). 10.2 Se utilizará el grupo indicador horario TTGGgg en forma FMGGgg (desde GGgg. Cuando se utiliza el grupo FMGGgg, todas las condiciones del pronóstico indicadas antes del grupo FMGGgg serán reemplazadas por las condiciones indicadas después de dicho grupo. 10.3 Se utilizarán los grupos de cambio TTTTTGGG e G e en la forma de BECMG GGG e G e para indicar un cambio de las condiciones meteorológicas pronosticadas y que se espera ocurrirá, de forma regular o irregular, a una hora no especificada dentro del periodo GG a G e G e . La duración del periodo GG a G e G e normalmente no será superior a dos horas y en ningún caso excederá de cuatro horas. Los grupos de cambio irán seguidos de una descripción de todos los elementos para los cuales se ha previsto un cambio. Cuando un elemento no se describe en los grupos que siguen a los grupos de cambio, se considerará que la descripción de este elemento para el periodo comprendido entre G 1 G 1 y G 2 G 2 sigue siendo válida y se ajustará a la Regla 1.5 de esta clave TAF. NOTA:

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

Las condiciones descritas después de los grupos BECMG GGG e G 2 son las que se espera que predominen desde G e G e hasta G 2 G 2 , a menos que se espere un cambio ulterior, en cuyo caso hay que utilizar un conjunto adicional de grupos de cambio BECMG GGG e G e o FMGGgg. 10.4 Los grupos de cambio TTTTT GGG eG e en la forma de TEMPO GGG e G e indicarán fluctuaciones temporales, frecuentes o poco frecuentes, de las condiciones meteorológicas pronosticadas y que se espera durarán menos de una hora en cada caso y, en el plazo total cubierto, menos de la mitad del periodo indicado por GGG e G e . NOTAS: 1) Si se prevé que la condición pronosticada modificada durará una hora o más, se aplica la Regla 10.2 o la 10.3; es decir habrá que utilizar los grupos de cambio BECMG, GGG e G e o FMGGgg para indicar el comienzo y el final del periodo durante el cual se espera que las condiciones difieran de las pronosticadas antes de GG. 2) A fin de que los pronósticos sean claros e inequívocos, antes de utilizar indicadores de cambio se debe analizar cuidadosamente la situación y recurrir a ellos lo menos posible. Debe evitarse en particular la superposición de los periodos de cambio. En un instante cualquiera durante el periodo de validez del TAF debería indicarse, normalmente, una sola variación posible de las condiciones dominantes previstas. La subdivisión del periodo de pronóstico por FMGGgg debe utilizarse para evitar pronósticos demasiado complejos en aquellos casos en que se espera que se producirán muchos cambios significativos en el curso del periodo del pronóstico. 11.

GRUPOS PROBC 2 C 2 GGG e G e

11.1 Con objeto de indicar la probabilidad de que uno o más elementos tengan un valor diferente del pronosticado (designado por valor alternativo), se colocarán los grupos PROBC 2 C 2 GGG e G e inmediatamente antes del valor alternativo. Para C 2 C 2 , sólo se utilizarán los valores 30 y 40 que indicarán, respectivamente, las probabilidades del 30 y 40 por ciento. NOTA :

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

Una probabilidad de menos del 30 por ciento de que los valores reales se aparten de los pronosticados no se considera como justificación para el uso del grupo PROB. Cuando la probabilidad de ocurrencia de un valor alternativo sea del 50 por ciento mayor, ésta debe indicarse utilizando BECMG y TEMPO o FM, según proceda. 11.2 Una indicación de probabilidad puede también relacionarse con la ocurrencia de fluctuaciones temporales. En este caso, se insertará el grupo PROBC 2 C 2 inmediatamente antes del grupo de cambio TEMPO y el grupo GGG e G e inmediatamente después de TEMPO (por ejemplo: PROB30 TEMPO 1216). 11.3 El grupo PROBC 2 C 2 no se utilizará en combinación con el grupo indicador de cambio BECMG, ni con el grupo indicador horario FMGGgg. 12.

GRUPO (TT FT F /G F G F Z)

12.1 Par indicar la temperatura o temperaturas previstas a la hora indicada por G F G F Z se utilizará, si es necesario, uno o varios grupos TT F T F /G F G FZ. El indicador letra T procederá a T F T F sin espacio. 12.2 Las temperaturas entre –9 ºC y +9 ºC irán precedidas por 0; las temperaturas inferiores a 0 ºC irán precedidas por la letra M, que significa menos. 12.3 El grupo (o grupos) de temperatura, cuyo número normalmente no excede de cuatro, aparecerá en secuencia al final del informe. 13.

PRONOSTICO DE AERÓDROMO EMNENDADO

Una enmienda a un pronóstico de aeródromo en clave TAF, se identificará por la utilización del prefijo TAF AMD, en lugar de TAF, y abarcará todo el periodo restante de validez del TAF original. NOTA: De acuerdo con los requisitos operativos del MOTNE, los boletines enmendados se identificarán con las abreviaturas AAA, AAB, AAC, etc., tomando nota en cada caso de que la tercera letra de la abreviatura corresponde

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

al orden en que se han difundido los boletines, a saber; el primero (A), el segundo (B), el tercero (C), etc., teniendo en cuenta el periodo de validez de los boletines. TABLAS DE CIFRADO 300 B-

TURBULENCIA Cifra de Clave O

Ninguna

1

Turbulencia ligera

2

Turbulencia moderada en aire claro, ocasional

3

Turbulencia moderada en aire claro, frecuente

4

Turbulencia moderada en nubes, ocasional

5

Turbulencia moderada en nubes, frecuente

6

Turbulencia fuerte en aire claro, ocasional

7

Turbulencia fuerte en aire claro, frecuente

8

Turbulencia fuerte en nubes, ocasional

9

Turbulencia fuerte en nubes, frecuente

1690 hBhBhB

Altura del nivel de turbulencia más bajo

hihihi

Altura del nivel de engelamiento más bajo

hshshs Altura de la base de la capa o masa nubosa, o visibilidad vertical observada o prevista.

