Presión y viento - eLearning World Aviation · Todo lo que hay en la Tierra es atraído por la fuerza de la gravedad. El aire también y por ello podemos hablar de peso del aire

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METEOROLOGÍA | 2 Presión y viento

-áreas de alta y baja presión -movimiento de la atmósfera, gradiente de presión -movimiento vertical y horizontal, convergencia y divergencia -viento de superficie y geostrófico -efecto del viento de gradiente y cizalladura en el despegue y el aterrizaje -relación entre isobaras y viento, ley de Buys Ballot -turbulencia y rachas -vientos locales, föhn, brisas marítima y terrestre Formación de nubes -enfriamiento por advección, radiación y expansión adiabática

-tipos de nubes nubes de convección nubes orográficas nubes estratiformes, cumuliformes y cirriformes -condiciones de vuelo en cada tipo de nube Niebla, bruma y calima -radiación, advección, frontal, niebla helada -formación y dispersión -reducción de la visibilidad por la niebla, nieve, humo, polvo y arena

-evaluación de la probabilidad de visión reducida -peligros en vuelo debidos a la baja visibilidad, horizontal y vertical

Presión y viento Todo lo que hay en la Tierra es atraído por la fuerza de la gravedad. El aire también y por ello podemos

hablar de peso del aire. La presión es una fuerza por unidad de superficie. El peso del aire por unidad de superficie se denomina Presión Atmosférica. La presión atmosférica se mide en Pascales y un Pascal equivale a 1 Newton por metro cuadrado. La presión atmosférica media es de 101320 Pascales, que

equivale a 10.331 Kg/m2 o lo que es lo mismo, unas 10 Tm/m2. ¿Por qué no nos aplasta? Porque el aire ejerce esa fuerza en todas las direcciones, por lo que en realidad no existe una diferencia de presión. La presión atmosférica varía en vertical y horizontal:


En la vertical: Cuanto más nos elevamos sobre la superficie, menos aire -es decir, menos peso- queda por encima de nosotros. La variación de presión con la altura, -en ausencia de otros efectos- no da lugar a movimientos de aire ya que no implica ningún desequilibrio. Simplemente es el efecto de la acumulación del peso del aire cuanto más cerca estamos de la superficie. En la horizontal: Se representa en el mapa de isobaras en superficie, tomando la presión a nivel del mar (por lo tanto, a la misma altura) en muchos puntos trazando los resultados sobre un mapa. Estas diferencias de presión en horizontal sí implican desequilibrios y el intento de la atmósfera de

restablecer el equilibrio es lo que produce los vientos. Cuando se ponen en contacto dos gases a distintas presiones, el sistema tiende al equilibrio haciendo que parte del gas a más presión se desplace hacia donde hay menos, hasta que éstas se igualan.

El aire de una zona de altas presiones tiende a ir hacia las zonas donde ésta es menor. Esta tendencia al equilibrio es la causa de los vientos.

Pero el equilibrio no llega a producirse nunca debido a que la superficie de la Tierra recibe energía del Sol

de manera muy heterogénea, depende de la inclinación de los rayos solares, de la naturaleza de la

superficie, de la nubosidad, etc. De ese modo, el aire se calienta o enfría de diferentes maneras según la

zona.

[34] Distribución y características de diferentes masas de aire.


Cuando el aire se calienta, se hace menos denso y se eleva respecto al aire más frío. El resultado es que en algunas zonas escapa aire hacia otras. En donde se pierde aire baja la presión y en donde llega aumenta. El viento no es más que el intento de la naturaleza de reequilibrar el sistema. El desplazamiento horizontal de las masas de aire es lo que se llama viento. La dirección del viento se expresa siempre en grados sexagesimales y se refiere al punto de donde viene el viento y no hacia dónde se dirige. Para las maniobras de despegue y aterrizaje, la dirección del viento se da refiriéndose siempre al Norte magnético. La intensidad del viento, es decir, su velocidad puede expresarse en kilómetros por hora (KMH), en metros por segundo (MPS) o más comúnmente en millas

náuticas por hora, o sea, en nudos (KT). Las fuerzas por las cuales se mueve el aire son varias, pero la más importante es la producida por las diferencias de presión entre las diferentes zonas.

• Viento es el desplazamiento horizontal del aire. La dirección del viento se expresa siempre en

grados, referidos al lugar de donde procede.

• La dirección es siempre respecto al Norte verdadero o geográfico excepto para la información

facilitada por las TWR para las maniobras de despegue y aterrizaje que es referido al Norte

magnético.

