AREA DE OPERACIONES conceptos básicos METEOROLOGÍA

conceptos básicos METEOROLOGÍA

AREA DE OPERACIONES

FORMACIÓN OPERACIONES; v021015

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NOMBRE DEL DOCUMENTO

Conceptos básicos de meterología

OBJETIVOS

Describir la composición y estructura de la atmósfera y los fenómenos que en ella tienen lugar.

Explicar los procesos atmosféricos y los fenómenos meteorológicos y como inciden en la navegación aérea.

Interpretar la información meteorológica tales como mapas, informes, mensajes o símbolos.

FECHA DE REVISIÓN Octubre de 2015.

FORMACIÓN ESPECÍFICA: FMP AVANZADO; V. 01FORMACIÓN ESPECÍFICA: CONCEPTOS BÁSICOS DE METEOROLOGÍA 3

FORMACIÓN ESPECÍFICA: FMP AVANZADO; V. 01FORMACIÓN ESPECÍFICA: CONCEPTOS BÁSICOS DE METEOROLOGÍA4

ÍndiceÍndice


1. INTRODUCCIÓN A LA METEOROLOGÍA

1.1. Meteorología y aviación

1.2. Organización del servicio meteorológico para la navegación

aérea internacional

1.2.1. Sistema munidal de pronósticos de área (WAFS)

1.2.2. Centros de avisos de cenizas volcánicas (VAAC)

1.2.3. Centros de avisos de ciclones tropicales

1.2.4.Oficinasdevigilanciameteorológica

1.2.5.Oficinasmetereológicas

1.2.6.Oficinasmeteorológicasaeronáuticas

1.3. La obtención de datos meteorológicos

2. LA ATMÓSFERA

2.1. Composición química de la atmósfera

2.2. El agua en la atmósfera

2.3. Radiación en la atmósfera

2.3.1. Radiación solar

2.3.2. Radiación terrestre

2.3.3. Balance radiativo

2.4. Propiedades físicas de la atmósfera

2.4.1. Presión atmosférica

2.4.2. Temperatura

2.4.3. Densidad

2.4.4. Humedad

2.5. Estrucutra física de la atmósfera: capas

2.6. Intercambio de calor en la atmósfera

2.7. Estabilidad e inestabilidad de la atmósfera

FORMACIÓN ESPECÍFICA: FMP AVANZADO; V. 01

Índice

ÍndiceÍndice

FORMACIÓN ESPECÍFICA: CONCEPTOS BÁSICOS DE METEOROLOGÍA6

3. ALTIMETRIA

3.1. La atmósfera estándar

3.2. Altimetría

3.3. Niveles de vuelo

3.4. Altitud, nivel y capa de transición

4. PROCESOS ATMOSFÉRICOS

4.1. Nubes

4.1.1. Formación de las nubes

4.1.2.Clasificacióndelasnubes

4.1.3. Nubosidad y techo de nubes

4.2. Niebla

4.3. Precipitación

4.4. El viento

4.4.1. Vientos locales: Brisas

4.4.2. Vientos locales: Efecto Foehn

4.4.3. Corrientes convectivas

4.5. Circulación general atmosférica

4.5.1. Corriente en chorro

4.6. Masas de aire

4.7. Frentes

4.8 Anticiclones y depresiones

FORMACIÓN ESPECÍFICA: FMP AVANZADO; V. 01

ÍndiceÍndice

FORMACIÓN ESPECÍFICA: CONCEPTOS BÁSICOS DE METEOROLOGÍA v121201 7

3. ALTIMETRIA

3.1. La atmósfera estándar

3.2. Altimetría

3.3. Niveles de vuelo

3.4. Altitud, nivel y capa de transición


4.1. Nubes

4.1.1. Formación de las nubes

4.1.2.Clasificacióndelasnubes

4.1.3. Nubosidad y techo de nubes

4.2. Niebla

4.3. Precipitación

4.4. El viento

4.4.1. Vientos locales: Brisas

4.4.2. Vientos locales: Efecto Foehn

4.4.3. Corrientes convectivas

4.5. Circulación general atmosférica

4.5.1. Corriente en chorro

4.6. Masas de aire

4.7. Frentes

4.8 Anticiclones y depresiones

5. FENÓMENOS METEOROLÓGICOS PELIGROSOS PARA EL VUELO

5.1. Visibilidad

5.1.1.Definiciónytipos

5.1.2. Factores que reducen la visibilidad

5.1.3. Ilusiones ópticas

5.2. Engelamiento

5.3. Turbulencia

5.4. Cizalladura

5.5. Tormenta

5.5.1. Linea de turbonada

5.5.2. Microrreventón

5.6. Depresión aislada en niveles altos (DANA)

5.7. Tornado/ Tromba marina

5.8. Ciclones/ huracanes

GLOSARIO

BIBLIOGRAFÍA


11

Módulo 1: Introducción a la meteorología


1. INTRODUCCIÓN A LA METEOROLOGÍA

1.1. Meteorología y aviación

La meteorología es la ciencia interdisciplinaria, basada fundamentalmente en la física de la atmósfera, que estudia el estado del tiempo, el medio atmosférico, los fenóme-nos allí producidos y las leyes que lo rigen.

Se debe distinguir entre las condiciones actuales de la atmósfera y su evolución, que se conoce como tiempo atmosférico, y las condiciones medias durante un largo perio-do que se conoce como clima del lugar o región.



Cuando la meteorología se ocupa de los fenómenos y variables meteorológicos que afectan a las operaciones de las aeronaves, tanto en tierra como en vuelo, se habla de meteorología aeronáutica.

La información meteorológica suministrada siempre presenta una doble vertiente: por una parte está la información referente a la situación meteorológica observada en un momento relativamente reciente y, por otra, la información referente a la situación meteorológica prevista.

Las condicionesmeteorológicas y los fenómenos atmosféricos existentes influyen,con menor o mayor impacto, en cada una de las fases del vuelo, pero también pueden afectar a los movimientos de las aeronaves en plataforma (incluido el repostaje de las mismas). Por tanto, la información meteorológica procedente de la observación y correspondiente al tiempo presente resulta necesaria para la prestación de los servi-cios aeroportuarios y de los de tránsito aéreo.

Por otra parte, el conocimiento de la situación meteorológica prevista permite antici-parse a la misma y adoptar decisiones al objeto de optimizar las operaciones o bien adoptar medidas para mitigar los efectos negativos del fenómeno meteorológico.



Debido a la variabilidad de los elementos meteorológicos en el espacio y en el tiempo yalaslimitacionesdelastécnicasdepredicción,elvalorespecificadodelpronósticodebe entenderse como el valor más probable que pueda tener dicho elemento duran-te el periodo del pronóstico.

La información meteorológica es primordial y debe estar disponible de forma adecua-da para los siguientes destinatarios:

losoperadoresylosmiembrosdelatripulacióndevueloparalaplanifica-ción previa al vuelo y durante el vuelo.

los proveedores de servicios de tránsito aéreo y de servicios de información de vuelo,

las unidades de servicio de búsqueda y salvamento y

los aeropuertos

A continuación se muestran algunos ejemplos de condiciones meteorológicas y la manera en que pueden afectar las operaciones:

Los vientos cruzados en pista por encima de un umbral pueden limitar o impedir el aterrizaje o despegue de aeronaves.

La presencia de viento de cola en el aterrizaje y en el despegue por encima de un determinado valor determinará el uso de una cabecera u otra.

En situaciones de fuerte viento por encima de un umbral determinado los fingersnosepuedendesplegar.

En situaciones de baja visibilidad los movimientos en plataforma se ven afectados, así como el despegue y el aterrizaje de aeronaves. Las opera-ciones de aproximación y aterrizaje pueden verse restringidas en función de su categoría. La consecuencia última será la reducción del número de operaciones y los consiguientes retrasos.

La presencia de rayos en el área del aeropuerto pueden limitar o incluso impedir las operaciones de repostaje.



Incrementos bruscos de temperatura antes del despegue podrían obligar a reducir la carga de la aeronave para garantizar la sustentación durante esta operación.

La presencia de rachas de viento o de cizalladura en el aterrizaje puede desestabilizar al avión provocando un contacto inadecuado con la pista y una carga inadecuada para el tren de aterrizaje con el consiguiente peligro.

Las cenizas volcánicas emitidas por un volcán en erupción y trasportadas dentro de la atmósfera suponen un riesgo elevado para la aviación, princi-palmente por el daño que puede causar a los motores.

En la siguiente tabla se muestra cuál es el impacto de los fenómenos meteorológicos sobrelaeficienciadelvueloysobrelaseguridadoperacional:

1.2. Organización del servicio meteorológico para la navegación

aérea internacional

El Convenio sobre Aviación Civil Internacional (el Convenio de Chicago) a través de su Anexo 3 regula el servicio meteorológico prestado para la navegación aérea inter-nacional.

1.2. Impacto de la meteorología sobre las operaciones



Lafinalidaddelserviciometeorológicoparalanavegaciónaéreainternacionalescon-tribuirasuseguridadoperacional,regularidadyeficiencia.

Cada Estado que ha suscrito el convenio determina el servicio meteorológico que presta para satisfacer las necesidades de la navegación aérea internacional en el es-pacio aéreo situado sobre su territorio y, si fuera el caso, sobre aguas internacionales u otras áreas situadas fuera del territorio del Estado interesado. Para ello tiene en cuenta los acuerdos regionales de navegación aérea establecidos para las regiones de OACIalasquepertenezcasuespacioaéreodondesereflejaelservicioqueseprestaen cada una de estas regiones de acuerdo con las necesidades de los usuarios.

En lo relativo a la meteorología aeronáutica, la OACI trabaja en estrecha cooperación con la Organización Meteorológica Mundial (OMM), que es un organismo especializa-do de las Naciones Unidas.

El servicio meteorológico a la navegación aérea internacional se estructura y presta, deacuerdoconelAnexo3,atravésdelossiguientescentrosyoficinasqueoperande forma interrelacionada:

Ámbito: Mundial

Centros mundiales de pronóstico de área

Ámbito: Regional

Centros de avisos de cenizas volcánicas (VAAC) Centros de avisos de ciclones tropicales (TCAC) Y también los centros meteorológicos regionales especializados para el

transporte y dispersión de materiales radiactivos en la atmósfera.

Ámbito: FIR

Oficinasdevigilanciameteorológica



Ámbito: Aeródromo

Oficinasmeteorológicas Estaciones meteorológicas aeronáuticas

Loscentrosmundiales,losVAAC,losTCACylasoficinasdevigilanciameteoro-lógica, están a cargo de Estados contratantes que han aceptado esa resposnsa-bilidad.

Enelgráficoqueseincluyeacontinuaciónseresumelainterrelaciónentrelosdiferentescentrosyoficinas:

VAACCentros de Aviso de Cenizas Volcánicas

WAFCCentros Mundiales de

Pronóstico de Área

TCACCentros de Avisos de Ciclones Tropicales

Usuarios Aeronáuticos

OficinasMeteorológicasde Aeródromo

OficinasDe VigilanciaMeteorológica

1.3. Servicio meteorológico para la navegación aérea internacional



1.2.1. Sistema mundial de pronósticos de área (WAFS)

El sistema mundial de pronósticos de área proporciona pronósticos meteorológicos aeronáuticos en ruta mundiales en forma digital a las autoridades meteorológicas de cada de cada estado miembro y a otros usuarios aeronáuticos. Estos pronósticos son

Físicamente, el sistema se compone de dos centros mundiales de pronóstico de área (WAFC):

El WAFC de Londres EL WAFC de Washington

Cada uno de ellos elabora:

Pronósticos mundiales reticulares a diferentes niveles de viento, tempe-ratura y humedad, etc.

Pronósticosmundialessobrefenómenosdetiemposignificativo.

Estos pronósticos se expiden en forma digital.

En caso de interrupción de las actividades de uno de los WAFC, el otro WAFC asume sus funciones.

Además, cada WAFC:

Recibe información relativa a la liberación accidental de materiales ra-diactivos a la atmósfera y pronósticos de su evolución de los Centros Me-teorológicos Regionales Especializados para incluirla en sus pronósticos.

Recibe información sobre cenizas volcánicas de los Centros de Avisos de Cenizas Volcánicas (VAAC) para incluirla en sus pronósticos.

Módulo 2: La atmósfera


1.4. Ejemplo de mapa de tiempo significativo en niveles altos del WAFC de Washington

1.2.2. Centros de avisos de cenizas volcánicas (VAAC)

Centro meteorológico designado en virtud de un acuerdo regional de navegación aéreaparaproporcionara lasoficinasdevigilanciameteorológica,centrosdecontrol de área, centros de información de vuelo y centros mundiales de pronós-ticos de área información sobre la extensión lateral y vertical y el movimiento pronosticado de las cenizas volcánicas en la atmósfera después de las erupcio-nes volcánicas.

Los VAAC mantendrán la vigilancia 24 horas al día. En caso de interrupción del funcionamiento de un VAAC sus funciones las llevará a cabo otro VAAC.



1.5. Ejemplo de gráfico emitido por el VAAC de Londres

Existen nueve Centros de avisos de cenizas volcánicas (VAAC) en todo el mundo es-tablecidos por la Organización de Aviación Civil Internacional (OACI) y en estrecha cooperación con la OMM y la Unión internacional de Geodesia y Geofísica (UIGG). La gestión de dichos centros está a cargo de algunos Miembros de la OMM que han aceptado esa responsabilidad y proporcionan información meteorológica en apoyo del sistema de vigilancia de los volcanes en las aerovías internacionales.

1.6. Centros de avisos de cenizas volcánicas



1.2.3. Centros de avisos de ciclones tropicales

Centro meteorológico designado en virtud de un acuerdo regional de navegación aéreaparaproporcionaralasoficinasdevigilanciameteorológicayaloscentrosmundiales de pronósticos de área información sobre la posición, la dirección y la velocidad de movimiento pronosticadas, así como de la presión central y el vientomáximopronosticaosenlasuperficiedelosciclonestropicales.

Los seis Centros de Avisos de Ciclones Tropicales asumen la responsabilidad re-gional de suministrar avisos y comunicados sobre todos los ciclones tropicales, huracanesotifonesentodoelmundo.Enlasiguientefigurasemuestranlos6TCAC, así como las áreas donde se producen ciclones. En el Atlántico Sur y en el sudestedelOcéanoPacíficolosciclonessonextremadamenteraros,porloqueno hay ningún TCAC cubriendo este área

1.2.4. Oficinas de vigilancia meteorológica

Lasoficinasdevigilanciameteorológica:

Mantendrán la vigilancia continua de las condiciones meteorológicas que afecten a las operaciones de vuelo dentro de la región o regiones

1.7. Centros de avisos de ciclones tropicales y áreas de ciclones tropicales



de información de vuelo asignadas.