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

Cifra de Clave

Metros

Cifra de clave

Metros

000

2 m)

SN

Nieve

SG

Cinarra

IC

Cristales de hielo (polvo de diamante)

VA Ceniza volcánica DU Polvo extendido

SA Arena PE

Hielo granulado HZ Calima

GR

Granizo

GS

Granizo pequeño y/o nieve

SH Chubasco (s) TS Tormenta

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

FZ

Engelante (superenfriado)

granulada

Ejemplo METAR SPIM 150800 UTC 24005 KMH 9999

SCT 012 SCT 020 20/16 Q1013=

SPSO 150800 UTC 10015 KMH 2000 BR BKN 015 OVC 020 17/17 Q-1011=

2.2 Reporte de pilotos (AIREP) La información más oportuna y provechosa para completar el vacío entre las distintas estaciones de observación, son los reportes y observaciones realizadas por los pilotos durante el vuelo. Las aeronaves en vuelo son el único medio directo de observar el tope de las nubes, la formación de hielo y la turbulencia. Los reportes de pilotos ordenan la información en la secuencia siguiente: Información de la aeronave; una vez ubicado el fenómeno con relación a un punto de chequeo conocido, se transcribe la hora en UTC; tipo de aeronave, coordenadas de la ubicación del reporte; nivel de vuelo; información de meteorología; temperatura; dirección y velocidad del viento; intensidad de la turbulencia, su altura y tipo; intensidad y tipo de formación de hielo y cualquier otra información suplementaria; nubosidad con altura de la base y tope. Ejemplos de reportes AIREP ARP PAL102 48N 180 2047 F350 MS58 320/085KT= ARP AAH441 2433N 15351W 2046 F400 MS62 214/075KT TB = ARP AAL253 2650N 14412W 2048 F260 MS32 283/025KT= ARP AAL31 2650N 14412W 2047 F320 MS45 275/045KT TB CONT = ARP JAZ57 2332N 16135W 2048 F360 MS47 290/060KT=

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

ARP KAL024 3801N 12642W 2050 F310 MS51 350/100KT= ARP PAL105 16N 130E 2050 F390 MS52 240/015KT= ARP AAL5 3038N 13340W 2044 F320 MS49 307/038KT TB 3. Carta de Superficie La carta de superficie es uno de los elementos usados para la predicción meteorológica que más se ha difundido; ella nos muestra el estado de la atmósfera a una hora determinada y se confecciona sobre la base de las observaciones meteorológicas de cientos de estaciones, todas efectuadas simultáneamente. De estas observaciones; la que sirve de base, es la Presión Atmosférica. Para hacer los valores comparables, la presión se corrige a nivel del mar y se trazan líneas que unen todos los puntos con el mismo valor. Al analizar la Carta de Superficie se delimitan, las áreas de altas y bajas presiones indicándoselas con la lectura “ALTA” o “BAJA”, según sea el caso; sistemas frontales; vaguadas y dorsales. En las altas presiones, el viento gira en el sentido contrario a los punteros del reloj, y en las bajas presiones lo hace en el mismo sentido que los punteros del reloj (hemisferio sur). A las horas establecidas : 0000 Z, 0300 Z, 0600 Z, 0900 Z, 1200 Z, 1500 Z, 1800 Z y 2100 Z, los observadores de las estaciones meteorológicas de todo el Globo realizan simultáneamente la observación. Después, mediante un sistema de concentración y comunicaciones, los llegan a la oficina de análisis, y mediante una clave son descifrados y transcritos en el mapa. El parte sinóptico, llamado , presenta la siguiente forma:

M i M i M i M i YYGGiw Iiiii i R i X hVV Nddff Is n TTT 2s n T d T d T d

3P 0 P 0 P 0 P 0 4PPPP 5appp 6RRRtR 7wwW 1 W 2 8N h C L C M C H

9hh// 333/// (Is n T x T x T x ) (2s n T n T n T n)

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

MiMi

Letras de identificación del mensaje

Todas las partes

MiMi

Letras de identificación de la parte

SYNOP de una

del mensaje.

Estación terrestre

YY

Día del mes

se identifican

GG

Hora real de la observación

AAXX

iw

Indicador de las unidades de velocidad del viento. En España se emplea el 4 que significa velocidad en nudos.

II

Indicador regional (número de bloque). En la Península Ibérica y Baleares se emplea el 08. A Canarias, Ceuta y Melilla le corresponde el 60.

Iii

Indicativo internacional de la estación P. Ej., Madrid-Barajas 221

IR

Indicador para la inclusión u omisión de datos de precipitación

Ix

Indicador del modo de explotación de la estación (con personal o automática).

h

Altura sobre el suelo de la nube más baja.

VV

Visibilidad horizontal en superficie.

N

Fracción de la bóveda celeste cubierta por nubes.

dd

Dirección del viento.

ff

Velocidad del viento

sn

Signo de la temperatura (0 = positiva, 1 = negativa).

TTT

Temperatura en grados Celsius y décimas.

T d T d T d Temperatura del punto de rocío en grados Celsius y décimas. P0P0P0P0

Presión al nivel de la estación en décimas de milibar o hectopascal.

PPPP Presión al nivel medio del mar en décimas de milibar (hectopascal)

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METEOROLOGÌA

a

Características de la tendencia barométrica

ppp

Valor de la tendencia barométrica al nivel de la estación durante las tres horas precedentes en décimas de milibar (hectopascal))

RRR

Cantidad de precipitación en el período T R que precede a la hora de observación.

TR

Duración del periodo a que se refiere la cantidad de precipitación anterior.

WW

Indicador del tiempo presente.

W 1 W 2 Tiempo pasado Nh

Fracción de la bóveda celeste cubierta por nubes

CL

Nubes bajas

CM

Nubes medias

CH

Nubes altas

9hh//

Este grupo se utilizará solamente cuando sea necesario indicar la altura de la nube más baja con una precisión de 30 m.

333//

Esta sección se incluirá solamente en la SYNOP de las 0600 y 1800 para cifrar las temperaturas máxima y mínima respectivamente. El grupo 7 se transcribe solamente si se han observado fenómenos significativos. Estos símbolos y valores numéricos se colocan alrededor del círculo de cada estación en el mapa, siempre en la misma posición según el modelo de la siguiente figura.