Áreas de alta y baja presión Circulación general de la atmósfera La atmósfera es una máquina térmica y el sol es su fuente de energía. La radiación solar atraviesa la atmósfera y calienta el suelo que, por contacto con la atmósfera, entrega a ésta su calor. Es obvio que el sol no calienta siempre por igual. Día, noche, Polo, Ecuador, mares y continentes, bosques

y desiertos, marcan notables diferencias por lo que la atmósfera sufre un calentamiento irregular o «diferencial». Donde la superficie se calienta, el aire calentado tiende a elevarse y ser reemplazado por aire más frío. De igual modo, aunque a mayor escala sucede entre el Ecuador y el Polo. En una hipotética Tierra inmóvil y con una superficie uniforme, el aire en superficie iría de los polos al Ecuador y en la altura del Ecuador a los Polos directamente. Es decir, tendríamos viento Sur siempre en el Hemisferio sur y Viento Norte siempre en el Hemisferio Norte.


[35] Circulación general en una hipotética Tierra inmóvil.

Pero la Tierra no es uniforme y además gira. Con el giro de la Tierra el flujo del aire se desvía, a la izquierda en el Hemisferio Sur y a la derecha en el hemisferio Norte. Considerando solo este factor tendríamos viento sudeste en el Hemisferio Sur y noreste

en el Hemisferio Norte y en altura Noroeste en el hemisferio Sur y Sudoeste en el Hemisferio Norte. Pero hay que agregar otro factor que es el rozamiento con la superficie terrestre. Si la circulación fuese la descrita en el párrafo anterior la Tierra se frenaría, ya que todas las fuerzas sobre la superficie de la Tierra serían hacia el oeste. Por lo tanto, debe existir una franja en la que el viento sople del oeste, de tal manera que compensen las fuerzas que tienden a frenar la Tierra con otras que tiendan a acelerarla. Esta franja está en las latitudes medias. Con todo ello, la circulación general de la atmósfera resulta ser de la siguiente manera:

1. Una franja de poco viento y presión relativamente baja, en la zona Ecuatorial. Como allí el aire

asciende y al hacerlo se enfría, el vapor de agua que contiene se condensa formando nubes convectivas o de desarrollo vertical con intensas precipitaciones y fuertes tormentas. Esta zona, llamada Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ), debido a la inclinación del eje de rotación de la Tierra, se desplaza, unos 10º de latitud, hacia el hemisferio en el que es verano.

2. Al Norte y al Sur de esta zona soplan los vientos alisios o comerciales, del noreste en el hemisferio

Norte y del sudeste en el hemisferio Sur. Abarcan una zona de aproximadamente 30º.

3. A medida que nos alejamos del Ecuador, cerca de los 30º de latitud sur y norte, están las zonas

ocupadas por los grandes anticiclones subtropicales semipermanentes. Aquí el aire ha sido calentado y ha perdido su humedad por la compresión de la subsidencia o movimientos descendentes. Esta zona se caracteriza por la ausencia total de precipitaciones por lo que en ella se localizan los grandes desiertos del mundo.


[36a] Circulación general de la atmósfera.

4. Entre los 30 y 60º de latitud norte y sur soplan los vientos del oeste. Esta zona se caracteriza por

una meteorología muy variable. Aquí el aire caliente tiende a ponerse debajo del aire frío

aumentando cada vez más el contraste meridional de temperatura y la inestabilidad del flujo

atmosférico. Este contraste térmico lleva a enfrentar masas de aire con distintas características

de humedad y temperatura dando lugar a los frentes y sus fenómenos asociados (lluvias,

tormentas, ráfagas de viento, etc.).

[36b] Circulación general de la atmósfera.


5. De 60º hacia los Polos predominan nuevamente los vientos del este. En los 60º la presión es

mínima y por esa razón es la zona de los grandes ciclones subpolares (que originan temporales

intensos y fuertes nevadas).

6. Hacia los Polos vuelve a subir la presión y el tiempo se hace más apacible, aunque naturalmente

muy frío.

Áreas de alta y baja presión

Si tomamos un mapa en el que esté representada una zona suficientemente grande, observaremos zonas contiguas de alta y de baja presión. En los mapas meteorológicos la presión se representa mediante isobaras, que son las líneas que unen puntos de igual presión a un determinado nivel. En la figura siguiente vemos cómo las isobaras que unen zonas de más alta presión son las que están más próximas al centro

de la zona señalada con una A. En esa zona la presión es más alta que en su entorno. A medida que nos alejamos de esa zona, las isobaras van mostrando zonas de menor presión, aproximándose a la zona donde ésta es mínima, señalada en el gráfico con una B.

[37] Mapa de isobaras.

El aire tiende siempre a desplazarse de las zonas en que la presión es alta a las zonas de presión más baja.

• Las zonas de diferente presión se representan mediante líneas de isobaras.

• Las isobaras son líneas que unen puntos de igual presión a un mismo nivel.

• El aire se desplaza siempre de las zonas de alta presión a las de baja presión.

Movimiento de la atmósfera, gradiente de presión

La forma en que el aire se desplaza de las zonas de presión alta a las de baja presión se ve afectada por otras leyes físicas, que veremos más adelante, pero el desplazamiento se origina a partir de la diferencia de presión de dos zonas contiguas. Llamamos gradiente horizontal de presión a la variación de la presión por unidad de distancia, medida dicha variación de forma perpendicular a las isobaras.