Prepararán y difundirán información sobre el acaecimiento o acaecimiento previstodedefenómenosmeteorológicosenrutaespecificadosquepue-dan afectar a la seguridad de las operaciones dentro de la región o regio-nes de información de vuelo asignadas.

Proporcionarán la información recibida sobre actividad precursora de erup-ciones, erupciones volcánicas y nubes de cenizas volcánicas.

Proporcionarán la información recibida sobre liberación accidental de ma-teriales radiactivos a la atmósfera en el área sobre la que mantienen vigi-lancia.

EnEspañahaydosOficinasdeVigilanciaMeteorológicaacargodelaAgenciaEstatalde Meteorología (AEMET), una en Madrid para el FIR Madrid y para el FIR Barcelona, y otra en Las Palmas de Gran Canaria para el FIR Canarias.

1.2.5. Oficinas meteorológicas

Cada Estado contratante establecerá una omás oficinasmeteorológicas de aeró-dromouotrasoficinasmeteorológicasparaelsuministrodelserviciometeorológiconecesario para atender las necesidades de la navegación aérea internacional.

Lasprincipalesfuncionesdelasoficinasmeteorológicassonlassiguientes:

Preparar pronósticos de las condiciones meteorológicas locales del aeró-dromo o aeródromos.

Mantener una vigilancia meteorológica continua en los aeródromos para los cuales haya sido designada para preparar pronósticos.

Suministrar exposiciones verbales, consultas y documentación de vuelo a los miembros de las tripulaciones de vuelo o a otro personal de operacio-nes de vuelo.



Proporcionar otros tipos de información meteorológica a los usuarios aeronáuticos y exhibir la información meteorológica disponible.

Proporcionar la información recibida sobre cenizas volcánicas a la dependencia de servicios de tránsito aéreo, a la dependencia de ser-viciosdeinformaciónaeronáuticayalaoficinadevigilanciameteo-rológica asociadas.

EnEspañahaydostiposdeoficinasmeteorológicasenlasqueprestaservicioAEMET:

Oficinas meteorológicas de aeropuerto (OMA): Básicamente rea-lizan las observaciones meteorológicas ordinarias y especiales del aeródromo y la vigilancia del tiempo presente, así como la atención directa dentro del aeródromo.

Enlaactualidad,AEMETtieneoficinasmeteorológicasenlos48aeropuertosdela red de AENA.

Oficinas meteorológicas principales de aeropuerto (OMPA): Bási-camente realizan la vigilancia meteorológica y las predicciones de aeródromo para los aeródromos bajo su responsabilidad (principal-mente TAF y avisos de aeródromo).

En la actualidad AEMET cuenta con 5 unidades de este tipo y están situadas en algunas de sus Delegaciones Territoriales.

1.2.6. Oficinas meteorológicas aeronáuticas

Las estaciones meteorológicas aeronáuticas efectúan observaciones ordinarias a intervalosfijos(cadamediahoraocadahora).Estasobservacionessecomple-tanconlasobservacionesespecialescuandoocurrencambiosespecificadosconrespecto al viento, la visibilidad, etc.

EnEspañalasestacionesaeronáuticasestánasociadasalasoficinasmeteoroló-gicas de aeródromo y su equipamiento de medida depende del número de pis-



tas, de las categorías de las operaciones de aproximación y aterrizaje de esas pistas y de las características climatológicas del aeródromo.

En España, las observaciones se ordinarias se realizan generalmente cada media hora y son la base para hacer el METAR. Sin embargo los equipos de medida obtienen valores de forma continua de las variables meteorológicas en las que no es necesaria la intervención de personal de la OMA (presión, velocidad del viento, temperatura, etc.).

1.3. LA OBTENCIÓN DE DATOS METEOROLÓGICOS

En España, todas las estaciones meteorológicas aeronáuticas de AEMET están asocia-dasaunaoficinameteorológicadeaeródromoqueestádentrodelmismoaeropuertoy que está dotada de personal experto para poder realizar estas observaciones. Gran parte de las variables se miden mediante sensores electrónicos incorporados a equi-pos automáticos de medida (presión, temperatura etc), pero algunas de las variables necesitan la participación experta de un observador de meteorológica para su esti-mación (visibilidad, nubosidad, etc.).

Además de las observaciones que se realizan dentro del aeródromo resultan nece-sarios otros muchos datos en otros puntos de la atmósfera para conocer el estado de la atmósfera en ruta así como para realizar pronósticos de aeródromo y de área por parte de los predictores a partir de las salidas de los modelos numéricos que se corren en superordenadores.

Las observaciones meteorológicas en altitud se realizan mediante sondeos, radar, satélites meteorológicos y aeronaves.

Los sondeos aerológicos miden sobre la vertical de un lugar los valores de presión, temperatura y humedad. Se realizan lanzando globos sonda desde la estación de sondeo a las 00 y 12 UTC.

Lasobservacionesconradardesuperficieydeabordopermitendeterminarlapo-sición de cumulonimbos y tormentas, así como relacionar las características de las imágenes obtenidas en la pantalla del radar con fenómenos adversos para el vuelo.

Por medio de los satélites meteorológicos se obtienen datos de altitud, medidas de



1.8. Sistema Mundial de Observación

temperatura, humedad, contenido de ozono, entre otros. Su aportación es fun-damental en la localización de los sistemas nubosos, su naturaleza, extensión, desarrollo y movimiento.

Todo el ingente volumen de datos a nivel mundial necesarios para monitorizar el estado de la atmósfera y alimentar los modelos numéricos se obtiene mediante el Sistema Mundial de Observación de la Organización Meteorológica Mundial. Los diferentes elementos que intervienen en este sistema aparecen de forma esquemáticaenlasiguientefigura.



ANEXO: Unidades de medida

De acuerdo con el Sistema Internacional de Unidades (S.I.) hay una serie de unida-des básicas que son las que se utilizan para expresar las magnitudes físicas conside-radas básicas a partir de las cuales se determinan las demás.

Para el propósito de este curso sólo necesitamos utilizar las siguientes unidades:

Sistema Internacional de Unidades – Unidades básicas

g/ cm3Kg/ m3

Dina / cm2Pa= N/m2 (Pascal)

Ergio / sW= J / s (Watio)

Ergio= dina cm.J= N m (Julio)

Dina=g cm./s2N=Kg. m/s2 (Newton)

ss

gKg.

cm.m

SISTEMA CEGESIMALSISTEMA INTERNACIONAL SI MKS

g/ cm3Kg/ m3

Dina / cm2Pa= N/m2 (Pascal)

Ergio / sW= J / s (Watio)

Ergio= dina cm.J= N m (Julio)

Dina=g cm./s2N=Kg. m/s2 (Newton)

ss

gKg.

cm.m

SISTEMA CEGESIMALSISTEMA INTERNACIONAL SI MKS

DENSIDAD

PRESIÓN

POTENCIA

TRABAJO O ENERGÍA

FUERZA

TIEMPO

MASA

LONGITUD

DENSIDAD

PRESIÓN

POTENCIA

TRABAJO O ENERGÍA

FUERZA

TIEMPO

MASA

LONGITUD

MASA

TIEMPO

FUERZA

POTENCIA

PRESIÓN

DENSIDAD

LONGITUD

TRABAJO/ ENERGIA

Sistema Internacional de Unidades – Unidades básicas

Magnitud física básica

Longitud

Tiempo

Masa

Temperatura

Unidad básica Símbolos de la unidad

metro

segundo

kilogramo

kelvin

m

s

kg

k



Sistema Internacional de Unidades – Unidades derivadas

Magnitud derivada

Densidad

Fuerza

Trabajo - Energía

Presión

Unidad Símbolos de la unidad

Newton

Julio

Pascal

N

J

Pa

Expresión

Temperatura Grado Celsius ºC

Kg/m3

Kg•m/s2

N•m = m2•kg/s2

N/m2 = kg/m•s2

K–273.15



Expresión

Kg/m3

Kg•m/s2

N•m = m2•kg/s2

N/m2 = kg/m•s2

K–273.15




22


2.1. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LA ATMÓSFERA

La atmósfera es la cubierta gaseosa que rodea la Tierra y la envuelve. A parte de esta masa gaseosa, la atmósfera contiene también en menor grado partículas sólidas en suspensión (polvo, humo, aerosoles y hielo) y partículas líquidas (gotas de agua). La atmósfera en las proximidades del nivel del mar tiene la siguiente composición química:

78% de nitrógeno (N2) 21% de oxígeno (O2) 1% de otros gases (Ne, Ar, CO2, H2, O3…)

Estamezcladegasesesloquesedefineenmeteorologíacomoaireseco.Sin embargo, en la atmósfera existe una cantidad de vapor de agua (H2O en estado gaseoso) que puede variar entre un 0,2% y un 3%. Lógicamente en función de este porcentaje la composición del aire oscilará ligeramente.

Enmeteorologíasedefineelairehúmedolamezcladedosgasesideales,elairesecoy el vapor de agua.

2.2. EL AGUA EN LA ATMÓSFERA

El agua en la atmósfera puede encontrarse en tres estados:

Estado sólido. Aparece en forma de nieve, granizo o nubes. Estado líquido. Aparece en forma de lluvia, rocío o nubes. Estado gaseoso. Llamado vapor de agua, aparece en las nubes y en el seno de la

atmósfera, generalmente en las capas más bajas y puede variar de un 0.2% a un 3%.El vapor de agua en la atmósfera siempre se encuentra en proporciones variables

2. LA ATMÓSFERA



. Depende de la altitud y del tipo de región sobre la que se encuentre la masa de aire (marítima o continental). Generalmente decrece con la altitud y es más abundante en las regiones marítimas tropicales que en regiones continentales.

El agua cambia de un estado a otro mediante los procesos de evaporación, condensación,congelación,fusiónysublimacióncomosemuestraenlafigurasiguiente.

En el ciclo hidrológico, el agua cambia de un estado a otro por procesos natura-les que se dan en la atmósfera, fundamentalmente, evaporación, condensación y precipitación. Consiste en que el agua que se encuentra en los mares y océa-nos en estado líquido se evapora, al igual que el líquido que reside en la vegeta-ción (evapotranspiración). El vapor de agua resultante de estos procesos reside en el seno de la atmósfera hasta que alcanza un nivel en el que se condensa formando las nubes. Las gotitas de agua que forman las nubes crecen hasta que se produce la precipitación, por lo que una parte del agua es devuelta a la tierra y otra parte a los mares y al océano.

Figura 1. Cambios de estado del agua



2.3. RADIACIÓN EN LA ATMÓSFERA

La atmósfera se encuentra compuesta por varios gases que interaccionan con la radiación solar emitida por el Sol y la radiación terrestre como a continuación se explica.

Además, estos gases por estar a una temperatura determinada emiten una radiación propia en todas las direcciones, sobre todo, el anhídrido carbónico y el vapor de agua.

2.3.1. RADIACIÓN SOLAR

El Sol es un cuerpo que al encontrarse a una temperatura de 6000ºK radia energía en forma de energía electromagnética a la atmósfera. Esta transmisión de energía se llama radiación solar.

De la radiación emitida por el Sol aproximadamente el 36% es absorbido por las nu-besoreflejadoporsuscimas,el20%esabsorbidoporlosgasesatmosféricos(5%ozono (O3), 15% dióxido de carbono (CO2)),el4%reflejadoporlasuperficieterres-tre y sólo un 40% es absorbido por la corteza terrestre (tierra y océanos).

Latotalidaddelaenergíasolarreflejadadirectamentealespaciosedenominaalbedoplanetario.

Figura 2. Sistema de radiación solar



La radiación solar apenas calienta el aire que encuentra a su paso, sin embargo sí que calienta la corteza terrestre con el consiguiente incremento de tempera-tura.

Algunos materiales de la corteza terrestre se calientan más que otros con la misma cantidad de radiación solar. Depende en primer lugar de la cantidad de radiaciónquerefleja(reflectancia),delacantidadderadiaciónqueabsorbe(ab-sorbancia) y transmite (transmitancia). Una vez absorbida la radiación depen-derá,asuvez,delaconductividadtérmicadelasustanciaydelcalorespecíficode la misma.

Elcalorespecíficoeslacantidaddecalorqueesnecesariosuministraraungra-mo de una sustancia para que eleve su temperatura en 1°C, y se mide en calo-rías/gramoºC,esdecir,elcalorespecíficoeslacapacidadquetieneuncuerpoparaalmacenarcalor.Elaguaeslasustanciaquetienemayorcalorespecífico.En la naturaleza el mar experimenta un incremento de temperatura menor a la experimentada por la tierra, y las rocas se calientan más que los prados.

2.3.2. RADIACIÓN TERRESTRE

Latemperaturamediadelasuperficieterrestreesde15ºC(288K),porloquela Tierra radia una energía electromagnética que es conocida como radiación terrestre.

Lasuperficieterrestreradiaenergíaalolargodetodoeldíayeslaúnicaradia-ción que recibe la atmósfera por la noche.

En la atmósfera, cada gas atmosférico es un absorbente selectivo de la radiación terrestre para determinadas longitudes de onda. Algunos de estos absorbentes son el ozono, anhídrido carbónico, vapor de agua y nubes. Estos gases absorben la radiación y emiten una radiación propia que una parte va al espacio y otra partealasuperficieterrestre.

Laradiaciónterrestrequereflejanlasnubesesprácticamentedespreciable,sinembargo cuando el cielo está totalmente cubierto absorben gran cantidad de radiación terrestre y luego emiten energía con una longitud de onda propia.



Otra parte de la radiación terrestre escapa directamente al espacio. Es la radiación con longitud de onda comprendida entre 8µ y 13µ. Este intervalo de longitudes de onda se denomina ventana atmosférica y se caracteriza porque los gases que com-ponen la atmósfera no pueden absorber la energía electromagnética asociada a estas longitudes de onda.

2.3.3. BALANCE RADIATIVO

La intensidad de la radiación solar recibida no es uniforme en toda la corteza terres-tre, depende de la posición del punto considerado con respecto a la posición del Sol, por lo que dependerá de la latitud en la que se encuentre el punto, la época del año y la hora del día. Así, el hemisferio norte recibe máxima radiación en los meses de julio, agosto y septiembre mientras que en el hemisferio sur lo hace en diciembre, enero y febrero.