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METEOROLOGÌA

El estado del tiempo presente (ww), pasado (W), nubosidad (N,C L , C M , CH) y la característica de la tendencia barométrica se representan por los símbolos de las tablas XIX.1 y XIX.2. En la tabla XIX.1 puede verse que los 40 corresponden a los diferentes tipos de niebla, los 50 a las lloviznas, los 60 a las lluvias, los 70 a las nieves, los 80 a los chubascos y los 90 a las tormentas. La visibilidad (VV), presión (PPP), temperatura y punto de rocío (TT y Y d T d ) y tendencia barométrica (pp) se expresan en números. La visibilidad está clasificada según la tabla XIX.3.

TABLA XIX.I Símbolos de tiempo presente

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“EDACI”

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METEOROLOGÌA

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

Clave de la Tabla XIX.1

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

Tabla XIX.2 Símbolos de tiempo pasado, Nubosidad y tendencia barométrica

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: 18/MAY/2012 : ORIGINAL : E -133

“EDACI”

METEOROLOGÌA

CLAVE DE LA TABLA XIX.2

Nº del Código

W

N

CL

CM

CH

C

A

O

Despejado o casi despejado

No hay nubes

No hay

No hay

No hay

No hay

Subiendo y después bajando

1

Parcialmente nublado Nuboso o cubierto Tempestad de polvo arena o ventisca

1/8

4

Niebla o bruma densa

4/8

5

Llovizna

5/8

6

Lluvia

6/8

7

Nieve

8

Chubascos

9

Tormenta

2

3

2/8

3/8

Cu de buen tiempo Cu de desarrollo

Ci Jirones aislados

As ligeros As Espesos o Ns Ac o As una Sola capa

Ci en yunque

Ac en bancos

Sc

Ac en bandas

St

Ac Evolución de los Cu

Cb

Sc por evolución de Cu

Ci

Subiendo y firme

Cc

Subiendo

Cs

Bajando y después subiendo

Ci en gancho aumentado

Ac

Firme

Cs Invadido el cielo, No alcanza 45º

As

Baja y después sube

Sc

Baja y luego firme

Ns

Bajando

Ci en bancos

Cs Invadido el cielo Rebasan 45º FrCu o FrSt Cs 7/8 Normalmente Ac + As cubierto el bajo Ns cielo Cs 8/8 Cu + Sc Ac que no Castellatus cubren el cielo Cb Ac Cielo de gran de cielo Cc oculto desarrollo caótico

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Cu o FrCu

Sube y después baja

Cb

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METEOROLOGÌA

Tabla XIX.3 Código de la visibilidad 00 < 100 metros. 01 = 100 metros. 02 = 200 metros 03 = 300 metros ............................. ............................. 09 = 900 metros 10 al 50 = kilómetros)

separa una cifra y quedan kilómetros. (Ejemplo 43=4,3

51 al 55

=

anulados.

56 al 80

=

restar 50 y quedan kilómetros. (Ejemplo: 73=23 kilómetros)

81 al 88

=

la visibilidad va subiendo de cinco en cinco kilómetros a partir de los 30 kilómetros, que corresponde el valor 80.

Finalmente, la altura de nubes está determinada en la tabla XIX.4. Tabla XIX.4 Código de la altura de nubes (en metros) 0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

0

50

100

200

300

600

1.000

1.500

2.000

49

99

199

299

599

999

1,499

1,999

2,499

Más de 2,500 o sin nubes

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

08221 31650 83220 10030 21011 39443 40162 52002 76044 84521 Su traducción es: 221

Indicativo de Madrid - Barajas

3

Indica que está lloviendo

1

Estación explotada por personal

6

Altura de nubes de 300 a 600 metros}

50

Visibilidad 5 km

8

Cielo cubierto

32

Dirección del viento 320º

20

Velocidad del viento 20 nudos

1

Indicador del grupo 1

0

Temperatura positiva

030

Temperatura 3º, 0

2

Indicador del grupo 2

1

Temperatura negativa

011

Temperatura del punto del rocío – 1,1

3

Indicador del grupo 3

9443

Presión a nivel de la estación 944.3 mb (HPA) = QFE

4

Indicador del grupo 4

0162

Presión al nivel medio del mar 1.016.2 mb (HPA) = QFF

5

Indicador del grupo 5

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

2

tendencia barométrica subiendo

002

Valor de la tendencia barométrica 2 décimas de milibar (HPA)

7

Indicador del grupo 7

60

Tiempo presente = Lluvia intermitente

44

Tiempo pasado = Niebla o bruma seca

8

Indicador del grupo 8

4

4 octas de nubes bajas

5

Stratocúmulos

2

Altostratos opacos o Ninbostratos

1

Cirros

La trascripción en el mapa será de la forma de la siguiente figura

Las observaciones precedentes de los barcos tienen un grupo más, que corresponde al estado del mas, donde se especifica la dirección, período y altura del oleaje.

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

Una vez transcritos en el mapa sinóptico todos los partes disponibles, ya sean procedentes de las estaciones de tierra o de barcos navegando, el meteorólogo procede al análisis de la situación. En primer lugar observa el tiempo presente, y para hacer resaltar los fenómenos mancha de amarillo las zonas de niebla, de verde claro las zonas de lluvia y de verde oscuro las de nieve. En las regiones donde hay chubascos o tormentas usa el lápiz rojo para señalarlas, respectivamente, con los símbolos correspondiente. Para destacar los lugares donde la presión está bajando marca en rojo una pequeña línea inclinada y en azul donde sube. Después traza las isalobaras de dos en dos mb, mediante líneas de trazos rojas las negativas y azules las positivas. Sigue el trazado de frentes: azul el frío, rojo el cálido y morado la oclusión. Finalmente se dibujan las isobaras de cuatro en cuatro mb con lápiz negro y línea continua. En el centro del anticiclón se pone una gran A mayúscula y en el centro de la borrasca una gran B. En los demás países se usan las iniciales de alta y baja en el idioma respectivo. Las escalas y proyecciones utilizadas son las recomendadas por la OMM Se usa la proyección estereográfica polar para las regiones polares y medias, la cónica de Lambert para las medias y la Mercator para las ecuatoriales. Los mapas hemisféricos se hacen en proyección estereográfica polar. Las escalas varían desde 1 : 5.000.000 a 1 : 50.000.000. La más frecuentemente utilizada por todos los servicios meteorológicos es de 1 : 10.000.000, cubriendo una amplia región, que varía de una países a otros. En España este mapa cubre gran parte de Europa, Atlántico y zona oriental de Norteamérica. Por el Norte alcanza la punta meridional de Groenlandia, y por el Sur, las islas de Cabo Verde.