Si la distancia entre la isobara C y la isobara D es de 20 kilómetros, como la presión en C es de 1008 mb y en D es de 1012 mb, el gradiente de presión entre C y D es de 0,2 mb por kilómetro. Lógicamente, cuánto más próximas estén las isobaras, mayor será el gradiente de presión.

• El viento se produce por las diferencias de presión entre zonas de la atmósfera.

• Gradiente de presión es la variación de la presión por unidad de distancia.

• Cuanto más próximas se encuentran las isobaras, mayor es el gradiente de presión.

Movimiento vertical y horizontal, convergencia y divergencia

Consideremos ahora el desplazamiento horizontal en una determinada capa de la atmósfera, concretamente la que se encuentra en contacto con la superficie terrestre. Como hemos visto, el aire se desplaza de las zonas de alta presión a las de baja. En estas zonas de baja presión se produce, por tanto, el fenómeno de la convergencia. Esta aportación de aire hace que en esa zona el aire se comprima. Mientras esto ocurre al nivel de la

superficie, en altura se produce el fenómeno contrario, es decir, el aire se expande y se produce

divergencia.

En estas circunstancias, la masa de aire que está sufriendo una compresión en superficie es obligada a ascender hasta la zona donde la divergencia le está dejando espacio libre. Al subir, el aire se enfría y el vapor de agua que contiene se condensa y puede terminar en precipitación. Por el contrario, en una zona de alta presión en superficie, la masa de aire se expande. A esta zona de

divergencia le corresponde en altura una convergencia. La masa de aire se ve empujada hacia abajo y, al

descender, el aire se calienta, evaporando el agua que contiene y despareciendo la nubosidad.

[38] Movimientos verticales y horizontales.

• En las zonas de baja presión se produce convergencia en superficie y divergencia en altura. Inversamente, en las zonas de alta presión hay divergencia en superficie y convergencia en altura.


Viento de superficie y geostrófico El gradiente de presión es un vector dirigido de la alta presión a la baja. No obstante, si observamos un mapa de vientos superpuesto al de isobaras de una misma zona, veremos que el viento no se produce de forma perpendicular a las líneas. Por el contrario, el viento se mueve de forma casi paralela a ellas. Esto se debe a la llamada fuerza de Coriolis o fuerza geostrófica. La fuerza geostrófica está producida por la rotación de la tierra y da lugar que el movimiento del aire tienda a desviarse hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur, siendo

máxima en los polos y mínima en el ecuador. Fuerza de Coriolis o geostrófica La Tierra gira sobre sí misma y la atmósfera no está rígidamente unida a la superficie, por lo que es de esperar algún efecto sobre el viento.

Supongamos que por alguna razón una partícula de aire en algún lugar sobre el hemisferio norte comienza

a moverse hacia el sur, como la partícula no está sujeta a la superficie, se va moviendo hacia el sur, al

mismo tiempo la Tierra va rotando por debajo de ella. Es evidente que, para un observador fijo en la

superficie de la Tierra, la partícula ha sufrido una desviación.

Para un observador en la superficie, el aire se ha ido desviando hacia la derecha de su dirección de movimiento. No es difícil demostrar que lo siguiente es una ley general: El efecto de la rotación de la Tierra es una desviación hacia la derecha de la dirección de movimiento en el Hemisferio Norte (hacia la izquierda en el Hemisferio Sur). Muchas veces se habla de esto como el efecto de la Fuerza de Coriolis (debido al matemático francés Gustave Gaspard Coriolis 1792-1843), lo de fuerza porque es algo que causa una desviación de un movimiento rectilíneo y uniforme (es una fuerza debida al giro del sistema de

referencia en el que realizamos la observación, es del mismo tipo -aunque no la misma- que la fuerza centrífuga que se siente al dar vueltas).

Tratemos de entender el efecto de la fuerza desviadora de Coriolis: Si intentamos trazar una línea recta del centro al borde de un disco que gira a razón de 100 revoluciones por minuto, no lo conseguiremos, siempre trazaremos una curva. La razón es que mientras la velocidad angular de cualquier punto del disco es la misma (100 rpm), la velocidad lineal no lo es, pues el radio del trazo es cada vez mayor de dentro hacia afuera, y la longitud de la circunferencia que describe un punto en cada vuelta es mayor del centro al borde. Al querer dibujar la recta, el disco se nos escapa por debajo, por decirlo de alguna manera, y si el trazo lo hacemos a velocidad uniforme, los sucesivos puntos de

nuestra teórica recta van quedando cada vez más retrasados y tendremos entonces una curva. Para un observador que girase con el disco y no viese más allá del borde (ignorando también su giro) pensaría que existe una fuerza desviadora que impide trazar trayectorias rectas.