Porotrolado,laradiaciónquellegaalasuperficieterrestrenoeslamismaqueseemite al espacio en todas las latitudes, en algunas de ellas se absorbe más de lo que se emite y en otras sucede el efecto contrario.

Sin embargo, la temperatura anual media de la tierra y de la atmósfera varía muy poco debido a que cada año el sistema atmósfera-tierra envía al espacio tanta energía como recibe del sol. Esto es lo que se llama balance radiativo.

2.4. PROPIEDADES FÍSICAS DE LA ATMÓSFERA

A continuación se describen las propiedades físicas que tiene la atmósfera por ser una mezcla de gases.

2.4.1. PRESIÓN ATMOSFÉRICA

La atmósfera ejerce sobre los objetos que se encuentran en ella una presión debida al peso de los gases que la componen. Esta presión se ejerce por igual en todas las direcciones.Lapresiónatmosféricasobreunasuperficieesigualalpesoejercidosobreesasu-perficieporlacolumnadeairequeseextiendedesdeesasuperficiehastaellímite



exterior de la atmósfera.

P = F/S = mg/S

La presión atmosférica no es la misma en todos los puntos de la atmósfera, sino que depende de la altitud ya que a medida que aumenta la altitud disminuye con la altura de la columna de aire y por tanto su peso total.

Esta relación se observa en la fórmula anterior si se sustituye la masa en función deladensidadyelvolumen(m=ρV=ρSh).

P=ρShg/S=ρgh

Sin embargo, el descenso de la presión con la altitud no es lineal. En los prime-ros metros, la presión disminuye a razón de 1mb por cada 9m (30ft) de altitud. Después el descenso adquiere una forma exponencial como la representada en lagráficasiguiente.

Figura 4. Variación de la presión atmosférica con la altitud.



Por otro lado, la presión depende también de la temperatura de la columna de aire en la atmósfera. Por tanto, la presión variará en función de: El momento del día. Esta variación es menor de 1hPa en las zonas tem-

pladas siendo prácticamente nula en los polos. Presenta dos máximos hacia las 10 y 22 horas, y dos mínimos hacia las 4 y 16 horas.

La estación. El aumento de temperatura en verano da lugar a formación de zonas de baja presión, mientras que sucede lo contrario en invierno.

El movimiento de las masas de aire. El cambio de la masa de aire suele tener asociado cambios en la temperatura. Este cambio de temperatura produce perturbaciones irregulares en la presión.

Existen varias unidades para medir la presión. Para establecer las equivalencias en-treestasunidadessepartedeladefinicióndelaunidad“atmósfera”.

Una atmósfera es igual al peso de una columna de mercurio de 1 cm2 de sección y de 76 cm de altura. Esta unidad se estableció en el experimento de Torricelli en el que se invirtió un tuvo de vidrio lleno de mercurio de 1m de largo por 1cm2 de sección sobre una cubeta que contenía el mismo líquido.

El líquido de mercurio en el tubo descendió hasta una altura de 76 cm2. Esto es de-bido a que la fuerza ejercida por la atmósfera fuera del tubo de vidrio es la misma que ejercía el mercurio dentro del tubo de vidrio.

Figura 3. Experimento de Torricelli



La equivalencia de esta unidad con otras unidades de presión al nivel del mar se representa en el cuadro siguiente:

2.4.2. TEMPERATURA

La temperatura es la medida de la energía cinética promediada de las moléculas que componen el aire, que se hallan en continuo movimiento y que producen infinitoschoquesentresí.La temperatura se puede medir en diferentes unidades. La equivalencia entre ellas se muestra a continuación:

La temperatura en la atmósfera disminuye con la altura. Se denomina gradien-te térmico vertical a la variación de la temperatura con la altura. El gradiente térmico es positivo cuando la temperatura desciende con la altura y negativo si aumenta.

Atmósfera

Atmósfera

Milímetros de mercurio Milbares/Hectopascales

1 Atmósfera 760 mm de Hg 1013.25 mb/hPa

Atmósfera

Tabla 1. Escalas de temperatura



La temperatura del aire presenta una variación diaria, mostrando un máximo aproxi-madamente dos horas después del mediodía, y un mínimo poco después del amane-cer. El hecho de que los máximos y mínimos no aparezcan exactamente a mediodía o al ponerse el Sol, se debe a que lleva un tiempo el que el aire se caliente o enfríe.Ademáshayotrosfactoresqueinfluyenenlatemperaturadelairecomoson:

Lanubosidad.Suavizalosmáximosymínimosalreflejarlaradiaciónsolary absorber la radiación terrestre. Por tanto la diferencia entre la tempera-tura máxima y mínima es menor.

El viento. Al haber viento se remueve el aire y por tanto se mezclan capas de aire a diferente temperatura. Esto hace que la variación diurna sea menos marcada.

Lanaturalezadelasuperficieterrestreenlaquesemidelatemperaturaasícomoladelasuperficiecircundante.Asílavariacióndiurnadetempe-raturaserámayorenlasuperficieterrestrequeenelmaralteneruncalorespecíficomásbajo.Porotraparte,estatemperaturaseveráinfluenciadaporelflujodeairecalienteoairefríoquevengadelaszonascircundan-tes, con lo que también afectará a la variación diurna de temperatura.

2.4.3. DENSIDAD

La densidad de un cuerpo es el cociente de la masa entre el volumen del mismo:

ρ=m/Vdonde ρ es la densidad, m es la masa y V el volumen.

El volumen dependerá de la sección (S) y la altura (h):

V = S · h

Por tanto, la densidad es la masa que tiene un gas en la unidad de volumen. Sin embargo, la densidad del aire está relacionada con la presión y temperatura. Esta relación es con-secuenciadelaecuacióndeestadodelosgasesperfectosquesedefineacontinuación:

PV=n · R · TSiendo P la presión, ρ la densidad, R la constante de los gases perfectos

(R= 2.870 hPa cm3/ k) y T la temperatura.



Por tanto, a una presión constante, un aire es menos denso cuanto mayor es su temperatura y viceversa. De aquí se deduce también, que a una presión cons-tante, la columna de aire más caliente será la menos densa y por tanto su altura será mayor, es decir, la columna de aire tiende a expandirse cuanto mayor es su temperatura.

2.4.4. HUMEDAD

La humedad de la atmósfera es la cantidad de vapor de agua en la atmósfera.La cantidad de vapor de agua que un volumen de aire puede almacenar viene determinada por la temperatura. A mayor temperatura, mayor cantidad de va-por de agua puede almacenar.

Cuando un volumen de aire contiene la máxima cantidad de vapor de agua que puede almacenar se dice que este volumen de aire está saturado. Para llegar a este estado ha tenido que pasar por un proceso de saturación.

Los mecanismos utilizados por los que un volumen de aire se satura son:

Enfriamiento, es decir, disminuyendo la temperatura del volumen de aire

Evaporación, es decir, inyectando vapor de agua en el volumen de aire

La humedad relativa es el cociente entre la cantidad de vapor de agua que realmente tiene un volumen de aire determinado a una temperatura dada y la cantidad de vapor de agua máxima que puede almacenar ese volumen de aire a la misma temperatura. Por tanto, cuando el volumen de aire esté saturado, su humedad relativa será del 100%.

El punto de rocío es la temperatura a la cual hay que enfriar un volumen de aire para saturarlo, manteniéndolo a presión constante. Es decir, es la temperatura a la que hay que enfriar un volumen de aire para que la humedad relativa sea del 100%.



Conocer el punto de rocío puede ayudar a predecir la posibilidad de presencia de nie-blas o nubes bajas si la diferencia de la temperatura del aire y el punto de rocío no es muy grande.

Una vez que el volumen de aire está saturado y no admite más vapor de agua, si se añade más vapor de agua o se enfría todavía más, una parte de este vapor de agua se transforma en agua líquida o lo que es lo mismo se condensa. En este caso se dice que el volumen de aire ha pasado por un proceso de condensación.

2.5. ESTRUCTURA FÍSICA DE LA ATMÓSFERA: CAPAS

La atmósfera se divide verticalmente en cinco capas en función de la variación de su temperatura. Para cada una de ellas, se describirá los límites inferior y superior en altura, la variación de la temperatura con la altura y los niveles de transición entre ellas. Estas capas no son uniformes alrededor del globo terrestre sino que dependen de la latitud a la que se encuentre, por lo que las características anteriores se descri-birán en referencia a las latitudes medias.

La mayor parte de los fenómenos meteorológicos se realizan en las dos primeras, la troposfera y la estratosfera, por lo que son a las que se dedicarán mayor atención.Las capas de la atmósfera son:

1. Troposfera

Esta capaseextiendedesde la superficiehastaunaalturade8Kmenlas latitudes altas (tropopausa polar) mientras que en las latitudes bajas seextiendedesde la superficiehastaunaalturade18Km(tropopausatropical) y en las latitudes medias hasta 12 Km (tropopausa de latitudes medias).

La temperatura desciende de manera casi uniforme desde los 15ºC hasta los -56,5ºC. En la primera mitad desciende a una razón de 6ºC a 7ºC por kilómetro y en la segunda a razón de 7ºC a 8ºC por kilómetro.

La presión y la densidad también disminuyen con la altura, cerca del suelo la disminución es mucho más acusada que en niveles superiores.

Contiene casi todo el vapor de agua de la atmósfera y la mayor parte de la masa de la atmósfera, y además se producen movimientos verticales muy marcados. Esto implicará que la mayor parte de los fenómenos me-teorológicos se produzcan en esta capa.



El límite superior de la troposfera se llama tropopausa y puede considerarse comounasuperficiedediscontinuidadentrelatroposferayestratosfera.Suex-tensión abarca como mucho de 1km a 2Km.

Esta zona se encuentra situada a diferente altura según la latitud (tropopausa polar, tropopausa tropical y tropopausa de latitudes medias), por lo que la tropo-pausanoescontinuaalrededordeltodoelgloboterrestreyexistenunas“rotu-ras”entrelastropopausasadiferenteslatitudesendóndeseoriginancorrientesde viento muy fuertes denominadas corriente en chorro.

La altura de la tropopausa también variará con la estación del año, siendo mayor en verano que en invierno en todas sus latitudes.

La temperatura en la tropopausa se mantiene constante en torno a 0ºC.

2. Estratosfera

Esta capa se encuentra situada encima de la troposfera y se extiende desde la tropopausa hasta unos 50km ó 55km.

La variación de la temperatura depende de la zona. En las capas bajas apenas varía hasta los 20km aproximadamente, a partir de ahí au-menta lentamente hasta los 32Km a un ritmo de +1ºC/Km y a partir de esta altura aumenta de manera más acelerada a ritmo de +2.8ºC/Km. La temperatura alcanzada en la parte superior de la estratosfera es de -2,5ºC.

Su contenido de vapor de agua es pequeño y los movimientos verti-cales no son tan marcados ya que se trata de una capa estable. Por tanto, en esta capa apenas hay nubes, sólo nubes nacaradas que se aprecian a 20Km ó 30Km y topes de cumulonimbos que por inercia perforan la tropopausa alcanzando la estratosfera.

El límite superior de la estratosfera es denominado Estratopausa, situada a 50Km de altura aproximadamente y a partir de la cual la temperatura disminuye con la altura.



3. Mesosfera

Esta capa se encuentra situada encima de la estratosfera y se extiende desde la estratopausa hasta unos 80Km.

La temperatura disminuye con la altura hasta alcanzar una temperatura de -95ºC aproximadamente.

En esta capa no se forman apenas nubes, excepto en latitudes altas, que cuando el Sol se sitúa entre 5ºC y 13ºC se pueden observar nubes noc-tilucentes.

El límite superior de la mesosfera se denomina Mesopausa y se caracteriza porque es el nivel con la temperatura más fría de toda la atmósfera. Además en este nivel es dónde termina la atmósfera con una composición de gases homogénea. Esta zona dónde la atmósfera es homogénea y comprende la troposfera, la estratosfera y la mesosfera recibe el nombre de Homosfera.

4. Termosfera

Esta capa se encuentra situada encima de la mesosfera y se extiende des-de la mesopausa hasta unos 600Km.

La temperatura aumenta con la altura hasta alcanzar una temperatura que oscila entre los 750ºC y los 1100ºC.

En esta capa no se forma ninguna nube.

El límite superior de la termosfera se denomina Termopausa.



5. Exosfera

Esta capa es la última capa de la atmósfera, se encuentra situada encima de la ter-mosfera y su espesor es ilimitado hasta confundirse con el gas interplanetario.Los valores anteriormente indicados para latitudes medias se resumen en el siguiente cuadro:

DIVISIÓN ESPESOR CAPA DE TRANSICIÓN TEMPERATURA

Troposfera 0Km – 12Km 15ºC

Tropopausa - 56.5ºC

Estratosfera 13km – 50km

Estratopausa - 2.5ºC

Mesosfera 50km – 80km

Mesopausa - 95º C

Termosfera 80Km – 600Km

Termopausa 750ºC-1100ºC

Exosfera Más de 800Km

Tabla 2. Características de las capas de la atmósfera



Figura 5. Esquema de la atmósfera

2.6. INTERCAMBIO DE CALOR EN LA ATMÓSFERA

El Sol es la principal fuente de calor que suministra energía a nuestra atmósfera. Se ha comprobado que la temperatura anual media de la tierra y de la atmósfera varía muy poco por año. Esto es debido a que existe un intercambio de calor entre los diferentes elementos de la Tierra y capas de la atmósfera que permiten tener el sistema Tierra-atmósfera en un equilibrio térmico.

Además de la radiación, que ya fue explicado en el apartado 2.3, el intercambio de calor se puede realizar a través de los siguientes procesos:



Conducción. Es un tipo de transmisión de calor que se realiza por contacto entre dos cuerpos. El calor pasa de un punto a otro por medio por colisión molecular, aumentando el movimiento de las moléculas adyacentes.

Esto sucede en las pistas de los aeropuertos, dónde el calor es conducido desdelasuperficieterrestrealascapasdeairequeestánencontactoconella.Teniendoencuentaelcalorespecíficodelmaterial,comoelmaterialde la pista es diferente al que suele haber alrededor de la pista, la tempe-ratura del aire que está en contacto con la pista es 4ºC ó 5ºC superior a la temperatura del aire que está en contacto con el terreno de alrededor.

Convección. Es un tipo de transmisión de calor que se realiza por el movi-mientodeunfluido.EnMeteorologíaestetipodetransmisionesdecalorse da en los movimientos verticales de las masas de aire.