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

Representación de una carta sinóptica

4. Carta de Tiempo Significativo La Carta de Tiempo Significativo es preparada empleando la información de los Reportes Meteorológicos Aeronáuticos de Superficie (Metar), información de altura y satelítica. Da una visión rápida de las condiciones del tiempo, para la hora válida establecida en la carta. Esta carta se abrevia hasta una cierta extensión y contiene sólo una parte de la información del tiempo de superficie. Sin embargo, en ella se puede visualizar rápidamente las áreas donde existe nubosidad y fenómenos meteorológicos significativos. Esta carta muestra en mejor forma los frentes y centros de altas y bajas presiones y se considera que es la información más apropiada para iniciar un briefing meteorológico para una planificación de vuelo. Los mapas son preparados y difundidos por los Centros Regionales de Pronóstico de Area (RAFC) según las normas especificadas en el Anexo 3 al Convenio sobre Aviación Civil Internacional (Servicio Meteorológico para la Navegación Aérea Internacional), editado y difundido por la organización de Aviación Civil Internacional (OACI), y apéndices complementarios. Undécima edición. Válida desde el 12-Xi-92. Los mapas de tiempo significativo se ajustan a tres modelos: SWH (alto nivel) SWM (nivel medio) y SWL (nivel bajo). El modelo SWH se utiliza para describir los fenómenos de tiempo significativo esperados por encima del nivel de vuelo 250 (FL 250). El modelo SWM para los fenómenos incluidos

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

entre los niveles de vuelo 100 y 250 (FL 100 – 250). El modelo SWL para describir los fenómenos que se prevén por debajo del nivel de vuelo 100 (FL 100). En todo caso, la parte de la atmósfera a que se refiere el mapa deberá identificarse claramente en el mismo. En los modelos SWH (FL 250-XXX) se describen: los frentes, la posición del chorro y su nivel de vuelo, el viento máximo a dicho nivel, las altitudes de la tropopausa indicando las altas y las bajas, las áreas de turbulencia en el aire claro (CAT) indicando la intensidad y niveles de vuelo. Respecto a la nubosidad, solamente se describen las zonas en las que se prevé la presencia de cumulonimbos, indicando el tope y las abreviaturas ISOL EMBD (aislados e intercalados), OCNL EMBD (ocasionalmente mezclados), FRQ (frecuentes) o FRQ EMBD (frecuentes e intercalados). Eventualmente se indicara la posición de los huracanes tropicales, su nombre y fenómenos asociados. El modelo SWM (FL 100 – 250) generalmente indica otro tipo de nubes, además de los cumulonimbos, las zonas de engelamiento y el nivel de la isoterma de 0º C. El modelo SWL (debajo del FL 100) describe todos los fenómenos comprendidos entre el nivel medio del mar y el nivel 100, indicando la altitud a la isoterma de 0º y los centros de baja y alta presión con su correspondiente valor en hectopascales (HPA).

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METEOROLOGÌA

Mapa de tiempo significativo (significant weather) de alto nivel (SWH)

Mapa de tiempo significativo de nivel medio (SWM)

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“EDACI”

METEOROLOGÌA

Mapa de significativo bajo (SWL)

tiempo de nivel

TABLA XIX.5

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METEOROLOGÌA

TABLA

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XIX.6

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METEOROLOGÌA

Condiciones Significantes

1. Imágenes Satelitales 5.1 Imágenes Visibles Las imágenes del espectro visible se caracterizan porque representan la cantidad de luz que es reflejada hacia el espacio por las nubes y la superficie de la Tierra. El agua y la Tierra se ven oscuras. Es difícil en estas imágenes discernir entre nubes altas y bajas. Las nubes espesas reflejan más la luz por lo que éstas son las que mejor se visualizan. El espacio se verá de color negro dada su falta de iluminación No se pueden obtener con ausencia de luz solar (de noche). 5.2 Imágenes Infrarrojas Las imágenes del infrarrojo representan la radiación infrarroja emitida por las nubes o la superficie de la tierra. Son medidas de temperatura. En una imagen infrarroja, los objetos más calientes aparecen más oscuros que los fríos. Las zonas sin nubes serán normalmente oscuras, pero también las nubes muy bajas y la niebla pueden aparecer oscuras. El resto de la nubosidad se presentará clara.

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METEOROLOGÌA

El espacio se ve de color blanco, dada su baja temperatura. No necesita de la luz solar para poder obtenerse. 5.3 Imágenes de Vapor de agua Determinan el contenido de Vapor de agua en los niveles medios y altos de la tropósfera.

Imagen satelital Visual

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TEMA 31 ALTIMETRIA, CONDICIONES METEOROLOGICAS PELIGROSAS

Con respecto al punto altimetría, se abordo en la pag. 50. PRECIPITACIONES 1. Definiciones Se llama precipitación al agua, ya en forma sólida o líquida, que alcanza la tierra procedente de las nubes. Para que las nubes se formen es necesario que haya en la atmósfera una cierta cantidad de vapor de agua susceptible de ser condensado, procedente generalmente del agua de mar; como sabemos que el nivel del mar es constante, las pérdidas de agua que sufre por evaporación son compensadas por la precipitación estableciéndose un ciclo hidrológico. Los mecanismos fundamentales del ciclo hidrológico son tres: evaporación, condensación y precipitación. La diferencia entre la condensación y la precipitación es el tamaño de las gotitas de agua, las primeras 50 veces de menor tamaño por lo que están suspendidas en el aire. La distribución de la precipitación es irregular, es más intensa cerca del Ecuador y va disminuyendo hacia latitudes más altas. 2. Clasificación Las precipitaciones figuran entre los fenómenos llamados hidrometeoros. Existen las que alcanzan la superficie terrestre y otras que se evaporan por completo durante su caída (denominadas virgas). Pueden ser más o menos uniformes (intermitentes o continuas), o presentarse en forma de chubascos, que acaban y empiezan bruscamente y asociadas a nubes cumulosnimbos. a.