El astrónomo Kepler enunció que, en ausencia de fuerzas exteriores, si una partícula describe una trayectoria curva alrededor de un eje, la recta que une perpendicularmente la partícula con el eje ha de describir áreas iguales en tiempos iguales.

[39] Fuerza de Coriolis o geostrófica.


Si trazamos dos planos que corten el eje terrestre, veremos que se forma una especie de gajo de naranja entre el eje, los planos y la superficie de la Tierra. La distancia de un punto e en el Ecuador al eje terrestre (e-f) será mucho mayor que la de un punto b más al norte de esta línea (b-c), ya que la distancia al eje terrestre -o radio- se reduce. Por lo tanto, las áreas determinadas de esta manera se reducen al aproximarnos a los Polos (el área A es menor que el área D). Entonces, si una partícula se mueve hacia el norte, algo tiene que ocurrir para que, en cada unidad de tiempo, la recta que la une perpendicularmente al eje terrestre describa la misma área: como esta recta es cada vez menor, ha de aumentar el arco descrito y tenderá a desplazarse hacia un lado para compensar el efecto de la disminución del radio.

Veamos un ejemplo: Supongamos que estamos observando desde un satélite ubicado exactamente en la vertical del Polo Norte, a suficiente altura que nos permita divisar todo el hemisferio norte. En el Polo hay un cañón que puede disparar proyectiles perfectamente dirigidos hacia el sur y capaces de alcanzar el Ecuador. El primer proyectil es disparado, si la Tierra no rotara este proyectil tendría una trayectoria recta que uniría el Polo con el Ecuador. Pero la Tierra gira de oeste a este alrededor de su eje

y da una vuelta completa en un día... ¿Qué le pasa entonces a este proyectil? Como dicho proyectil tarda en realizar su viaje desde el Polo hacia el Ecuador, durante ese periodo la Tierra habrá girado sobre sí misma un determinado ángulo. Cuanto más se desplace este proyectil hacia el Ecuador, se encontrará con que el suelo se mueve cada vez más rápido hacia el este, pues al aumentar el radio, el arco descrito en el mismo tiempo es mayor. Desde

la Tierra no advertiríamos el movimiento del suelo y pensaríamos en una fuerza misteriosa que lo desvía hacia el oeste. La ley de Kepler explica esta desviación. A medida que nuestro proyectil se desplaza hacia el Ecuador, la recta que lo une imaginariamente al eje terrestre dibuja un área cada vez mayor, por lo tanto, para que se conserve el área ha de ser frenado, lo que consiste en desviarlo hacia el oeste para que disminuya el arco descrito y compense el efecto de aumento de radio. Si el disparo lo hiciéramos desde el Ecuador hacia el Polo, al avanzar hacia el Polo, el proyectil encontraría debajo una Tierra que se mueve cada vez más despacio que él, hacia el este y sería desviado hacia la derecha. Además, las áreas descritas por la recta que lo une al eje terrestre son cada vez menores y para

conservarlas constantes ha de aumentarse el arco descrito en la unidad de tiempo, con lo que resulta

desviado hacia el este (derecha de su movimiento). ¿Qué pasa si el disparo fuese de oeste a este? Exactamente lo mismo, el proyectil se moverá más rápidamente que el suelo, situación que no puede mantener indefinidamente, e irá en busca de un radio de giro que corresponda con esa velocidad aumentada que con relación a su latitud posee, es decir se desviará hacia el sur hasta que su velocidad hacia el este sea igual a la del suelo que tiene debajo y encuentre su equilibrio dinámico. A la inversa, si lanzamos el proyectil hacia el oeste, se desviará hacia el norte. En el hemisferio sur la desviación será hacia el norte en el caso de un proyectil lanzado hacia el este y si el proyectil es lanzado hacia el oeste la desviación será hacia el sur.

El valor de la fuerza de Coriolis es:


Donde

Si tomamos una partícula de aire, que comienza a moverse, la fuerza del gradiente de presión, Gp, la haría

desplazarse perpendicularmente a las isobaras. Pero la fuerza geostrófica, D, la hace desviarse a la derecha. Como la fuerza geostrófica es siempre perpendicular al vector de movimiento, a medida que la partícula se desvía hacia la derecha, la fuerza geostrófica actúa, también, desviándose hacia el mismo lado, hasta que llega un punto en que equilibra la fuerza del gradiente de presión, haciendo que la partícula se mueva paralela a las isobaras.

En ese punto Gp es igual a D, por lo tanto, la velocidad del viento, llamado aquí viento geostrófico (Vg),

será:

Ver figura [40] Viento geostrófico.

O lo que es lo mismo, el viento geostrófico es proporcional al gradiente de presión. Como el gradiente de presión es inversamente proporcional a la distancia entre isobaras, podemos decir que el viento geostrófico es mayor cuanto más próximas estén las isobaras y viceversa.