Advección. Es un tipo de transmisión de calor que se realiza por medio de movimientos horizontales de masas de aire.

Turbulencia. Es un tipo de transmisión de calor que se realiza por medio de corrientes desordenadas y desiguales que dan lugar a remolinos tur-bulentos.

Se observa, que todos los tipos de transmisión de calor tienen en común la presencia de movimiento de las moléculas de aire y que como efecto de dicha transmisión se obtiene el aumento de temperatura del cuerpo.

De ahí que el aumento de temperatura que produce la transferencia de calor en la at-mósfera es un aumento del movimiento de las moléculas del aire y por tanto la tem-peratura de un cuerpo es la medida del movimiento de las moléculas que componen el cuerpo, es decir, es una medida de la energía cinética de las moléculas del cuerpo.Laradiaciónquellegaalasuperficieterrestrenoeslamismaqueseemitealespa-cio en todas las latitudes, además, en algunas latitudes se absorbe más de la que se emite y en otras sucede el efecto contrario. Como consecuencia de esto se van a producir diferencias de temperatura entre unas latitudes y otras.

La transferencia de calor siempre se realiza desde las zonas más calientes a las más frías. Cuanto mayor sea la diferencia de temperatura entre dichas zonas, más rápi-



damente se realiza la transferencia de calor. Como consecuencia de estos gradientes térmicos entre latitudes se desarrollan los torbellinos a gran escala (altas y bajas), que seránlosmecanismosmediantelascualessetransfiereelexcesodeenergíaalaszo-nasdóndehaydefectodelamisma.Otroprocesoporelquesetransfiereenergíaentrelas latitudes es mediante las corrientes oceánicas que van de los trópicos a los polos. Estos mecanismos de transferencia de calor entre las latitudes contribuyen a que se mantenga el equilibrio térmico en el sistema tierra-atmósfera y su temperatura apenas varíe.

2.7. ESTABILIDAD E INESTABILIDAD DE LA ATMÓSFERA

Enlaatmósferasedefinelaestabilidadcomolacapacidadquetieneunamasadeairede resistirse al desplazamiento vertical desde su posición inicial o nivel de equilibrio. Por tanto, la atmósfera será más estable cuanto más difícil sea que se den los movi-mientos verticales en ella y viceversa. Por tanto, la intensidad de los movimientos verticales dependerá de lo inestable que sea la atmósfera.

Así una situación típica de inestabilidad es cuando la masa de aire que se encuentra en bajos niveles es más cálida que los niveles superiores. Esta masa de aire ascenderá generando un movimiento vertical.

Una situación típica de estabilidad sería la contraria, aquella en la que la masa de aire que se encuentra en los niveles de abajo es más fría que la superior.

Estas situaciones de inestabilidad y estabilidad se observan en la atmósfera en las siguientes situaciones:

Aire estable: cielo despejado o con nubes estratiformes. En las capas ba-jas, si hay humedad y, sobre todo en invierno, pueden formarse nieblas. El humo y los contaminantes, al no poder elevarse, reducen la visibilidad.

Aire inestable: nubes a veces muy desarrolladas. Chubascos y turbulencias. Buena visibilidad excepto dentro de nubes y en chubascos.



Módulo 3: Altimetría

33


3. ALTIMETRÍA

3.1. LA ATMÓSFERA ESTÁNDAR

Los altímetros barométricos, utilizados universalmente por las aeronaves para deter-minar su posición vertical, indican la altitud de la aeronave en función de la presión. La determinación de la altitud se realiza a partir de una atmósfera ideal, no real, en la que la distribución de la presión, densidad y temperatura en la atmósfera es indepen-dientedelalatitudyépocadelaño.EstaatmósferaladefinióOACIyfuedenominadaatmósfera ISA (International Standard Atmosphere).

La atmósfera estándar tiene las siguientes características:

Está formada por aire seco considerado como un gas perfecto que obe-dece a la ley de los gases perfectos y con una masa molecular media de 0,02896442 kg/mol.

A nivel del mar tiene una temperatura de 15ºC (288,15ºK), una presión de 1013,25hPa (760 mm Hg) y una densidad de 1,2250kg/m3.

El gradiente térmico en la troposfera, es decir la variación de la tempe-ratura con la altura, es de 2º C por cada 1.000 pies de elevación (6,5ºC cada 1.000 metros) desde el suelo hasta los 11.000 metros, altitud de la tropopausa. La temperatura en la estratosfera permanece constante a – 56,5ºC (temperatura de la tropopausa).

La temperatura absoluta del punto de fusión del hielo en la atmósfera tipo es de 273,15º K

FORMACIÓN ESPECÍFICA: FMP AVANZADO; V. 01FORMACIÓN ESPECÍFICA: CONCEPTOS BÁSICOS DE METEOROLOGÍA


46

Figura 1.Distribución de temperatura según atmósfera ISA

Portanto,enlaatmósferaestándarquedafijadoparacadavalordepresiónunva-lor de altitud junto con su temperatura. Estos valores son:

Tabla 1. Condiciones de atmósfera ISA a diferente altitud



La atmósfera estándar es utilizada sólo para aplicaciones aeronáuticas. En la práctica lasconstantesfluctuacionesdelapresiónylatemperaturaenlaatmósferaasícomola diferencia de estas variables según la latitud hacen que la atmósfera real pueda diferirsignificativamentedelaatmósferaISA.

3.2. ALTÍMETRÍA

La altimetría se ocupa de determinar la altitud de vuelo de la aeronave a partir del valor de presión medido.

Laalturaesladistanciaverticalentreunpuntoenelsenodelaireyunasuperficiehorizontaldereferenciaquegeneralmenteeselsueloosuperficieterrestre.

La altitud es la distancia vertical entre un punto en el seno del aire y el nivel medio del mar (MSL).

Otro concepto que debe tenerse en cuenta y que es importante para la aviación es la elevación que es la distancia vertical entre un punto del terreno y el nivel medio del mar.

Figura 2. Altura, Altitud y Elevación



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Los altímetros son los instrumentos que permiten determinar la posición vertical de la aeronave. Su funcionamiento está basado en las reglas de altimetría y lo que ha-cen es medir la presión atmosférica y convertirla en la altitud a la que se encuentra elaviónsegúnlaatmósferaISAdefinidaanteriormente.Losaltímetrossonbaróme-tros aneroides graduados para leer altitudes.

En la atmósfera real se dan lugar variaciones de presión y temperatura, por lo que la presión a nivel del mar en general no es 1013.25 hPa. Por tanto, las altitudes in-dicadas por el altímetro obtenidas teniendo en cuenta las condiciones de la atmós-fera ISA, presentarían diferencias con respecto las altitudes reales.

Para obtener valores ajustados a las condiciones reales de presión resulta necesario ajustar o calar el altímetro a la presión real existente a nivel del mar o en un punto delasuperficiedealtitudconocida.

La presión en la referencia escogida para el calado del altímetro será aquella en la que el altímetro marque cero metros y a partir de esta referencia el altímetro realiza las conversiones de presión a altitud. Las presiones de referencia más utilizadas son el QNH, el QFE y el QNE o estándar como se ve a continuación.

QNH: Es la presión atmosférica del aeródromo reducido a nivel del mar en condiciones ISA y la indicación del altímetro de la aeronave será la al-titud con relación al nivel medio del mar. Por tanto cuando una aeronave se encuentre en tierra con este calado, el altímetro indicará la altitud del

Figura 3. Altímetro



aeródromo en el que se encuentre.

QFE: Es la presión atmosférica del aeródromo medida por el barómetro de laoficinameteorológicadelaeródromoylaindicacióndelaltímetroserála altura. Por tanto cuando una aeronave se encuentre en tierra con este calado, el altímetro indicará cero.

QNE: Es la presión estándar a nivel del mar. La ventanilla del altímetro se ajustará a la referencia de 1.013,25mb y la indicación del altímetro será ladistanciaalasuperficiedepresióndereferencia1.013,25mb.Losre-glamentos aéreos establecen que todos los aviones vuelen en ruta con la misma presión de referencia (QNE). De esta manera los aviones vuelan a determinados niveles de vuelo.

LosvaloresparareglarunaltímetroaQNHoQFEnosonfijos,yaquevaríanconelpaso del tiempo y con el lugar de medición, así que es necesario ir actualizando estos valores obteniéndolos de la estación meteorológica más cercana.

En el caso de que el aeropuerto esté al nivel del mar el QNH coincidirá con el QFE, si el aeropuerto está por debajo del nivel del mar QNH será menor que QFE y si está por encima del nivel del mar QNH será mayor que QFE.

3.3. NIVELES DE VUELO

Losnivelesdevuelo sonsuperficiesdepresiónatmosférica constantequeseen-cuentranaunadistanciadeterminadadelasuperficiedepresión1013,25hPa.Estosniveles de vuelo son niveles de crucero que siempre quedan por encima de la altitud detransiciónquemásadelantesedefine.Losnivelesdevueloseexpresanencen-tenares de pies y la separación o distancia entre ellos la establece el Reglamento de Circulación Aérea.

En niveles altos, la posición vertical de la aeronave estará determinada por el nivel de vuelo y por tanto el altímetro debe calarse según la referencia del QNE, es decir, en referencia a 1013,25hPa.



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3.4. ALTITUD, NIVEL Y CAPA DE TRANSICIÓN

La magnitud de referencia a la que debe calarse el altímetro cambia durante la tra-yectoria. La referencia escogida para el reglaje del altímetro dependerá del punto en el que se encuentre la aeronave.

Hay dos puntos en los que se debe cambiar la referencia escogida para el reglaje del altímetro:

Altitud de transición. Es la altitud por debajo de la cual se controla la posi-ción vertical de la aeronave en referencia a altitudes. El altímetro en esta altitud o por debajo de la misma debe estar calado en referencia al QNH. Por encima de esta altitud deberá estar calado en referencia al QNE. La aeronave tiene en cuenta la altitud de transición en el despegue. Es un valorqueseencuentrafijadoparacadaaeropuerto.

La utilización del reglaje estándar (QNE) es obligatoria a partir de la altitud de tran-sición ajustando el altímetro con respecto a las indicaciones del Centro de Control correspondiente

Nivel de transición. Es el nivel de vuelo más bajo disponible por encima del nivel de transición. El altímetro en esta altitud o por debajo de la misma debe estar calado en referencia al QNH. Por encima de esta altitud deberá estar calado en referencia al QNE. La aeronave tiene en cuenta el nivel de transición en el aterrizaje. Su valor depende de las condiciones meteoro-lógicas, pero por lo general debe estar a 1000 ft como mínimo por encima de la altitud de transición.

El nivel de transición será determinado por control de aproximación o torre de aeró-dromo.



Figura 4. Altitud de transición, Nivel de transición y cambios de reglaje

Por último, la capa de transición es la capa situada entre el nivel de transición y la altitud de transición. Su espesor es variable y siempre mayor o igual a 1000 ft.


Módulo 4: Fenómenos meteorológicos

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4.1. NUBES

Las nubes están formadas por un conjunto de partículas minúsculas de agua líquida y/o de hielo que se encuentra en suspensión en la atmósfera.

4.1.1. FORMACIÓN DE LAS NUBES

Para que tenga lugar la formación de las nubes es necesario que:

El volumen de aire contenga una alta cantidad de vapor de agua, o lo que es lo mismo, un volumen de aire con alta humedad relativa.

Se active un mecanismo por el que el volumen de aire llegue a la satura-ción.

Existan núcleos de condensación sobre los que el vapor de agua puede condensarse en gotas de agua o sublimarse en cristales de hielo.

En el capítulo 2 se exponían los dos tipos de mecanismos por los que un volumen de aire llega a saturarse: inyección de vapor de agua o enfriamiento.

El enfriamiento es el mecanismo más común en los procesos que se desarrollan en la atmósfera. Este enfriamiento de la masa de aire puede darse en la atmósfera cuando:

Lamasadeaireestéencontactoconunasuperficiemuyfría(casosdeadvección y radiación)


Módulo 4: Procesos atmosféricos


En una expansión adiabática, denominada así porque el enfriamiento se produce sin que haya apenas intercambio de calor entre la masa de aire y el aire circundante. Este enfriamiento sucede en casos como:

Expansión en una columna de aire ascendente (enfriamiento con-vectivo)

Ascenso forzado del aire en una ladera. Convergenciadelaireensuperficieoriginandounascensodelmis-

mo (enfriamiento frontal) Turbulencia del aire en las capas bajas que transporte calor y hu-

medad a niveles distantes del suelo

Las situaciones de enfriamiento más frecuentes en la atmósfera son las expansiones adiabáticas.

Una vez que la masa de aire esté saturada, se produce la condensación sobre los nú-cleos de condensación que son partículas sólidas higroscópicas contenidas en el aire. Éstos suelen ser núcleoshigroscópicosquepresentangranafinidadconelaguayfavorecen el cambio de estado del agua. Sin estos núcleos de condensación no sería posible la condensación en la masa de aire a no ser que se produjese la sobresatu-ración (valores de humedad relativa mayores al 100%).

4.1.2. CLASIFICACIÓN DE LAS NUBES

Lasnubespuedenclasificarsedediferentesmanerasenfuncióndelcriterioestable-cido.

La mayor parte de las nubes se encuentran en un rango de latitudes que varía entre el nivel del mar hasta e nivel de la tropopausa (0 Km - 13 K m en latitudes medias).Por convención esta parte de la atmósfera en la que se encuentran las nubes ha sido dividida en tres pisos: alto, medio y bajo.



Pisos Región polar Región templada Región tropical

Alto 3-8 km 5- 13 km 6- 18 km 10000 km 25000 ft 16500- 45000 ft 20000- 60000 ft

Medio 2-4 km 2- 7 km 2- 8 km 6500 km 13000 ft 6500 23000 ft 6500 25000 ft

Bajo 0-2 km 0- 2 km 0- 2 km 0- 6500 ft 0- 6500 ft 0- 6500 ft

Tabla 1. Pisos de las nubes

Lasnubesseclasificanenfuncióndelpisoenelqueseencuentreencuatrotiposdefamilias: bajas, medias, altas y de desarrollo vertical.

Las nubes altas están formadas por cristales de hielo, la mayor parte de las nubes medias por gotas de aguas, muchas de las cuales están en superenfriadas o en subfusión, y a veces también por cristales de hielo, y las nubes bajas solamente por gotas de agua líquida. Las nubes de desarrollo vertical alcanzan los tres pisos por lo que presentará una combinación de partículas características de las nubes altas, medias y bajas.