Lluvias

Precipitación de partículas de agua líquida que se presenta bien como gotas de diámetro superior a 0,5 mm, bien como gotas más pequeñas y dispersas. Pueden contener pequeñas partículas de polvo. b.

Llovizna

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Precipitación bastante uniforme, constituida exclusivamente por finas gotas de agua (de diámetro inferior a 0,5 mm), que caen muy próximas unas de otras. Parecen flotar casi en el aire, de modo que se evidencian los más leves movimientos del aire. c.

Chubasco

Tipo de precipitación líquida (gota gruesa) que proviene de nubes convectivas, de cierta duración y se produce a intervalos, comenzando y terminando bruscamente. d.

Nieve

Precipitación en cristales, de los que la mayoría están ramificados. A una temperatura superior a los –5°C, aproximadamente, los cristales se aglomeran, por lo general, en copos. e.

Nieve Granulada

Precipitación de gránulos de hielo, blancos y opacos. Son frágiles y se aplastan con facilidad; cuando caen sobre un suelo duro, rebotan y a menudo se rompen. Las precipitaciones de nieve granulada suelen tener cuando la temperatura en el suelo está próxima a los 0°C; se presentan generalmente en forma de chubascos, mezclados con copos de nieve y gotas de lluvia. f.

Cinarra o Nieve en Granos

Precipitación de gránulos de hielo muy pequeños, son relativamente aplanados o alargados, su diámetro es generalmente inferior a un milímetro. Cuando golpean el suelo duro, no rebotan, ni se rompen. Caen por lo común en cantidades muy pequeñas, lo más frecuente desde una nube estrato o una niebla.

g.

Granizo Menudo

Precipitación de gránulos de hielo, transparentes, de forma esférica o irregular, cuyo diámetro es igual o inferior a 5 mm. Suelen rebotar cuando golpean el suelo duro, y se puede oír el ruido de su impacto. h.

Granizo

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Precipitación de trozos de hielo cuyo diámetro es del orden de 5 a 50 mm, a veces mayor, y que caen separados unos de otros o aglomerados en bloques irregulares.

VISIBILIDAD 1. Definición Puede definirse como la mayor distancia horizontal hasta donde son reconocibles objetos o detalles del paisaje por un observador de vista normal que los esté contemplando a la luz del día. ALCANCE VISUAL DE PISTA (RVR) : Es la distancia máxima, en la dirección del despegue o del aterrizaje, a la cual la pista, o las luces o balizas especificadas que la delimitan, pueden verse desde una posición situada por encima de un punto determinado en el eje de la pista a una altura correspondiente al nivel medio que queda la vista del piloto en la toma de contacto. 2. Factores que Afectan la Visibilidad Horizontal a. Transparencia del aire; el polvo en suspensión limita el alcance visual, sobretodo en las capas bajas.

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b. Color, brillo y tamaño de los objetos; la visibilidad es mayor mientras más brillante y más grande es el objeto. El color ejerce cierta influencia, ya que la reflectividad del objeto depende de su color. c. Accidentes orográficos y paisajes; los fuertes contrastes orográficos aumentan la visibilidad, el brillo y el color. d.

Sensibilidad del ojo del observador.

Además podemos mencionar la variación de la visibilidad con la dirección depende de la posición del sol (cara al sol la visibilidad es mínima), viento (arrastra las partículas de humo y polvo) y la humedad (el aumento de ella puede ocasionar disminución de la visibilidad). 3. Fenómenos de Oscurecimiento b. Niebla; nube en contacto con el suelo o a poca altura que envuelve al observador y restringe la visibilidad a valores inferiores a 1000 metros c. Neblina; constituida por una nube más tenue que la de niebla y en ella la visibilidad es superior a 1000 metros. d. Calima; constituida por pequeñas partículas de polvo que enturbian el aire y en ella la visibilidad es de dos a cinco kilómetros. e. Humo; es una polución atmosférica producida por combustión imperfecta, en general, del carbón. Aparece en las proximidades de las zonas industriales. 4. Procesos de Formación y Disipación de Nieblas Para la formación: enfriamiento o adición de vapor de agua; posteriormente un aumento de humedad relativa, luego la condensación y por último la formación de la niebla. Para la disipación: El proceso inverso, calentamiento o sustracción de vapor de agua; como consecuencia disminuye la humedad relativa y por último se disipa la niebla. El enfriamiento puede producirse por:

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b.

Irradiación nocturna.

c.

Advección de aire sobre una superficie más fría

d.

Enfriamiento adiabático por ascenso orográfico o frontal

La adición de humedad puede producirse por: b.

Transporte turbulento de la humedad hacia arriba

c.

Evaporación de la precipitación

d.

Evaporación de ríos, lagos o mares

Niebla de ladera 5. Clases de Niebla a. Niebla de Radiación.-Se forman en noches claras, cuando la irradiación es intensa, es necesario un ligero viento, del orden de 2 a 5 nudos para que la turbulencia la extienda hacia arriba. Es importante el suelo húmedo, además se forma exclusivamente en tierra. b. Niebla de advección.- Se forma soplando el viento, cuando una masa caliente cargada de humedad llega a la superficie fría ocasionando condensación de vapor de agua y formándose la niebla, puede ser de mar o de tierra.

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c. Niebla frontal.- Se forma generalmente delante del frente caliente y se forma al evaporarse la lluvia caliente procedente de las nubes cuando cae a través del aire frío situado debajo. d. Niebla de ladera.- Se forma por ascenso de una masa de aire a barlovento de la ladera de una montaña con el consiguiente enfriamiento adiabático. El aire ascendente debe ser estable y cuando alcanza el nivel de condensación se forma la niebla.