[40] Viento geostrófico.


• La fuerza geostrófica se debe al movimiento de rotación de la tierra y produce una desviación del viento a la derecha en el hemisferio Norte y a la izquierda en el hemisferio Sur.

• La fuerza geostrófica es siempre perpendicular al vector de movimiento. Debido a la fuerza geostrófica, el viento es prácticamente paralelo a las isobaras.

Viento de superficie y geostrófico

La capa de aire que se encuentra entre el suelo y los 1000 metros de altura se la conoce como capa de rozamiento. En efecto, en esta capa el aire soporta, al moverse, una cierta fricción y, como consecuencia, una acción de frenado. La fuerza geostrófica disminuye y, como la fuerza del gradiente de presión se mantiene, no puede ser equilibrada por aquélla. Como resultado, el viento no permanece paralelo a las isobaras, sino que se desvía un cierto ángulo, siempre hacia la zona de baja presión, como se ve en la siguiente figura:


[41] Vientos en altura y en superficie.

En tierra, donde la superficie es más áspera, la desviación es de entre 30º y 45º. Este rozamiento produce, además, una disminución de la velocidad del viento de un 50 %, aproximadamente. Sobre el mar, la acción de frenado es menor. La desviación del viento es de unos 5º ó 10º y la disminución de velocidad está en torno al 30 %. Esta desviación, tanto en dirección como en velocidad, del viento geostrófico se llama viento ageostrófico. Como la desviación del viento en la capa de rozamiento se produce siempre hacia las bajas

presiones, en las borrascas está desviación es siempre hacia el centro de la depresión, mientras que en los anticiclones la tendencia a desviarse se produce hacia afuera, tal como se presenta en la siguiente figura.

[42] Diferencias entre vientos en altura y en superficie

Esto es así tanto en el hemisferio Norte como en el sur. A medida que ascendemos la desviación

disminuye, de manera que la velocidad aumenta y la dirección empieza a ser paralela a las isobaras. Como

resultado de este efecto, en el hemisferio Norte el viento gira hacia la derecha y aumenta su velocidad a

medida que ascendemos. En el hemisferio Sur, además de aumentar la velocidad, la dirección del viento

gira hacia la izquierda.

Supongamos que despegamos de un aeropuerto situado en el hemisferio Norte con un viento de 320º y 8 nudos. Cuando nos encontremos a más de 3000 ft sobre el terreno estaremos ya por encima de la capa de rozamiento y el viento habrá girado a la derecha, pasando a ser de 350º y su velocidad será ya aproximadamente el doble.


• La capa situada entre la superficie y los 1.000 metros de altura se llama capa de rozamiento. En ella, la fricción desvía el viento hacia las bajas presiones, o sea, hacia la izquierda en el hemisferio Norte y hacia la derecha en el hemisferio SUR, y disminuye la velocidad.

• En tierra la desviación es de 25º a 30º y la disminución de la velocidad del viento de un 50 %. Sobre el mar la desviación del viento es de 10º a 15º y la disminución de velocidad del 30 %.

Viento de gradiente El viento geostrófico no es más que una aproximación al viento real. En su formulación teórica se

prescinde de factores como la aceleración y el rozamiento. También se supone que las isobaras son líneas

rectas, pero en la realidad la mayor parte de las líneas isobáricas curvas. Puesto que el viento se mueve

casi paralelo a estas líneas se verá afectado por otra fuerza, la fuerza centrífuga, que tiende a desplazar

el aire hacia fuera de la curva. Teniendo en cuenta la fuerza centrífuga obtenemos lo que se llama viento

de gradiente.

Consideremos una zona de baja presión, cuyo mapa de isobaras se representa en la figura siguiente:

[43] Viento de gradiente en circulación ciclónica.

Como puede verse, la partícula de aire se ve afectada por tres fuerzas: Gp, fuerza del gradiente, que la

empuja hacia la zona de baja presión, es decir, hacia el centro de la borrasca; D, fuerza geostrófica, que se opone a la primera; y la fuerza centrífuga que llamaremos C y que empuja la partícula hacia fuera de la curva. Aquí, como vemos, la fuerza centrífuga se opone a la del gradiente de presión, con lo que la velocidad del viento resultará menor que la que del viento geostrófico.

En el caso de una zona de alta presión, cuyas líneas isobáricas aparecen en la figura siguiente:

[44] Viento de gradiente en circulación anticiclónica.


La fuerza geostrófica empuja la partícula de aire también hacia la derecha, en este caso hacia el centro

del anticiclón, mientras que la fuerza centrífuga la empuja hacia fuera de la curva, al igual que la fuerza

del gradiente de presión que sigue dirigida hacia la zona de baja presión, en este caso también hacia

fuera. Aquí, la fuerza centrífuga se suma a la del gradiente de presión, con lo que la velocidad del viento

es mayor que la del viento geostrófico.