En el Volumen I del Atlas Internacional de Nubes, publicado por la Organización Me-teorológicaMundial(OMM-Nº407,1993),lasnubesseclasificanen10génerosenfunción de su forma y características.

Familias Géneros Símbolos Base Media (m) Tope medio (m)

Nubes altasCirrus

Cirrostratus Cirrocúmulus

CICSCC

6.000 12.000

Nubes medias Altostratus

AltocúmulosNimbostratus

ASACNS

2.500 6.000

Nubes bajasStratus

StratocúmulosSTSC

150 - 600 600 - 1.500

750 2.400

Nubes de desarrollo vertical

CúmulosCúmulonimbus

CUCB

300 - 2.400 600 - 2.400

6.000 12.000

(1) La base de los Ns puede llegar hasta la superficie terrestre y considerarse nube baja.

(2) La extensión vertical de los Cu y Cb es tan grande que puede alcanzar el piso medio y alto.

Tabla 2. Familias y géneros de las nubes



Laclasificacióndelasnubesenfuncióndelafamiliayelgéneroeslasiguiente:Cada uno de estos géneros se puede subdividir en especies, en función de las pecu-liaridades y la estructura interna de la nube, y variedades, según las disposiciones de los elementos macroscópicos y el mayor o menor grado de transparencia.

NUBES ALTAS

Cirrus(Ci):secomponendelargos,finosyetéreosfilamentosblancosydelicados formados por cristales de hielo. A esas altitudes los vientos son muyfuertesyalarganlosfilamentos.Loscirrussonnormalmenteblancose indican la aproximación de una perturbación.

Figura 1. Tipos de nubes

Figura 2. Cirrus



Cirrostratus (Cs): Velo nuboso transparente o blanquecino que cubre total o parcialmente el cielo. El sol o la luna pueden brillar atravesándolas pro-duciendohalos.Estoshalosseformanporlarefracciónyreflexióndelaluz en los cristales de hielo que componen la nube.

Cirrocúmulus (Cc): Banco, manto o capa delgada de nubes generalmente blancos sin sombras compuestas por elementos muy pequeños en forma de granos, ondulaciones, etc… unidos o separados y distribuidos con ma-yor o menor regularidad.

Figura 3. Cirrustratos

Figura 4. Cirrocúmulus



NUBES MEDIAS

Altostratus (As): Manto o capa nubosa que habitualmente cubre el cielo completamente y tiene un color gris o azul grisáceo. Se puede observar el sol o la luna a través de ellas.

Altocúmulus (Ac): Banco, manto o capa que son entre grises y blancas con unas partes de la nube más oscuras que otras. Normalmente se for-man en grupos. Si se ven en una mañana húmeda y templada, indican que por la tarde pueden aparecer tormentas.

Figura 5. Altostratus

Figura 5. Altocúmulus



Stratocumulus (Sc): Banco, manto o capa, grumosas y grises o blanque-cinas, a veces presentan ambos colores. Suelen formar hileras con trozos de cielo azul visible entre ellas.

NUBES DE DESARROLLO VERTICAL

Estas nubes se desarrollan cuando la atmósfera es inestable y en su interior se desa-rrollan intensos movimientos verticales.

Cúmulus (Cu): Nubes aisladas densas y blancas. Parecen enormes bolas dealgodónflotandoconbordesbiendefinidos,labaseplanayrelativa-menteoscuraylaszonasmásaltasconformadecoliflor.

Figura 8. Stratocúmulus

Figura 9. Cúmulus



Nimbostratus (Ns): Capa nubosa gris con la base rasgada. Frecuentemen-teaparecennubesdebajodeella.Elespesordeestacapaessuficientepara ocultar completamente el sol. Pueden llegar a extenderse hasta la superficieterrestreyportantoconsiderarsenubesbajas.Elprefijo“nim-bo”significalluvia.

NUBES BAJAS

Stratus (St): Capa nubosa generalmente gris que suelen cubrir todo el cielo. Los stratus normalmente parecen niebla que no llega al suelo.

Figura 6. Nimbostratus

Figura 7. Stratus



Stratocumulus (Sc): Banco, manto o capa, grumosas y grises o blanque-cinas, a veces presentan ambos colores. Suelen formar hileras con trozos de cielo azul visible entre ellas.

NUBES DE DESARROLLO VERTICAL

Estas nubes se desarrollan cuando la atmósfera es inestable y en su interior se desa-rrollan intensos movimientos verticales.

Cúmulus (Cu): Nubes aisladas densas y blancas. Parecen enormes bolas dealgodónflotandoconbordesbiendefinidos,labaseplanayrelativa-menteoscuraylaszonasmásaltasconformadecoliflor.

Figura 8. Stratocúmulus

Figura 9. Cúmulus



Cumulonimbus (Cb): Nube densa y potente, con una dimensión vertical considerable,enformademontañaoenormestorres.Elsufijo«nimbus»significalluviaydanlugaraprecipitacionesenformadetormentaochu-bascos. Un cumulonimbus puede crecer hasta alturas que lleguen a la tropopausa. A esta altura, los fuertes vientos barren su límite superior, formando su clásico aspecto de yunque. La base es oscura y pueden apa-recer nubes desgarradas.

4.1.3. NUBOSIDAD Y TECHO DE NUBES

Una descripción completa de la nubosidad incluye la altura, cantidad de cielo cubierto y los tipos de nubes presentes en cada una de las diferentes capas de nubes que se observen.

Para estimar la nubosidad el cielo se divide en ocho partes y se cuenta el número de partes que cada capa de nubes cubre, desde la más baja a la más alta. Cada una de estas ocho partes se llama octa. Las abreviaturas OACI utilizadas en los mensajes aeronáuticos para proporcionar el nivel de nubosidad son las siguientes:

OVC: cielo cubierto BKN: nuboso (de 5 a 7 octas de cielo cubierto) SCT: nubosidad dispersa (de 3 a 4 octas de cielo cubierto FEW: algunas nubes (de 1 a 2 octas de cielo cubierto) SKC: cielo despejado

Figura 10. Cúmulonimbus



Figura 11. OCTAS

Se denomina techo de nubes a la altura sobre el suelo (tierra o agua) a la que se en-cuentra la base de la capa de nubes más baja, siempre que ésta cubra más de la mi-tad del cielo (BKN/OVC) y se halle a una altura inferior a 20.000 pies (6.000 metros).Se denomina nube de importancia para las operaciones a la nube en la que la altura de la base es inferior a 1.500m (5.000ft) o inferior a la altitud mínima de sector más alta, el valor que sea más elevado de esas dos.

4.2. NIEBLA

Sedefinelanieblacomounanubeencontactoconelsuelooamuypocaalturayque restringe la visibilidad a valores inferiores a 1.000 metros. Si la reducción de la visibilidad se da entre 1.000m y 5.000m con una humedad relativa superior al 95% esta nube se llama neblina.

La extensión vertical de las nieblas es variable, puede ir de unos metros a unos cien-tos de metros. En el caso de que la extensión vertical no supere los 2 m de altura, se dice que la niebla existente es niebla baja.

Cuando las nieblas son delgadas, es corriente que los aviones que sobrevuelan el aeródromo vean la pista, pero al iniciar la aproximación, la pierden o al menos per-ciben una disminución muy sensible de la visibilidad. Cuando la niebla es baja, las marcaciones y luces de la pista pueden quedar ocultas.

1 OCTA

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1 OCTA1 OCTA 1 OCTA

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1 OCTA



La formación de la niebla es consecuencia de la condensación del vapor de agua que como ya se ha descrito anteriormente puede producirse por efecto del enfriamiento o por la adición de vapor de agua.

4.3. PRECIPITACIÓN

Se denomina precipitación al conjunto de partículas líquidas o sólidas que proceden-tes de las nubes alcanzan el suelo.

Para que se produzca precipitación es necesario que las gotas de agua o cristales de hielo adquieran un tamaño adecuado para que caigan libremente por efecto de la gravedad.

Según sea la altura a la que ha comenzado y la distribución de temperaturas del aire por donde pasa en su descenso, la precipitación será de agua, nieve, aguanieve, llu-via helada (gotas que se congelan en el momento del contacto), granizo o pedrisco. Las precipitaciones más intensas proceden de nubes de desarrollo vertical: cumulo-nimbos (Cb) y ocasionalmente cúmulus (Cu), cuando el desarrollo vertical es de gran extensión. Un ejemplo de estos cúmulos son los cúmulus congestus que a menudo

Figura 12. Niebla



tienen una extensión vertical grande convirtiéndose a veces en cumulonimbus. Los cumulonimbus se asocian a fuertes lluvias, nieve, relámpagos y truenos.

Las precipitaciones de carácter continuado y menos intenso las producen nubes es-tratiformes, sobre todo Altostratus (As) y Nimbostratos (Ns). El Altostratus puede dar lugar a lluvia y es muy similar al Nimbostratos. En caso de que no se puedan diferenciar,comosucedeporlanoche,seclasificarácomoNimbostratossilalluviallega hasta el suelo.

Cuando la precipitación se inicia y cesa bruscamente, es relativamente intensa y de no mucha duración, se llama chubasco. En caso de que un chubasco venga acompa-ñado de relámpagos y truenos se le denomina tormenta.

Los chubascos pueden ser de agua, de nieve o de agua y nieve mezcladas. Las gotas son relativamente grandes comparadas con las observadas en otro tipo de precipita-ción, y proceden de nubes convectivas.

Por último, en algunos lugares dónde se producen precipitaciones son en las zonas frontales (precipitaciones frontales) y en aquellos lugares en los que existe una gran acumulaciónnubosa(precipitacionesconvectivasyorográficas).

A veces se producen estelas de precipitación verticales u oblicuas que se evaporan antes de alcanzar el suelo y que reciben el nombre de virgas. Esto es debido a que las gotas pasan por capas de aire con un contenido muy bajo de humedad. Son muy habituales en los altostratus, nimbostratus, en la mayoría de los altocumulus, strato-cumulus y en los cumulonimbus.

Las precipitaciones afectan a las operaciones:

en vuelo reduciendo la visibilidad (según la intensidad de la precipitación acontecida)

generando cizalladura vertical y horizontal debido a las corrientes de aire verticales originadas por la caída de las gotas o la formación de tormentas

por engelamiento, adheriendo hielo en el avión en caso de que las tempe-raturasa sean inferiores a 0ºC

en el aterrizaje, la pista puede resultar resbaladiza



4.4. VIENTO

Elvientoeselflujodeaireenlaatmósfera.Lameteorologíaseocupaprincipalmen-tedelacomponentehorizontaldelvientoalsersignificativamentemásrelevante.El viento es un vector que consta de magnitud llamada intensidad y dirección. El viento se expresa por su velocidad.

La intensidad se expresa en millas/hora (nudos), en metros/segundo o en kilóme-tros/hora.

La dirección se expresa en grados sexagesimales e indica la dirección de dónde procedeelviento.Paraellosetomacomo0ºelnorteverdadero(nortegeográfico)y se mide en el sentido de giro de las agujas del reloj el ángulo formado entre la direccióndedóndeprocedeelvientoyelnortegeográfico.

El movimiento del aire es originado principalmente por la fuerza que resulta de la diferencia o gradiente de presión que existe entre dos masas de aire. Esta fuerza es proporcional al gradiente de presión Sin embargo, el movimiento del aire también resultainfluenciadoporotrasfuerzascomosonlasdelarotacióndelatierra(fuerzadeCoriolis),fuerzacentrífugayelrozamientoconlasuperficieterrestre(fuerzaderozamiento).

El viento es uno de los componentes atmosféricos de mayor trascendencia puesto que gracias a éste se transporta el vapor de agua y calor de un lugar a otro.Sedenominacapalímitealacapaatmosféricacomprendidaentrelasuperficieylos 1.000 metros de altura. En esta zona la fuerza de rozamiento se opone al movi-miento del aire.

El rozamiento disminuye la velocidad del viento, siendo mínimo sobre el mar y máximo en zonas con grandes asperezas de terreno. Además también produce una desviación del viento en la dirección de su movimiento.

Este efecto del rozamiento desaparece conforme se asciende en altura, por lo que la dirección tiende a variar poco y la velocidad aumenta gradualmente. Las únicas fuerzas que se ejercen en altura son las debidas a los gradientes de presión y al efecto de Coriolis.



Uno de los fenómenos meteorológicos más críticos en las maniobras de aterrizaje y despegue en pista es el viento. Los aviones deben realizar las operaciones de aterri-zaje y despegue en contra del viento. Sin embargo, es posible realizar estas opera-ciones con ligero viento en cola. El valor máximo admisible de componente de viento en cola depende del tipo de avión y de la longitud de la pista.

La componente transversal del viento a la pista limita la posibilidad de realizar el ate-rrizaje o despegue con seguridad. El límite máximo de componente transversal que toleran las aeronaves varía entre 15 y 35 KT, depende del tipo de aeronave y de las condiciones de la pista.

4.4.1. VIENTOS LOCALES: BRISAS

Son vientos a escala local que soplan de día del mar hacia tierra (brisa de mar) y durante la noche al revés (brisa de tierra).

La causa principal de este movimiento de aire es el diferente calentamiento de la superficiedelmarydelatierracausadoporlaradiaciónsolar.Estadiferenciaenelcalentamientoesdebidoaladiferenciadecaloresespecíficosdelatierraydelmar.

Figura 18. Aeronaves en pista



Durante el día la tierra se calienta más que el mar, por tanto la columna de aire que está encima de la tierra se dilata y tiende a elevarse. Por tanto, la presión en tierra será mayor que la presión a la misma altura en el mar. Al haber una diferencia de presión se produce un desplazamiento de aire en altura de la tierra al mar y esto hace que la presión ejercida a nivel del mar por la columna de aire situada encima del mar sea mayor que la presión ejercida al nivel del mar por la columna de aire situada encima de la tierra. Esta diferencia de presión produce un desplazamiento de aire del mar a la tierra que es lo que se llama brisa de mar.

Durante la noche sucede lo contrario, la tierra se enfriará más rápidamente que el mar produciéndose un área de alta presión al nivel del mar sobre la tierra y otra de baja presión al mismo nivel sobre el mar. Esta diferencia de presión produce un des-plazamiento de aire de la Tierra al mar que es lo que se denomina brisa de tierra.

4.4.2. VIENTOS LOCALES: EFECTO FOEHN

Es el viento que se produce cerca de una cadena montañosa en el lado de sotavento. Se caracteriza por ser un viento cálido que aumenta la temperatura en este lugar.