Niebla de Advección

Niebla de ladera

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METEOROLOGÌA

LA TURBULENCIA 1. Definición Se denomina así cuando el recorrido de las partículas del aire se hace desordenado, apareciendo perturbaciones en forma de remolinos. Entonces el movimiento es turbulento. El factor turbulencia es considerado hoy en día como el más importante de la Meteorología Aeronáutica, y cuando es fuerte se convierte en el mayor enemigo de la atmósfera. 2. Clasificación De acuerdo al área afectada se puede clasificar en: a. Escala Sinóptica, la zona afectada puede ser del orden de los 3000 a 4000 kilómetros. Se presenta en las proximidades de la Corriente en Chorro. b. Escala media, la zona afectada es de unos cientos de kilómetros y la turbulencia esta asociada a frentes, tormentas y ondas de montaña. c. Pequeña escala, se presentan en unos miles de metros, cerca de las montañas. d.

Micro escala, es el caso del humo que sale de una chimenea.

Los aviones son cada vez más rápidos, y cuanto mayor es la velocidad del avión, mayor es el número de remolinos que encuentra por unidad de tiempo, entrando y saliendo de ascendencias y descendencias a tal velocidad que la estructura de la aeronave se ve afectada. Podemos definir la racha, como la variación brusca del viento, tanto en dirección como en intensidad, estas traen como consecuencia meneos y sacudidas. 3. Tipos de Turbulencia a.

Turbulencia Mecánica

Ocasionada por el rozamiento del aire con la superficie, y afecta a una capa de unos 1000 metros de espesor. Los obstáculos y la accidentada orografía estimulan la formación de remolinos en el seno de la atmósfera.

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METEOROLOGÌA

La turbulencia depende grandemente de la forma de la misma y de la dirección y velocidad del viento. b.

Turbulencia de Montaña

Se presenta como una onda de montaña, es decir; como un fenómeno ondulatorio en el flujo de aire perpendicularmente a una barrera montañosa. A barlovento de la montaña el aire es forzado a ascender, mientras que a sotavento viene hacia abajo, extendiendo su efecto sobre el valle como una onda. Para que se forme la onda de montaña a sotavento es necesario que se cumplan los siguientes requisitos. 1) La componente del viento perpendicular a la montaña debe ser fuerte (al menos, superior a 15 nudos). 2) Profunda inversión de temperatura, que se inicia cerca de la montaña y termina a una altura de 4000 a 6000 metros.

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Turbulencia Orográfica

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METEOROLOGÌA

Se caracteriza por lo siguiente: 1)

Se propaga corriente abajo sin que cambie su amplitud.

2)

Si el aire es seco no hay nubes acompañando la onda de montaña.

3) La ondulación de la corriente se hace débil a partir de los 3 kilómetros por encima de la montaña, a excepción de las largas cadenas montañosas. 4) Nubes a barlovento producidas por la ascendencia de la montaña, el aire al subir forzado se enfría y se condensa a cierto nivel, dando un aspecto de una “muralla”. 5) Corriente abajo, las nuevas ascendencias y descendencias ocasionan la nube rotor (zona baja-inestable), que se forma en la cresta de la onda próxima al nivel del tope de la montaña y es bastante turbulenta. 6) Los altocúmulos lenticulares (Ac) (zona intermedia-estable), a alturas que oscilan de los 4000 a 9000 metros. Se forman en las crestas de las ondas y se encuentran alineadas, pudiendo haber hasta 8 a 9, y se forman en aire estable. c.

Turbulencia Térmica

Es necesario que exista inestabilidad en la atmósfera para que se produzca la turbulencia térmica. Y esta puede producirse por dos formas. 1)

Por calentamiento de las capas bajas de la atmósfera

2)

Por enfriamiento de las capas superiores de la atmósfera

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METEOROLOGÌA

La corriente convectiva ascendente es compensada por otra corriente descendente en los alrededores, y el conjunto da lugar a la turbulencia mencionada. Al ponerse el sol en ambos casos, especialmente en el primero, cesan las corrientes convectivas sobre la tierra, por lo que los vuelos por la noche se hacen en condiciones estables.

d.

Turbulencia de estela Turbulencia Térmica

Es la generada por los vórtices de las aeronaves, y son peligrosas cuando las generan aviones de gran envergadura sobre aeronaves ligeras.

Turbulencia de estela

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TORMENTAS 2. Definición Constituye uno de los más grandes y espectaculares fenómenos de la Naturaleza. Se presenta en las grandes nubes de desarrollo vertical negras y densas, denominadas cumulosnimbus (Cb), iluminadas a intervalos por largos y retorcidos relámpagos, señal visible de rayos; la lluvia es intensa, a veces descarga el granizo, el viento a rachas silba amenazador, en su interior existen fuertes turbulencias; en resumen en una tormenta se libera y transforma una gran cantidad de energía, que puede afectar seriamente el vuelo. 3. Condiciones para su Formación Son dos principales condiciones: el aire debe ser inestable. La inestabilidad debe ser lo bastante profunda que permita las violentas corrientes ascendentes para que se desencadene la tormenta. Y el aire debe ser húmedo, si esta condición no se cumple es inútil que haya inestabilidad y ascendencia, pues al no haber vapor de agua suficiente no se produciría condensación y, por tanto, el cumulonimbo. 4. Desarrollo de la Tormenta La tormenta tiene un ciclo de vida relativamente corto. La nube crece, se desarrolla y muere antes del plazo de dos horas. Por eso que los informes verbales de los pilotos después de su vuelo debemos tomarlos como una indicación de que en la ruta pueden haber tormentas. Los tres estados por los que pasa una tormenta son: a.

Estado de Desarrollo

La nube está más caliente que aire exterior, la inestabilidad crea corrientes ascendentes en todo el seno de la nube, las que crecen con la altura y suelen ser intensas sobre el nivel de cero grados, mientras tanto, el vapor de agua va condensándose, formando gotas de agua o nieve, que son desplazadas hacia arriba, pudiendo helarse; al ir aumentando de tamaño y peso de las gotas de

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METEOROLOGÌA

lluvia o de hielo llega un momento que la corriente ascendente no puede sostenerlas, y en ese crítico instante termina esta etapa. b.