Efecto del viento de gradiente y cizalladura en el despegue y el

aterrizaje Hemos visto que el viento geostrófico no es el viento real.

Si consideramos la fuerza centrífuga y el rozamiento con la corteza terrestre tendremos una mayor

aproximación al viento real.

Antes pudimos ver cómo al elevarnos sobre la corteza terrestre el viento tiende a aumentar su velocidad y a girar hacia la derecha en el hemisferio Norte y a la izquierda en el hemisferio Sur. Al descender y

aproximarnos a la superficie el efecto es, justamente, el contrario. Este hecho es de gran importancia en las operaciones de despegue y aterrizaje de aeronaves, porque produce rachas aparentes que pueden hacer variar la IAS, velocidad indicada, sin que la velocidad sobre el terreno o ground speed, GS, cambie. Los efectos son los siguientes:

En el hemisferio Norte Despegue: Con viento de la derecha: - Racha aparente de cola.

- Disminuye la IAS. Con viento de la izquierda: - Racha aparente de cara. - Aumenta la IAS. Aterrizaje: Con viento de la derecha: - Racha aparente de cara. - Aumenta la IAS. Con viento de la izquierda:

- Racha aparente de cola. - Disminuye la IAS. En el hemisferio Sur Despegue: Con viento de la derecha:


- Racha aparente de cara. - Aumenta la IAS. Con viento de la izquierda: - Racha aparente de cola. - Disminuye la IAS. Aterrizaje: Con viento de la derecha: - Racha aparente de cola.

- Disminuye la IAS. Con viento de la izquierda: - Racha aparente de cara. - Aumenta la IAS.

• El viento de gradiente es una aproximación al viento real que resulta de tener en cuenta la

fuerza centrífuga.

• El efecto de rozamiento con el suelo desvía el viento. Esta desviación es importante en las maniobras de despegue y aterrizaje.

Cizalladura. La cizalladura o wind shear es un cambio brusco del viento en velocidad, en dirección o en ambos. En su movimiento, una aeronave puede pasar de una zona a otra contigua de diferentes características en cuanto a temperatura y a la dirección y velocidad del viento. Esto ocurre, por ejemplo, cuando se atraviesa la superficie frontal de un frente frío o un frente cálido. Estas superficies de separación de zonas pueden ser tanto verticales como horizontales, de ahí que se hable de cizalladura vertical y horizontal. El efecto que produce este paso de una zona a otra es el de recibir una racha aparente de viento, que puede ser tanto de cara, como de cola, lateral, ascendente o descendente. Según sea el tipo de racha aparente

producido por la cizalladura, el efecto en el comportamiento del avión es diferente. La cizalladura del viento adquiere una notable importancia en las fases de aterrizaje y despegue, puesto que en ambas el avión se encuentra en una situación crítica por su proximidad al terreno y porque su velocidad de maniobra está más cerca de la velocidad de pérdida.

[45] Efecto de la cizalladura en la aproximación.


Supongamos un avión en fase de aproximación final. En este ejemplo el avión pasa de una zona a otra en que el viento cambia repentinamente de dirección. La componente de viento en cara aumenta, produciendo una racha aparente de cara. La inercia del avión hará que la velocidad sobre el terreno, GS, no varíe. Sin embargo, la IAS, velocidad indicada, aumentará rápidamente, con el consiguiente efecto de encabritamiento y tendencia a ascender y salirse de la senda de planeo. En el siguiente ejemplo, el avión en fase de aproximación final pasa de una zona en que la componente

del viento en cara es dominante a otra zona en que dicha componente disminuye repentinamente.

[46] Efecto de la cizalladura en la aproximación.

La GS se mantiene, pero el efecto es el de una aparente racha de cola, porque la IAS disminuye muy rápidamente. La tendencia inmediata del avión será a picar y perder altitud. Ambos efectos pueden darse igualmente en la fase de ascenso inmediatamente posterior al despegue, al atravesar una superficie en que el viento cambie bruscamente.

[47] Efecto de la cizalladura en el despegue.

Como puede verse, en casos extremos el efecto de la cizalladura puede dar origen a accidentes. El

conocimiento de la existencia de cizalladura es fundamental a la hora efectuar las operaciones de

aterrizaje y despegue.


• La cizalladura o wind shear es un cambio brusco del viento en velocidad, en dirección o en ambos. Se produce al pasar de una zona a otra de diferentes características en cuanto a la dirección y velocidad del viento.

• La cizalladura puede producir rachas aparentes que afectan a las prestaciones del avión.