Para que se produzca esto, una masa de aire caliente y húmedo asciende por la zona montañosa en el lado de barlovento. Este ascenso, y por tanto enfriamiento, es adia-bático.Sielairecontienesuficientecantidaddevapordeaguapuedecondensarseal llegar a una cierta altura, formar nubes de estancamiento y originar precipitación en forma de agua o nieve por lo que perdería su humedad. Posteriormente, descien-de por la ladera opuesta, a sotavento, calentándose por compresión adiabática (sin

Figura 15. Brisa de mar y brisa de tierra



intercambio de calor con la atmósfera circundante) con las capas adyacentes. Al lle-gar al valle, la temperatura de este aire seco es superior a la que tenía inicialmente cuando ascendía la cadena montañosa. Este viento descendente es lo que se conoce como efecto Foëhn.

4.4.3. CORRIENTES CONVECTIVAS

El calentamiento del suelo provoca movimientos verticales o corrientes convectivas. El aire inmediatamente encima del suelo caliente se calienta por conducción, se hace menos denso y asciende. Al ascender, este aire se expande y se enfría por lo que en algún momento volverá a descender.

4.5. CIRCULACIÓN GENERAL ATMÓSFERICA

Sedenominacirculacióngeneralatmosféricaalflujodeairealrededordelglobote-rráqueopormediodelcualseredistribuyeelcalorsobrelasuperficiedelaTierra.La circulación general atmosférica abarca todo el planeta y su conocimiento permite comprender el comportamiento de sistemas meteorológicos a menor escala.

Figura 16. Efecto Foëhn



En capítulos anteriores se ha explicado como existía un desigual balance de radiación en las diferentes latitudes tal que la temperatura alcanzada en el ecuador es mayor que en los polos.

En el modelo más simple de circulación general atmosférica se considera una tierra inmóvilconunasuperficieuniformeenlaquenohayfricciónnicalentamientodife-rencialentrelasuperficieoceánicaylacontinental,yademáslosvientosexistentesse deben exclusivamente a factores térmicos. El exceso de radiación en el ecuador produce un ascenso del aire, y este aire en altura se desplaza desde la latitud más cálida a la más fría, es decir, del ecuador a los polos. Por otro lado, en el Polo des-ciendeelaireysedesplazaporlasuperficiehastaelecuadorparareemplazarelaireascendente. Este movimiento del aire es llamado célula de circulación.

Un modelo más realista considera la rotación de la Tierra. Si se incorpora este factor, el esquema de circulación general atmosférica cambia y da lugar a tres células: célu-la de Hadley (entre el ecuador y 30º de latitud), célula Polar (entre 60º y el polo) y céluladeFerrel(entre30ºy60º).Estosereflejaenlapresiónaniveldelmar,dóndese puede observar un cinturón de bajas presiones hacia los 60º denominado zona

Figura 19. Circulación atmosférica modelo simple



de baja presión subpolar, cinturón de altas presiones en los 30º denominado zona de alta presión subtropical y una zona de baja presión en el ecuador llamada vaguada ecuatorial,

Como consecuencia del gradiente de presión establecido entre las diferentes lati-tudes, se originan unos vientos que llevan el aire de las altas presiones a las bajas presiones. En el recorrido de estos vientos habrá que tener en cuenta la desviación sufrida por efecto de la fuerza de Coriolis. Esta fuerza es una fuerza aparente debida a la rotación de la Tierra. Esta fuerza hace que todas las masas de aire que se des-plazansobrelasuperficiedelaTierratenganunadesviaciónhacialaderechaenelhemisferio norte y una desviación hacia la izquierda en el hemisferio sur.

Los vientos que surgen entre la vaguada ecuatorial (zona de baja presión) y la zona de alta presión subtropical se denominan vientos alisios. Estos vientos soplan del NE en el hemisferio Norte y del SE en el hemisferio Sur convergiendo en el Ecuador en una zona denominada Zona de Convergencia Intertropical. Cuando el campo de vien-to es tal que se produce la compresión de la masa de aire en una zona se denomina convergencia, y cuando el campo de viento es tal que se produce la separación de la masa de aire se denomina divergencia del viento.

Los Vientos del Oeste son los vientos que surgen entre la zona de baja presión subpo-lar y la zona de alta presión subtropical, provienen del Oeste tal y como su nombre

Figura 20. Circulación atmosférica modelo 3 células



indica. Por último, entre los polos y la zona de baja presión subpolar se originan unos vientos que soplan desde el NE hacia el sur en el Hemisferio Norte y desde el SE hacia el norte en el hemisferio sur, siempre ligeramente desviados por efecto de la fuerza de Coriolis.

Enlarealidad,teniendoencuentaquelasuperficienoesuniforme,puestoquehaytierra y mar, la circulación atmosférica sigue el patrón que se muestra a continuación.

Figura 20. Circulación atmosférica debido a efecto de Coriolis

Figura 21. Circulación atmosférica real



4.5.1. CORRIENTE EN CHORRO

LaOMMdefinecorrienteenchorro(jetstream)comounafuerteyestrechacorrienteconcentrada a lo largo de un eje casi horizontal en la alta troposfera o en la estratos-fera, caracterizada por una fuerte cizalladura horizontal y vertical del viento, presen-tando uno o dos máximos en velocidad.

Estas corrientes son de gran intensidad y sus valores oscilan entre los 105 y 300 nudos.

Tienen una longitud de miles de kilómetros, una anchura de cientos de kilómetros (100 – 200 Km) y con un espesor vertical de varios kilómetros (4 - 9 Km).

La corriente en chorro no es continua, presenta ondulaciones tanto en el plano verti-cal como en el horizontal y generalmente circula de Oeste a Este.

Desdeelpuntodevistaaeronáutico,el“corrienteenchorro”(jetstream)másim-portanteesel“chorropolar”(jetpolar)queestáasociadoalfrentepolarensuperfi-cie, sopla de oeste a este a una altura entre 29.000 y 40.000 pies de altura. Se sitúa entre los 40º y 65º de latitud, desplazándose en verano hacia el norte, y en invierno hacia el sur.

4.6. MASAS DE AIRE Se llama masa de aire a un cierto volumen de aire de grandes dimensiones (miles de kilómetros) que posee unas propiedades físicas (presión, temperatura, humedad,

Figura 17. Jet Stream



etc.)homogéneashorizontalmente.Lasprincipalescaracterísticasqueidentificanauna masa de aire son la temperatura y la humedad.

Las características de la masa de aire han sido adquiridas paulatinamente por per-manecerinicialmenteduranteunciertoperiododetiemposobreunagransuperficie,terrestre omarítima, denominada regiónmanantial o fuente.Así, si la superficiesobrelaqueseencuentraesfría,lamasadeairetenderáaenfriarse,silasuperficiesobre la que se encuentra es marítima tenderá a adquirir humedad. Estas regiones generalmente coinciden con anticiclones estacionarios, dónde el aire permanece casi inmóvil al menos durante una semana, aunque el periodo de tiempo que tarda una masa de aire en adquirir estas características físicas dependerá del nivel de contraste conlasuperficiedecontacto.

Lasprincipalescaracterísticasqueidentificanaunamasadeairesonlatemperaturay la humedad que son las características adquiridas de la región manantial. En base aestascaracterísticasseestablecesuclasificaciónydesignación:

Segúnlatemperatura,influenciadaporlalatitudendóndesegeneralamasa de aire: ártico, polar, tropical y ecuatorial.

Según la humedad: seca si la región fuente es continental y húmeda si la región manantial es marítima.

Portanto,lacombinacióndeestasdoscaracterísticasdarálugaralaclasificacióndelas masas de aire según su origen en 8 posibles tipos de masas de aire.

Las características de la masa de aire adquiridas de su fuente matinal varían en el tiempoconformesedesplazasobrediferentessuperficies.Loscambiosdelascarac-terísticas dependen de las características iniciales de la masa de aire, la velocidad de desplazamientoylanaturalezadelasuperficiesobrelaquesedesplace.Estepasopordiferentessuperficiesdarálugaraunasubdivisióndelasmasasdeairesegúnsurecorrido, establecida en función de la diferencia de temperatura entre la masa de aire y la temperatura de la naturaleza.

La variación de la temperatura de la masa de aire en el recorrido tiene una repercu-sión inmediata en el gradiente vertical de la temperatura y por tanto en la estabilidad de la masa de aire.



4.7. FRENTES

Cuando dos masas de aire de distinta procedencia se encuentran y no se mezclan, aparece una zona de separación que marca una discontinuidad en las variables me-teorológicas llamada zona frontal.

Esta zona de discontinuidad se puede extender desde el suelo hasta la tropopausa, y generalmente no es vertical y la discontinuidad se puede encontrar en las variables de temperatura, viento, presión y humedad, aunque la más fácilmente reconocible es la de la temperatura. Estos cambios serán graduales o bruscos según que lo difuso o definidoquesealazonafrontal.

Lainterseccióndelasuperficiefrontalconunasuperficiehorizontalsellamafrente.Losfrentesseclasificanenfuncióndelamasadeairequeempuja.

Frente frío: cuando una masa de aire frío desplaza a una caliente, ocu-pando su lugar avanzando como una cuña y obligando al aire caliente a ascender. Si en el aire que asciende se produce la condensación del vapor de agua, aparecen nubes de desarrollo vertical y precipitaciones.

Frente cálido: cuando una masa de aire caliente es la que desplaza a la fría. En este caso el aire caliente asciende por encima del frío lo que puede provocar un enfriamiento y la posterior condensación con la consiguiente formación de nubosidad y precipitaciones. Al igual que en los frentes fríos las características del tiempo dependerán del grado de humedad y estabi-lidad de la masa de aire.

Figura 22. Frente frío



Figura 23. Frente cálido

Frente estacionario: cuando se encuentran las dos masas pero no hay desplazamiento y por tanto ninguna de las características de las masas de aire prevalece sobre la otra. En estos frentes, el viento tiende a soplar paralelo al frente y en sentidos opuestos. Pueden provocar periodos de precipitaciones prolongados si las masas de aire que intervienen son muy húmedas.

Frente ocluido. cuando un frente frío, que por regla general se mueve más rápido que uno caliente, alcanza el frente cálido y eleva el sector cálido en altura.Entalcaso,elfrenteresultanteensuperficieesunacombinaciónde los dos frentes anteriores.

Se conoce con el nombre de oclusión al proceso que tiene lugar cuando un frente frío alcanza a un frente cálido y la lengua de aire caliente pierde contacto con el suelo. La oclusión puede ser de dos tipos, oclusión de tipo frío y oclusión de tipo caliente, en función de si el aire que se encuentra detrás de la oclusión es más frío o caliente que el aire que está situado delante de la oclusión.



Figura 24. Oclusión de tipo frío en un frente

Figura 25. Oclusión de tipo cálido en un frente

4.8. ANTICICLONES Y DEPRESIONES

Debido a la circulación general atmosférica se desarrollan zonas de alta y baja pre-siónengrandesextensionesdelasuperficieterrestrequeenlaescalasinópticasedenominan anticiclones y depresiones correspondientemente.

El anticiclón es un área de altas presiones dónde la presión aumenta hacia el centro pudiendo alcanzar hasta 1050 hPa. Su extensión horizontal supera los 1500 Km2 y los vientos circulan en sentido horario en el hemisferio norte y en sentido antihorario enelhemisferiosur,siendoflojosenelcentroymásfuertesenelexterior.



Los anticiclones pueden ser fríos o cálidos. Los anticiclones fríos, de naturaleza tér-mica, deben su formación a las bajas temperaturas y alta densidad que da lugar a áreas de alta presión. Los anticiclones cálidos, de naturaleza dinámica, se forman por convergencia de aire en altura se produce subsidencia y descenso del aire originando altaspresionesdandolugaraladivergenciadelaireensuperficie.

El tiempo asociado a los anticiclones generalmente es bueno y estable con vientos flojosensuperficieycielodespejado.Lascondicionesdeestabilidaddelaatmósferaasociadas a los anticiclones facilitan la formación de nieblas en invierno y calimas en verano, por lo que es probable que en los aeródromos se den condiciones de baja visibilidad. En anticiclones fríos se forma nubosidad alta y media que puede dar lugar a precipitaciones débiles.

Las depresiones, también llamadas borrascas, son áreas de baja presión dónde la presión disminuye hacia el centro. Su extensión horizontal es muy variable. Los vien-tos circulan en sentido antihorario en el hemisferio norte y en sentido horario en el hemisferio sur, siendo fuertes en el centro y más débiles en el exterior.

Lasborrascasseclasificanendepresionesfrontalesydepresionesnofrontales.

Las depresiones frontales son aquellas depresiones que se originan ante la presencia de dos masas de aire diferente. Generalmente, estas depresiones se forman en las ondulaciones del frente polar. Es necesario que la amplitud de la ondulación sea ele-vada y que exista un cambio brusco en la intensidad del viento que reina en ambas masas de aire. Esta depresión se desplaza de Oeste a Este, barre una amplia zona de la tierra y delante de ellas la presión tiende a disminuir al contrario que en la parte de atrás dónde aumentan.

El tiempo asociado a este tipo de depresiones es una combinación del tiempo aso-ciado a los frentes existentes.

Las depresiones no frontales son aquellas depresiones o depresiones que se ori-ginan en el seno de una masa de aire homogénea. Estas depresiones se forman a sotaventodeunacadenamontañosa,depresiónorográfica,oenlascapasbajasdelaatmósferadebidoalcalentamientodeairejuntoalasuperficie,depresióntérmica.Lasdepresionesorográficasseformancuandoelvientosoplaperpendicularmente



abarlovento,notodalamasadeairesuperalacima,yéstafluyeporsusestriba-ciones originando una pérdida de masa de aire a sotavento que es lo que origina la depresión.

En las depresiones térmicas el aire asciende y si hay divergencia en altura se profun-dizaladepresiónensuperficie.

El tipo de tiempo que acompaña a las depresiones no frontales depende de la hume-dad y estabilidad del aire. Si el aire es seco, el tiempo es bueno sin nubes ni precipi-tación. Si el aire es húmedo puede dar lugar a la presencia de cúmulos, y si además es inestable se originan cumulonimbos con tormentas y fuertes precipitaciones.Los ciclones tropicales y las DANAS (depresión aislada a niveles altos) o gotas frías son otro tipo de depresiones.



Módulo 5: Fenónemos meteorológicos peligrosos para el vuelo

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FENÓMENOS METEOROLÓGICOS PELIGROSO PARA EL VUELO

5.1. VISIBILIDAD

La visibilidad es un parámetro de importancia esencial en las operaciones de vuelo. Aunque las nuevas tecnologías permiten operar con visibilidades bajas, es muy im-portante proporcionar un valor de la visibilidad lo más ajustada posible.