Estado de Madurez

Comienza cuando la precipitación se produce, es decir, cuando el peso de las gotas sobrevence la fuerza ascensional. El arrastre de las gotas hacia abajo provoca las descendencias en ciertas zonas que son intensas por debajo del nivel de cero grados. Se generan turbulencias, especialmente fuertes en las zonas donde prevalecen las descendencias y cerca del suelo. La nube puede tener un diámetro de seis kilómetros y la cuña de descendencias puede extenderse cuatro kilómetros por delante según la dirección del movimiento. c.

Estado de Disipación

Poco a poco predominan las corrientes descendentes dentro de la nube hasta que las ascendencias desaparecen. Al no haber el aporte de humedad la lluvia va disminuyendo hasta cesar totalmente. Más tarde se desintegra, quedando finalmente el penacho de cirrus del yunque.

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Estructura de la tormenta

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METEOROLOGÌA

5. Clasificación de las Tormentas a.

Frontales (frente frío, frente cálido y línea de turbonada)

b.

De masa de aire (Convectivas, orográficas, advección) ENGELAMIENTO

1. Definición Se denomina así a la a formación de hielo que se produce sobre un avión en determinadas circunstancias; la condición necesaria para el engelamiento es que el agua que forman las nubes o la precipitación sea líquida y que a la vez su temperatura sea menor de 0° (subfusión o superenfriada). Los tres factores que intervienen en la formación del engelamiento son: a.

Temperatura

b.

Diámetro de las gotas de agua

c.

Contenido de agua líquida

Si las gotas que constituyen las nubes son grandes, sólo pueden ser superenfriadas dentro de un corto intervalo de temperatura bajo cero; es decir, entre –2°C y –10°C. Si las gotitas son muy pequeñas, puede continuar en estado líquido hasta temperaturas muy bajas. De acuerdo a la experiencia reportada, se puede afirmar que el engelamiento significativo sólo se produce entre –2°C y – 20°C. 2. Clases de Engelamiento

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METEOROLOGÌA

El hielo que se forma en los aviones puede ser de cuatro tipos: a.

Hielo Granular

Es opaco, blanco de textura granular porosa; no pesa y se adhiere poco, desprendiéndose con facilidad. Se forma cuando el avión choca con pequeñas gotas superenfriadas, las cuales se congelas inmediatamente; se puede dar a temperaturas muy bajas. b.

Hielo Claro

Es denso, cristalino y transparente y se desprende con dificultad, se forma cuando el avión entra en contacto con grandes gotas de agua superenfriadas. Se forma con temperaturas altas entre 0°C y –12°C. c.

Nieve Húmeda

Es conocido que la nieve seca no se adhiere aun avión seco, pero si la nieve está húmeda. Generalmente se produce a temperaturas próximas a los 0°C. Esta constituidas por gotas de agua súper enfriadas y cristales de hielo, que se adhieren al avión. d.

Escarcha

Se produce cuando al ser la capa de aire en contacto con el suelo muy rica en humedad, el enfriamiento nocturno hace descender la temperatura bajo 0° C. Entonces, el vapor de agua se sublima y pasa al estado sólido directamente, depositándose sobre el suelo frío. 3. Engelamiento en las Partes de la Aeronave Dependiendo de la forma del avión y de sus distintos elementos, podemos mencionar las siguientes zonas afectadas: a.

Motores

b.

Bordes de ataque

c.

Hélices

d.

Tubo pitot

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METEOROLOGÌA

e.

Antenas

f.

Tomas de admisión

Engelamiento en la superficie alar

4. Operación Aérea con Hielo El hielo adherido a la aeronave puede provocar entre otras cosas, aumento del rozamiento y resistencia en la carrera de despegue, aumento de la

Aplicación de anticongelante a aeronaves

velocidad de pérdida, reducción en el ángulo de subida.

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CIZALLADURA O CORTANTE DE VIENTO EN NIVELES BAJOS 1. Definición La cizalladura o cortante de viento se describe mejor como un cambio en la dirección y/o velocidad del viento dentro de una distancia muy corta en la atmósfera. Bajo ciertas condiciones, la atmósfera es capaz de producir algunas cizalladuras peligrosas muy cerca de la tierra, por ejemplo, se ha observado cambios de dirección del viento de 180° y cambios de velocidad de 50 nudos o más dentro de los 200 pies desde la tierra. Sin embargo, esto no es algo que se encuentre todos los días. De hecho, no es común, lo que hace que sea más que un problema. Se ha pensado que el viento no puede afectar una aeronave, una vez que éste en vuelo, excepto por la velocidad terrestre y deriva. Esto sucede con los vientos estables o vientos que cambian gradualmente. Sin embargo, esto no sucede si el viento cambia más rápido de lo que se puede acelerar o desacelerar la masa de la aeronave. Los fenómenos meteorológicos más prominentes que provocan los problemas de la cizalladura de viento en niveles bajos, son las tormentas, frentes, brisas, ondas de gravedad o presencia de obstáculos. Básicamente, hay dos situaciones de cizalladura de viento que son potencialmente peligrosas. La primera, es un viento de cola que puede cambiar calma o componente del frente. En este caso, inicialmente la velocidad del aire aumenta, la aeronave cabecea hacia arriba y aumenta la altura. La segunda es un viento de frente que puede cambiar a calma o a componente de cola. En esta situación, inicialmente la velocidad del aire disminuye, la aeronave, las características aerodinámicas, razón de peso/potencia, tiempo de respuesta del motor, y las reacciones del piloto entre otros factores, tienen relación en los efectos de la cizalladura. Sin embargo, es importante recordar que la cizalladura puede causar problemas a CUALQUIER aeronave y CUALQUIER piloto. Existen dos condiciones atmosféricas principales que causan cizalladura de viento a nivel bajo, que son las tormentas y los frentes. Los vientos en una tormenta son complejos. La cizalladura de viento se puede encontrar en todos los lados de una célula. La línea de cambio del viento o frente de la ráfaga asociada con tormenta, puede preceder la tormenta en hasta 15 millas náuticas. Consecuentemente, si una tormenta está cerca del aeródromo

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METEOROLOGÌA

donde se intenta despegar o aterrizar, pueden existir los peligros de cizalladura de viento a bajo nivel relacionados con los reventones descendentes y expansivos provocados, variando considerablemente la senda de planeo y comprometiendo la seguridad de la aeronave. Mientras la dirección de los vientos bajo y sobre un frente pueden determinarse con precisión, los procedimientos existentes actualmente no entregan medidas precisas de la altura del frente sobre el aeródromo. A continuación aparece un método para determinar la altura aproximada del frente, considerando que la cizalladura de viento es más crítica cuando ocurre cerca de la superficie. a.