Relación entre isobaras y viento, ley de Buys Ballot La fuerza geostrófica, como hemos visto, desvía el viento hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur, de manera que, por encima de la capa de rozamiento, el viento se

mantiene paralelo a las isobaras. Pero, además, existe también una relación en cuanto al sentido del viento, dependiendo de a qué lado del mismo se encuentren las zonas de alta o de baja presión. La ley de Buys Ballot establece que, en el hemisferio Norte, las bajas presiones se encuentran a la izquierda de la dirección del viento y las altas presiones a la derecha. En el hemisferio Sur ocurre lo contrario: las bajas presiones se sitúan a la derecha de la dirección del viento, mientras que las altas se encuentran a la izquierda. Como consecuencia de ello, en el hemisferio Norte, si volamos en línea recta, manteniendo la altitud, y el

viento va girando cada vez más a nuestra derecha, significa que estamos aproximándonos a una zona de altas presiones. A la inversa, el giro paulatino del viento hacia la izquierda significa que nos acercamos una zona de baja presión. En el hemisferio Sur el efecto es el contrario.

• La ley de Buys Ballot establece que, en el hemisferio Norte, las bajas presiones se encuentran a la izquierda de la dirección del viento y las altas presiones a la derecha. En el hemisferio Sur ocurre a la inversa.

Turbulencia y rachas Turbulencia

Se llama turbulencia al movimiento desordenado del aire. En determinadas condiciones, el movimiento del aire no se produce de forma lineal o laminar, sino que crea remolinos. La turbulencia es considerada, hoy, un fenómeno de la mayor importancia en cuanto a la navegación aérea se refiere. La turbulencia se presenta en la capa de rozamiento, en las nubes y en aire claro. Las causas de la turbulencia son dos:

- Térmica - Mecánica Turbulencia térmica Para que se produzca turbulencia térmica es necesario que haya inestabilidad en la masa de aire. A su vez, dicha inestabilidad puede producirse por dos causas:


a) Calentamiento de las capas bajas de la atmósfera. Es una situación propia de los días de verano. Durante el día el aire va calentándose, hasta alcanzar una cierta temperatura llamada «de disparo» en que comienza la ascendencia. Si el aire tiene suficiente humedad, se forman cúmulos. La turbulencia se manifiesta entre la superficie terrestre y las nubes. Por encima de ellas el aire es más estable.

[48] Turbulencia térmica.

b) Enfriamiento de las capas altas de la atmósfera.

Si hay una aportación de aire frío en las capas altas, la inestabilidad se propaga hacia abajo, formándose cumulonimbos y dando lugar a una fuerte inestabilidad que alcanza la cima de la nube. Ambas circunstancias son propias de las horas diurnas y tienden a desaparecer con la puesta del sol, haciendo que el vuelo nocturno tenga lugar en un aire más estable. Turbulencia mecánica En la capa de rozamiento, el movimiento del aire se ve perturbado por los accidentes del terreno, así

como por los edificios. En su desplazamiento, al chocar contra estos obstáculos, el aire forma remolinos

que varían en intensidad según sean el tamaño y la forma de los obstáculos. En general, los remolinos de

aire más fuertes se producen a sotavento de los obstáculos.

[49] Turbulencia mecánica.


Onda de montaña Cuando el aire, en su movimiento, tropieza con una barrera montañosa, se ve obligado a ascender por la ladera. Al ascender el aire se enfría y, si contiene suficiente humedad, se condensa en forma de nubes que coronan la montaña, ocultando su cima. Al descender por la cara de sotavento, el aire vuelve a calentarse y la nubosidad se disipa, tal como aparece en la siguiente figura.

[50] Onda de montaña.

Si se dan determinadas circunstancias puede aparecer la onda de montaña. La onda de montaña está considerada como uno de los fenómenos meteorológicos más peligrosos para la navegación aérea. Las circunstancias necesarias son las siguientes:

- La dirección del viento ha de ser próxima (no menor de 30º) a la línea perpendicular a la cadena montañosa.

- La velocidad del viento ha de ser como mínimo de 15 kts, aumentando con la altura. - Debe darse una fuerte inversión de temperatura a partir de la cima de la montaña o una fuerte

estabilidad.

En estas condiciones, el aire comienza un movimiento undulatorio a sotavento y por encima del pico de la montaña. En su ascenso, si el aire tiene suficiente humedad, produce nubes del tipo altocúmulos lenticulares. Al descender de nuevo, la humedad se evapora, produciendo más nubes lenticulares en la siguiente cresta de la onda. En la parte baja de la montaña, también a sotavento, aparece la nube rotor, un fuerte remolino de gran

turbulencia que constituye un enorme peligro si se vuela en esta zona.


Turbulencia en nubes En el proceso de formación de las nubes aparecen ascendencias y descendencias que dan origen a

turbulencia en el seno de la nube. Las turbulencias dentro de nubes son mayores en condiciones de

inestabilidad y dentro de nubes de gran desarrollo.

[51] Turbulencia en nubes.

Turbulencia en aire claro La turbulencia en aire claro (TAC) suele darse con mayor frecuencia en las proximidades de la tropopausa,

asociada a la corriente en chorro. Aparece también cuando hay onda de montaña y en las proximidades

de los cumulonimbos.