5.1.1. DEFINICIÓN Y TIPOS

Según Anexo 3 OACI, en sentido aeronáutico se entiende por visibilidad el valor más elevado entre los siguientes:

la distancia máxima a la que pueda verse y reconocerse un objeto de color negro de dimensiones convenientes, situado cerca del suelo, al ser observado ante un fondo brillante. Este valor está representado por el alcance óptico meteorológico (meteorological optical range). General-



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mente, la visibilidad se determina de esta manera durante el día.

ladistanciamáximaa laquepuedanversee identificarse las lucesdeaproximadamente 1 000 candelas ante un fondo no iluminado. Esta dis-tancia puede variar con la iluminación del fondo. Generalmente, la visibi-lidad se determina de esta manera durante la noche.

Hay diferentes tipos de visibilidad.

Ladefiniciónanteriormenteexpuestacorrespondealadenominadavisibilidadhori-zontal.

La visibilidad vertical es la visibilidad máxima a la cual se puede ver un globo que asciende. Aeronáuticamente es la distancia vertical a partir de la cual el piloto tiene visión de la pista.

La visibilidad oblicua es la distancia desde la cual un piloto, mirando a lo largo de la senda de planeo, puede ver la pista. Cuando un piloto realiza una aproximación es la distancia desde la cual ve las ayudas para el aterrizaje del umbral de la pista.

Hay que tener en cuenta que la visibilidad que percibe el piloto desde el aire no es la misma que la medida en el suelo, ya que pueden darse fenómenos meteorológicos localescomolanieblaqueafectanalavisibilidadensuperficie.Puedeocurrirquealiniciar una maniobra de aproximación el piloto tenga buena visibilidad y que después pase a una situación de mala visibilidad por encontrarse con una densa niebla en la pista.

Figura 2. Visibilidad oblicua



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La visibilidad se mide en kilómetros o en metros según las circunstancias. Su estima puede variar según las condiciones en las que se realiza y según la dirección. Los factoresqueinfluyensonhumedadrelativa,laposicióndelsolyladirecciónenlaque sopla el viento.

Otrosfactoresquetambiéninfluyenenlaestimadelavisibilidadsoneltamañoycolordelobjeto,lailuminación(artificial,delsolodelaluna),laagudezavisualdelobservador y la posición desde la que se estima la visibilidad.

En los informes meteorológicos aeronáuticos (METAR, SPECI, TAF) se cifra la deno-minada visibilidad reinante, que es el valor máximo de la visibilidad, observado de conformidadconladefinicióndevisibilidadensentidoaeronáutico,alquesellegadentro de un círculo que cubre por lo menos la mitad del horizonte o por lo menos lamitaddelasuperficiedelaeródromodeformacontinuaodiscontinua.Cuandolavisibilidadfluctúerápidamenteynopuedadeterminarselapredominanteseusarálavisibilidad mínima.

Figura 3. Luces que señalan el eje de la pista



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Figura 4. Baja visibilidad por niebla

Cuando la visibilidad es inferior a 1500m, se debe cifrar el alcance visual en pista (Runway Visual Range, RVR) en los informes meteorológicos. Este parámetro es la distancia hasta la cual el piloto de una aeronave que se encuentra a 5 m de altura sobreelejedeunapistapuedeverlasseñalesdesuperficiedelapistaolaslucesque la delimitan o que señalan su eje. En la práctica, este parámetro generalmente se obtiene de transmisómetros que se colocan a una altura de 2,5m sobre el suelo.Los equipos de meteorología que se tienen deben estar convenientemente calibrados para proporcionar unas medidas correctas.

5.1.2. FENÓMENOS QUE REDUCEN LA VISIBILIDAD

Lavisibilidadensuperficieseveafectadapordiversosfenómenosmeteorológicos.Algunos de ellos son:

Nieblas o neblinas Ventiscas Calimas (partículas de polvo en suspensión) o brumas (partículas de sal



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en suspensión) Contaminación del aire y/o humo Smog Torbellinos de polvo o arena Nubes Precipitaciones (lluvia, llovizna, nieve y/o granizo)

En el caso de que en el aeródromo se de reducción de visibilidad por niebla o por partículas de contaminación o de humo, la estabilidad de la atmósfera es un factor muy importante a tener en cuenta para valorar el tiempo que puede prolongarse dicha reducción de visibilidad. La inestabilidad favorece la aparición de chubascos o corrientes de aire verticales que arrastran polvo y arena.

5.1.3. ILUSIONES ÓPTICAS

Es importante destacar el efecto que las ilusiones ópticas tienen sobre lo que el pi-loto percibe desde la aeronave. Éstas pueden llevar a creer al piloto que vuela a una altura y/o distancia diferente de la real.

Estas ilusiones ópticas vienen dadas por algunos factores como los que se nombran a continuación: características y condiciones de la pista (pendiente de la pista: as-cendente o descendente, anchura de la pista, etc.), inclinación del terreno, el agua en el parabrisas, falta de contraste de las luces de balizaje de la pista con el terreno, fenómenos meteorológico, condiciones de luminosidad en el momento de la manio-bra, las, etc.

5.2. ENGELAMIENTO

El engelamiento consiste en la formación de hielo sobre la estructura del avión y/o en el motor, tanto en tierra como en vuelo, cuando el agua líquida subfundida (go-tas de agua con temperatura igual o menor que 0º C) se congela al impactar con la aeronave.

El engelamiento en vuelo se forma cuando el avión penetra en una zona donde hay



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gotas de agua en forma visible (nubes o lluvia) y la temperatura del aire en el punto de encuentro del avión con estas gotas de agua sea menor o igual que 0º C, aun-que en ocasiones puede haber engelamiento incluso con temperaturas ligeramente superiores.

El hielo se adhiere principalmente a aquellas zonas que más sobresalen de la célula del avión y a los elementos expuestos al viento relativo que experimenta la aerona-ve. El engelamiento constituye uno de los mayores riesgos meteorológicos en avia-ciónporquepuedereducirlaeficienciadelaaeronave.

Algunos de los efectos que puede producir son los siguientes:

Aumento de peso y de resistencia al avance Falsas indicaciones de los instrumentos e interferencias en las comunica-

ciones, Reducción de visibilidad, Alteraciones en las propiedades aerodinámicas de la aeronave en vuelo:

disminución en la sustentación y reducción de maniobrabilidad por el aga-rrotamientodelassuperficiesdecontrol,

Pérdida de efectividad de los frenos y de todo el tren de aterrizaje, Pérdida de potencia, Vibraciones que provocan fatiga estructural, Mal funcionamiento y daños estructurales en los motores

Figura 5. Engelamiento extremo



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La intensidad del engelamiento se mide en función de la velocidad de acumulación del hielo y los efectos que produce sobre el avión. Así se tiene:

Ligero: el crecimiento del depósito de hielo no crea problemas al vuelo, salvo si es muy prolongado.

Moderado: el crecimiento del depósito de hielo es rápido incluso en pe-riodos de tiempo muy cortos. Puede crear problemas al vuelo aunque los equipos de defensa de a bordo son capaces de deshacer el depósito.

Fuerte: el crecimiento del depósito de hielo es tan rápido que los equipos de a bordo no pueden resolver el problema por sí solos. Se requiere un cambio de altitud inmediato.

El engelamiento en vuelo se puede presentar en cuatro formas distintas que se ana-lizan a continuación:

Formación de hielo claro o transparente Formación de hielo granulado Lluvia engelante Depósito de nieve húmeda o escarcha

Figura 6. Depósito de hielo en el ala

El hielo claro (clear icing) es un tipo de depósito de hielo homogéneo casi transparen-te,deaspectodevidriosoyconunasuperficieexteriorlisa.Poseeunagranadheren-ciaalasuperficie.Lacongelacióndelasgotassubfundidas,enestecaso,eslenta.Esun tipo de engelamiento muy peligroso para la seguridad de las operaciones.

Las condiciones más favorables para que se deposite este tipo de hielo y, por tanto, las más peligrosas son:



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Temperatura del aire entre 0ºC y -10ºC.

Temperatura del avión ligeramente por debajo de 0ºC.

Existencia de grandes gotas en subfusión (gotas de agua líquida por deba-jode0ºC)quecuandochocancontraelaviónlasgotassubfundidasfluyensobrelasuperficiedelaviónuniéndoseentresíantesdesucongelación.Este proceso contribuye a que entre los intersticios que quedan entre las gotasresidapocoaire,porloqueelhieloseadhierefirmementealasu-perficieysuaparienciaestransparente.

El hielo granulado (rime icing) es un tipo de depósito de hielo de color blanco y opa-co, de aspecto áspero, rugoso y granular que posee una mala adherencia. La conge-lación de las gotas subfundidas en este caso es rápida. Este tipo de engelamiento no presenta grandes problemas para las operaciones.

Las condiciones más favorables para su formación y, por tanto, las más peligrosas son:

Temperatura del aire entre 0ºC y -40ºC (habitualmente entre -10ºC y ¬20ºC).

Temperatura del avión ligeramente por debajo de 0ºC Existencia de pequeñas gotas en subfusión que al chocar con el avión se

congelan inmediatamente quedando muchos intersticios entre las gotas, lo que hace que se adhiera poco y se desprenda con facilidad.

La lluvia engelante se forma cuando las gotas de precipitación líquida que procede de una capa con temperatura superior a 0ºC se sobreenfrian cuando atraviesan capas que se encuentran por debajo de 0ºC. Es el engelamiento más peligroso para las aeronaves puesto que además de ser un hielo transparente se une el hecho de que cuando las gotas subfundidas impactan sobre el avión se congelan uniformemente por todas las partes del mismo.

El engelamiento por escarcha o nieve húmeda se caracteriza porque este tipo de nieve está compuesta por cristales de hielo que coexisten con gotas de agua subfun-didas. Este tipo de engelamiento puede generarse tanto en tierra como en vuelo.En el caso de que este engelamiento se produzca sobre aviones aparcados a la



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intemperie, el depósito de hielo que se forma puede ser altamente peligroso si se inicia un vuelo sin haberlo retirado. El hecho de que el hielo esté muy adherido a lasuperficiemetálicaalteraelperfilaerodinámico,disminuyendolasustentaciónyaumentando la resistencia a la aeronave pudiendo obligar a cancelar el despegue.

5.3. TURBULENCIA

Laturbulenciaesunestadodelflujodeaire,enelcual, lasvelocidadesmuestranfluctuacionesirregulares.Cuandounfluidoesturbulentopresentavórticesoremo-linos que viajan inmersos en la corriente de aire, y dan lugar a variaciones en la intensidad y dirección del viento. La velocidad del remolino se suma o resta a la del viento, provocando variaciones bruscas, tanto en su intensidad como en su dirección.En aviación se considera que existe turbulencia cuando los efectos de la misma afec-tanalmovimientodelavión.Estosefectossemanifiestanenformadeaceleracionesgeneralmente verticales en forma de subidas y bajadas violentas y abruptas.

Laintensidaddelaturbulenciaseclasificadelasiguientemanera:

Ligera: causa pequeños cambios en la altitud del avión Moderada: los cambios son de mayor envergadura y suele exigir la inter-

vención del piloto Fuerte: causa cambios amplios y violentos en altura y en el ángulo de

ataque del avión Extrema: el avión es zarandeado violentamente y es prácticamente ingo-

bernable.

Frecuentementeseclasificalaturbulenciasegúnlacausaquelaorigina:

Turbulencia convectiva

Este tipo de turbulencia es típica en los días calurosos del verano o cuando una masa deairefríosemueveporencimadeunasuperficieconunatemperaturamáscálidaque la de la masa de aire. En estos días la tierra se calienta y transmite calor por con-ducción a las capas bajas más próximas, y como consecuencia se originan corrientes convectivas verticales.

Aunque por cada corriente ascendente hay una descendente para llenar el vacío que



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se origina, en aeronáutica sólo se considera el efecto de las ascendentes por ser más violento.

Las corrientes ascendentes tienen intensidades muy variables y en caso de presencia de humedad pueden ir acompañadas de grandes nubes de desarrollo vertical.

En el caso de que la atmósfera esté estable, la convección afectará solamente a las capas bajas. En el caso de que la convección afecte sólo a las capas bajas, si el con-tenidodehumedadessuficientementeelevado,sedesarrollaráncúmulusdepocodesarrollo quedando por encima de ellos una capa estable.

En el caso de que la atmósfera sea inestable, la convección puede abarcar toda la troposfera.Sielcontenidodehumedadessuficientesedesarrollarántormentas.

Turbulencia mecánica. Es aquella que se forma por la presencia de algún obstáculo material en la

marcha del viento. La intensidad de la turbulencia dependerá del tamaño de los obstáculos, de la velocidad del viento y de la rugosidad del terreno. El tamañodelosobstáculospuedevariardesdegruposdeárbolesoedificios,hasta cadenas de montañas, aunque en este caso se conoce como turbulencia orográfica,siendounadelasmáspeligrosas.

Si el aire es inestable se forman remolinos grandes y la turbulencia afecta a un es-pesor mayor de la atmósfera. Si el aire es estable los remolinos son más pequeños y la turbulencia afecta a un espesor menor.

Figura 7. Turbulencia mecánica y turbulencia orográfica.



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Turbulencia de estela (wake turbulence)

Este tipo de turbulencia es producida por los aviones en vuelo, en el aterrizaje y en el despegue cuando dejan tras de sí remolinos de aire que se desplazan con el viento y que tardan en disiparse. Detrás de la aeronave se producen vórtices turbulentos cuya intensidad depende del tamaño del avión, de su velocidadydelaconfiguracióndelasalas.

Este fenómeno es especialmente crítico en las maniobras de despegue y el controla-dor debe tener presente que tras el despegue de un avión pesado el aire encima de la pista queda revuelto y puede ser peligroso autorizar en seguida otro despegue.

Turbulencia asociada a frentes

El cambio de presión que origina el paso de un frente se traduce en un cam-bio de dirección y de intensidad del viento. La intensidad de la turbulencia depende de la violencia del cambio. Generalmente la turbulencia es mayor en frentes fríos que en cálidos. Si además del frente, existe convección y vientos fuertes, la intensidad de la turbulencia aumenta.

Turbulenciaporondademontaña.Seoriginacuandoelflujodeairechocaconunobstáculoorográficodandolugarauncomportamientoondulatoriodelflujodeaireconascensosydescensosdelmismounavezpasadoelobstáculoorográfico.