Un Cizalladura de Viento con Frente Frío

Sucede inmediatamente después que el frente pasa el aeródromo y por corto tiempo. Si el frente se mueve a 30 nudos o más, la superficie frontal en altura generalmente estará a 5,000 pies sobre el aeródromo, alrededor de 3 horas después del paso frontal. b.

Un Cizalladura de Viento con un Frente Caliente

El periodo más crítico es antes de que el frente pase por el aeródromo. Puede existir cizalladura bajo los 5,000 pies por aproximadamente 6 horas; el problema cesa después que el frente pasa el aeródromo. Los datos acumulados sobre cizalladura de viento, indican que la cantidad de cizalladura en los frentes cálidos es mucho más grande que en los frentes fríos. c.

En condiciones de cizalladura de viento

Puede o no puede existir turbulencia. Si el viento de superficie que se encuentra bajo el frente, es fuerte y arrachado, habrá un poco de turbulencia asociada con la cizalladura de viento. El piloto deberá estar alerta a las posibilidades de cizalladura de viento a nivel bajo en cualquier momento que existan las condiciones anteriores.

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El viento cortante afecta durante la aproximación de las aeronaves

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TURBULENCIA EN AIRE CLARO (TAC) 1. Definición Es la turbulencia existente en los niveles próximos a la tropopausa. Por tanto puede afectar seriamente el vuelo de los reactores. En general, el aire es claro en estos niveles, pero a veces hay nubosidad tipo cirrus. a.

Generalmente se le asocia a los siguientes factores:

b.

Corriente en chorro

c.

Cizalladura vertical u horizontal del viento

d.

Gradiente horizontal de temperatura.

e.

Onda de montaña.

f.

Nubosidad.

g.

Tropopausa.

2. Consideraciones para el Vuelo en Tac La Organización Mundial de Meteorología señala las siguientes: a. Al entrar en zonas de TAC debe ajustarse la velocidad de acuerdo a lo recomendado para volar en aire turbulento, lo ideal es hacerlo antes de entrar a la zona turbulenta. b. Si la TAC en el chorro se encuentra con vientos directos de cara o cola, debe hacerse un cambio de nivel de vuelo, porque se alarga en el sentido del viento. c. Si la TAC está asociada a un surco, lo conveniente es atravesar la línea mejor que volar paralelamente a ella. d. Si el piloto encuentra TAC del tipo que sea, debe comunicarlo inmediatamente al Centro de Control más próximo para ser retransmitido a todos los aviones y oficinas meteorológicas, reseñando la posición, rumbo, altitud, intensidad de la turbulencia, velocidad indicada, velocidad verdadera y duración

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del fenómeno. La zona TAC queda perfectamente vigilada y puede evitarse que otros aviones penetren en ella. CORRIENTE EN CHORRO 1. Definición Es uno de los fenómenos más importantes de la circulación general de la atmósfera. Se ha definido como una fuerte y estrecha corriente concentrada a lo largo de un eje casi horizontal en la alta tropósfera o en la estratósfera, caracterizado por fuerte cizalladura horizontal y vertical del viento, presentando uno o más máximos en la velocidad. Normalmente, una corriente en chorro discurre a lo largo de varios miles de kilómetros en una anchura de cientos de kilómetros y con un espesor de varios kilómetros; la cizalladura vertical es del orden de los 4-7 kilómetros por 1000 pies y la cizalladura lateral, de unos 10 nudos por 60 NM. La velocidad del viento a lo largo del eje de la corriente en chorro, es como mínimo, de sesenta nudos. 2. Clasificación En la atmósfera aparecen corrientes en chorro a diferentes latitudes y alturas bien diferenciadas, cuyas características se ajustan de la siguiente forma: 2.1 Chorro polar Es casi paralelo al frente, se encuentra situado en las proximidades de 300 hPa, encima precisamente de la intersección de 500 hPa con la zona frontal. Llama la atención la fuerte cizalladura vertical en la tropósfera, puesta en manifiesto tanto por las isótacas como por las isotermas. En condiciones extremas, el viento en el eje alcanza valores muy altos. 2.2 Chorro Subtropical Constituido por una fuerte corriente de vientos del Oeste, que alcanza su máxima intensidad en las proximidades de 200 hPa, y a veces arriba de los 150 hPa. En nuestro hemisferio, el chorro subtropical varía poco de altitud y esta entre los 25° Sur y 30° Sur. Al igual que en el anterior existe la rotura de la tropopausa. 2.3 Chorro Ecuatorial

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METEOROLOGÌA

Constituido por una corriente del Este, cuya velocidad máxima se encuentra entre los 100 hPa y los 150 hPa; en las regiones tropicales se encuentra situado entre los 20° Norte y 15° Sur. Existe una relación clara entre la posición del chorro y la zona de convergencia intertropical. Sobre nuestro continente no es muy definido, posee un máximo de aproximadamente 80 nudos. 2.4 Chorro Artico Es un chorro estratosférico que discurre a niveles superiores a los 20 kilómetros en latitudes próximas a 70° Norte o Sur. Puede cambiar de sentido según la estación del año. 3. Reconocimiento del Chorro y su aprovechamiento en la Aeronáutica Su ubicación constituye un factor fundamental en la planificación del vuelo de reactores. El nivel óptimo depende de la posición de los chorros subtropical y polar. El reconocimiento del chorro en pleno vuelo puede hacerse por las observaciones de la nubosidad, temperatura y el viento. Las nubes típicas del chorro, son las bandas cruzadas de Cirrus a la derecha de la corriente y su súbita desaparición en el corazón del chorro. Combinando los valores de temperatura y humedad, un piloto hábil puede conseguir en un vuelo transoceánico mejorías notables del tiempo de vuelo y del combustible, además de evitar la turbulencia en aire claro.

Fecha

Ubicación de la corriente en chorro MANUAL DE FORMACIÓN AERONAUTICA Revisión Página

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