Las condiciones que favorecen la aparición de onda de montaña son las siguientes:

La intensidad del viento en la cima debe ser superior a 15 nudos, aunque en caso de que la montaña sea muy alta puede ser superior. La intensidad del viento a barlovento debe aumentar con la altura.

La dirección del viento debe ser inferior a 30º respecto a la perpendicular del eje de la montaña y ser constante.

En la cima de la montaña debe existir una capa estable para que se pro-duzca el descenso del aire y su consiguiente movimiento ondulatorio.



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Estas ondas son muy peligrosas y han causado numerosos accidentes. Afectan a todas las aeronaves en el ascenso pero especialmente a las ligeras en el descenso.

Cuando hay humedad, las ondas de montaña pueden presentar una serie de nubes como:

nubes lenticulares (altocumulus y altostratus) peligrosas nubes rotor con aire en su interior girando en el eje horizontal

(fractocumulus y fractostratus) nubes de ladera y cresta (cumulonimbus y nimbostratus) nubesorográficasdetipoboneteosombrero(estratiformes).

La onda de montaña suele desaparecer en niveles muy altos, sin embargo, cuando hay una corriente en chorro más o menos perpendicular a la montaña, la cizalladura generada por esta corriente en chorro refuerza la acción de la onda.

En niveles bajos la onda de montaña más peligrosa se produce asociada a rotores, torbellinos que se forman bajo las crestas de las ondas siendo el más peligroso el que se forma debajo de la primera onda.

Figura 8. Onda montaña típìca.



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Turbulencia en aire claro (TAC). Es un tipo de turbulencia que aparece en vuelos de alta cota y muchas veces fuera de nubes.

En general la turbulencia de aire claro es ligera y sólo en algunos casos puede ser severa.

Generalmente la TAC se presenta en estratos de poco espesor y, con mayor frecuen-cia, en capas estables de niveles altos (por encima de 1500 ft) con fuerte cizalladura vertical del viento. La parte superior de la capa estable se desliza con respecto la inferior generando cizalladura y a continuación ondulaciones. Conforme la cizalladura vertical aumenta se rompen estas ondulaciones dando lugar a los remolinos turbu-lentos.

Generalmente la TAC se presenta en lugares cercanos a la corriente en chorro, debi-do a que la cizalladura vertical que origina es muy intensa. También puede aparecer asociada a ondas de montaña o a dorsales y vaguadas en niveles altos.

La turbulencia en aire claro se presenta intermitentemente en forma de repentinos baches y meneos intensos y frecuentes. Cuando se presenta en forma de baches, el avión sufre un cambio de altitud. Sin embargo, cuando sufre meneos la aeronave no experimenta grandes variaciones de altitud, sino que sufre sacudidas hacia arriba y hacia abajo produciendo un ruido similar a un martilleo.

Esimportanteparalagestióndeltráficoaéreoelconocimientodelapresenciadeco-rrientes de chorro en el área de gestión, ya que el piloto que experimente una intensa y persistente TAC solicitará cambios de ruta o de nivel para poder evitarla.

Turbulencia por tormenta. Estas turbulencias pueden generarse tanto en el interior de la nube convectiva como en los alrededores. Generalmente esta turbulencia se produce por las intensas corrientes convectivas que se desarrollan y los vientos fuertes en altura que contribuyen a la cizalladura.

5.4. CIZALLADURA

La cizalladura del viento o wind shear es un cambio en la velocidad y/ o la dirección del viento entre dos puntos próximos. La cizalladura puede ser horizontal,vertical o



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una combinación de ambas. Cuanto menor es la distancia en la que se produce el cambio y mayor es la velocidad a la que ésta ocurre, más fuerte es la cizalladura.

La cizalladura en niveles altos de la atmósfera favorece la aparición de turbulencia. En los niveles bajos representa un peligro para las operaciones de aterrizaje y des-pegue. Es de especial importancia debajo de la capa de fricción, dónde afecta a la senda del planeo y a la pista obligando al piloto a tomar una acción correctora sobre los mandos del avión.

Algunos de los fenómenos atmosféricos que pueden dar lugar a la aparición de ciza-lladura son:

Tormentas. Microcrorreventones (microburst), son fuerte corriente descendentes de

aire frío y denso que se origina desde una nube convectiva, de no muy grande extensión y que alcanzan el suelo con violencia

Frente de racha Tornado Frentes fríos o cálidos, cuando dos masas de aire de diferente velocidad

entran en contacto se produce una capa de turbulencia por cizalladura del viento que puede producirse tanto en el plano horizontal como en el vertical

Vientos fuertes en el suelo asociados al relieve local Inversiones térmicas cerca del suelo asociadas a zonas frontales, brisas

(sobre todo marinas), alisios y vientos catabáticos y brisas marinas.

5.5. TORMENTA

Una tormenta se produce cuando existen nubes de tipo cumulonimbus acompañadas de una enorme actividad energética, rayos y truenos.

Para que se forme una tormenta deben darse las condiciones necesarias para que se formen nubes del tipo cumulonimbus, es decir: atmósfera inestable, humedad y un mecanismo de elevación que genere intensas corrientes ascendentes de aire (convergenciadevientosabajacota,ascendenciaorográficadelterreno,corrientesascendentes por variación de temperaturas, etc.)



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Las tormentas suelen ir acompañadas de chubascos (aunque en climas secos puede haber tormentas secas, sin precipitación, o que ésta no llegue al suelo) e incluso de granizo; producen turbulencias fuertes ó extremas, acompañadas de viento fuerte y racheado; además también puede presentarse engelamiento y cizalladura. Es decir, que una tormenta reúne todos los elementos capaces de dañar a un avión en vuelo por lo que son altamente peligrosas.

Lastormentaspuedenclasificarseenfuncióndelorigendelaformacióndeloscúmu-lonimbus en: tormentas frontales y tormentas de masa de aire.

La formación de tormentas frontales se debe a que el aire cálido inestable sube por la superficiefrontal.Siestánasociadasalfrentefrío,seextiendealolargodelmismodurante varios centenares de kilómetros. Si son de frente cálido, abarcan un área de gran dimensión y suelen quedar inmersas en los nimbostratos característicos del frente cálido.

Estastormentasaparecencomoencadenadasunasaotrasyelefectofinalescomosiestas tormentas duraran mucho más que en el caso de células tormentosas aisladas. Las líneas tormentosas generalmente se van desplazando con el avance del frente aunque a veces son estacionarias.

Las tormentas de masa de aire se producen en una atmósfera inestable, generalmen-te debido al calentamiento diurno. Se extienden durante decenas de kilómetros cua-drados.Puedenserdeorigentérmico,deorigenorográficoydemezclaturbulenta.En las zonas tropicales se dan en cualquier época del año, siendo más frecuentes en la época de lluvias, dando lugar a fenómenos tormentosos muy violentos sobre todo si aparecen agrupados.

En latitudes medias aparecen en verano y primavera y, en zonas de latitud superior, donde el calentamiento solar prácticamente no existe, este tipo de tormentas es muy raro.

La vida de una tormenta es relativamente corta, de dos a tres horas. Su evolución puede considerarse dividida en tres fases:

Formación: Se caracteriza por la existencia de corrientes ascendentes que elevan el aire húmedo de alrededor y lo enfrían hasta alcanzar la con-



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densación para dar lugar a los cumulonimbos. Esta condensación libera suficienteenergíaparaqueelairehúmedosigasubiendoydandolugara nuevas condensaciones y al crecimiento de las gotas de agua. También se generan corrientes descendentes fuera de la nube pero mucho menos intensas que las ascendentes.

Madurez: Comienza cuando las gotas de agua líquida o de hielo comien-zan a caer (chubascos y granizo) debido al peso que ejercen. La caída de precipitación genera unas corrientes descendentes de aire que al llegar al suelo forman rachas de viento y fuertes torbellinos que dan lugar a fenómenos de cizalladura y turbulencia.

En esta fase las corrientes descendentes coexisten con corrientes ascendentes que alcanzan su máxima intensidad y la nube presenta la forma de yunque en su parte superior.

En esta fase también se dan lugar frecuentes descargas eléctricas.

Figura 9. Etapa de formación de una tormenta.



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Figura 10. Etapa de madurez de una tormenta

Disipación: Comienza cuando desaparecen las corrientes ascendentes. Las corrientes descendentes se extienden en todo el nivel inferior de la nube. Las precipitaciones disminuyen y las corrientes descendentes se van suavizando. La nube comienza a disiparse.



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5.5.1. LINEA DE TURBONADA

Una línea de turbonada es una línea de tormentas muy activas que puede alcanzar una dimensión de hasta cientos de kilómetros de longitud y de 20 a 50 Km de anchu-ra, siendo su velocidad de traslación de valores medios de 25 KT. Se produce delante del frente frío y paralela al mismo, a una distancia de él de 100 a 300 Km en el seno de la masa de aire cálido.

Para su formación es necesaria inestabilidad, humedad y convergencia fuerte en superficie.Enlosnivelesde850y/o700hPadebeexistirunafuerteadveccióndeaire cálido y húmedo.

La línea de turbonada está asociada a condiciones de tiempo severo:

Vientos fuertes y destructivos Turbulencia severa Granizo fuerte Tornados

5.5.2. MICRORREVENTÓN

El microrreventón es una fuerte corriente de aire descendente de aire frío y denso, que se origina desde la una nube convectiva. Las corrientes de aire descendentes pueden llegar hasta los 60 KT, velocidad que supera el régimen de descenso de un avión.Cuando el aire descendente alcanza el suelo, se extiende horizontalmente con vio-lencia formando uno o más torbellinos horizontales que se curvan alrededor de la columna descendente (vórtices anulares). Estos torbellinos pueden alcanzar hasta 1 m de altura sobre el suelo y no siempre son simétricos.

Su escala espacial y temporal es muy pequeña: suelen abarcar una distancia de has-ta 5 Km y duran entre 1 y 5 minutos, nunca más de 15 minutos desde que llega al suelo hasta que desparece.

Un microrreventón genera vientos que pueden llegar a alcanzar valores de 280 Km/h, con variaciones en la velocidad de más de 90 Km/h, dando lugar a una fortísima ciza-



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lladura. El microrreventón también genera variaciones de presión que pueden alterar el funcionamiento de los instrumentos de vuelo.

Por último, el microrreventón puede ir acompañado de precipitación, en cuyo caso se denóminda microrreventón húmedo. En caso contrario, se denomina microrreventón seco.

5.6. DEPRESIÓN AISLADA EN NIVELES ALTOS (DANA)

Anteriormente, el INM designaba este fenómeno meteorológico con el término de Gota Fría. La DANA se forma cuando en la circulación del Oeste se produce una on-dulacióndegranamplitudqueserompeyseseparadelflujocreandounabaja.Estabaja suele tener un diámetro de 200 km o más y contiene aire frío e inestable por lo que da lugar a intensas precipitaciones. La DANA se forma en capas altas de la atmósfera, más o menos a partir de los 20.000 pies.

Su trayectoria es difícil de predecir y si el aire frío desciende origina intensos movi-mientos verticales y nubes de gran desarrollo vertical que dan lugar a grandes pre-cipitaciones.

Figura 12. Microburst en una maniobra de aproximación.



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Figura 13. Formación de gota fría

5.7. TORNADO/TROMBA MARINA

Un tornado es una columna de aire que rota violentamente. Se origina en la base de un cumulonimbus extendiéndose hasta el suelo. Su giro ciclónico produce una suc-ción del aire que existe en su interior generando una caía de presión en el mismo.

El diámetro de un tornado puede variar desde menos de 10 metros hasta 1 kilóme-tro, y se desplaza sobre el suelo a una velocidad media de 50 km/h aproximada-mente,llegandoaprovocarvientosensuperficieconvaloressuperioresa500km/h.Cuandoeltorbellinonoalcanzalasuperficieterrestresellamatuba(funnelcloud)y si la formación del tornado tiene lugar sobre el mar, se forma la llamada tromba marina, en la cual, el agua es aspirada hasta centenares de metros de altura.



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Figura 14. Tornado

5.8. CICLONES/HURACANES

Ciclón y huracán son términos utilizadas para designar el mismo fenómeno me-teorológico según la zona en la que se origina el fenómeno. En el Atlántico norte occidental,lapartecentralyorientaldelPacíficonorte,elmarCaribeyelgolfodeMéxico se denomina huracán mientras que en la bahía de Bengala y el mar Arábigo se denomina ciclón.

Un ciclón es un sistema de circulación ciclónica móvil de excepcional violencia. Los más destacados por su violencia son los ciclones tropicales que se originan en el PacíficoSurOccidental,enelOcéanoÍndicoSurorientalyenelOcéanoÍndicoSu-roccidental.

Los ciclones tropicales son depresiones no frontales que se forman cuando el agua del mar está muy caliente (aproximadamente por encima de 27ºC). El sistema de bajaspresionesempiezaaganarenergíaquesemanifiestaenformadeenergíaci-nética mediante el aumento de velocidad en el giro del viento a su alrededor.

Estadepresiónademásdegenerarfuertesvientosensuperficieconstituyeunmeca-nismo de distribución de calor desde la zona tropical hacia regiones más frías.



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El diámetro del ciclón tropical puede variar entre los 80Km, en la zona de vientos más huracanados, hasta unos 600Km, y se desplaza sobre el suelo a una velocidad media de 50 a 100 km/h aproximadamente, llegando los vientos a alcanzar veloci-dades máximas de 240 km/h.

Los ciclones tropicales constituyen una enorme barrera nubosa en forma de espiral con bases muy bajas y topes a unos 30.000 pies o incluso 40.000 pies; con una zona libre de nubes en su centro llamada el ojo del ciclón tropical.

A medida que la intensidad de la velocidad de giro de viento crece, recibe los siguien-tes nombres consecutivos:

Perturbacióntropical,vientosensuperficieligeros Depresióntropical,vientosmáximosensuperficiede61km/h Tormenta tropical, vientos máximos dentro del rango de 62 a 118 km/h Huracánociclóntropical,vientosmáximosensuperficiemayoresa119

km/h

Lapresenciadeunciclónohuracánesrazónsuficienteparasuspendertodaactivi-dad aérea.

Existen también ciclones extratropicales que se forman a latitudes mayores de 30º. Estos ciclones se encuentran asociados a frentes, por lo que existen dos más masas de aire con diferentes características. La nubosidad depende del tipo de frente al que se encuentre asociado y se desplaza con una velocidad media de 25 nudos.



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AREA DE OPERACIONES conceptos básicos METEOROLOGÍA