[52] Turbulencia en aire claro (TAC).


Clasificación de la turbulencia Dependiendo de las aceleraciones verticales que puedan producirse en una aeronave, se consideran cuatro tipos de turbulencia

- Turbulencia ligera: aceleraciones no superiores a 8 ft / seg2.

- Turbulencia moderada: aceleraciones de hasta 24 ft / seg2. Se representa en los mapas de tiempo significativo con el signo

- Turbulencia fuerte: aceleraciones de aproximadamente 40 ft / seg2. Se representa en los mapas

de tiempo significativo con el signo - Turbulencia extrema: se presenta muy rara vez. Las aceleraciones pueden ser superiores a los 48

ft / seg2.

Rachas La racha es un cambio brusco en la intensidad y en la dirección del viento. Para medir la racha se utiliza el «factor de racha», cuya fórmula es la siguiente:

donde el rango de fluctuación es la diferencia entre la velocidad máxima de la racha (valor instantáneo máximo durante diez segundos) y la velocidad mínima (valor instantáneo mínimo durante diez segundos).

• Turbulencia es el movimiento desordenado del aire en forma de remolinos.

• La turbulencia puede ser térmica o mecánica.

• La turbulencia se clasifica en ligera, moderada, fuerte y extrema.

• Racha es un cambio brusco en la intensidad y en la dirección del viento.

Aunque para los vuelos realizados con aviones ligeros no sea de especial repercusión, se relaciona la turbulencia moderada o fuerte en aire claro con la corriente en chorro. La corriente en chorro es una corriente larga y relativamente estrecha de fuerte viento (>50 a 80 KT) que discurre en las proximidades de la tropopausa.

En la ruptura que se produce entre la tropopausa polar y tropical se produce la corriente en chorro polar. La circulación del viento es circular con aire ascendente en la zona tropical que, en ocasiones, producen nubosidad de tipo cirros, descendente en la zona polar y horizontal en sentido Oeste-Este.


La máxima turbulencia se produce en la zona polar, con cizalladuras de hasta 6 KT por 1000 ft y variaciones horizontales de hasta 12 KT cada 50 NM. También existe una zona turbulenta en el lado superior tropical.

[53] Corriente en Chorro Polar.

Existen otros tipos de turbulencias que pueden ser muy peligrosas para el vuelo pero que no son causadas

por fenómenos meteorológicos. No obstante, y aun cuando se estudiaran en otras materias, conviene reseñarlas: Estela Turbulenta

Siempre que tenemos 2 corrientes de diferente velocidad y por tanto presión, ha de haber un movimiento circulatorio o circulación que ha de ser cerrado en sí mismo. En el ala, la existencia de zonas con mayor velocidad y zonas con menos trae consigo la existencia de torbellinos cuya condición es que siempre han de ser cerrados.

[54] Estela Turbulenta.


Existen dos tipos de torbellinos:

- Ligados al ala y son de tipo hipotético ya que introducen el concepto de circulación que nos explica

como tenemos sustentación. Se llaman ligados porque van asociados al ala.

- Libres o de punta de ala y se producen en los bordes marginales o puntas. Son reales. Se producen

por el efecto combinado de avance del avión y el paso de flujo desde el intradós hacia el extradós. Al ser

el movimiento de giro perpendicular al avance se va creando una estela como podemos apreciar en la

figura.

• Los torbellinos serán más intensos cuanto mayor sea el peso del avión que los produce y menor

su velocidad.

El flujo descendente se combina con la corriente relativa de aire dando una componente descendente en

la masa de aire en las proximidades del ala. Se estima que la masa de aire descendente es

aproximadamente 2 veces el peso del avión y que, solo debajo del centro aerodinámico del ala (25 % de

la cuerda,) se deflecta una porción de aire equivalente al peso del mismo. Esta deflexión hacia abajo es lo

que explica la existencia de sustentación en el ala por el principio de acción y reacción.

Jet Engine Blast-Chorro de las Turbinas El chorro de aire producido por las turbinas de los aviones reactores puede ser muy peligroso, sobre todo para los aviones ligeros, llegando incluso a dañar o volcar el avión si no nos mantenemos a una distancia prudencial. Incluso con las turbinas a ralentí, en el punto de espera, deberíamos mantener una cierta distancia de seguridad. En la figura [55]-Chorro producido por las turbinas, podemos ver las diferentes velocidades que puede alcanzar a diferentes distancias.

[55] Chorro producido por las turbinas.


Vientos locales, föhn, brisas marítima y terrestre Cuando se encuentra en contacto directo con la superficie de la tierra, el movimiento del aire se ve condicionado por las características del terreno, modificando sensiblemente la velocidad y dirección del viento con relación al viento geostrófico. En particular, las montañas y el mar en las zonas de costa, originan vientos locales tales como el viento föhn, las brisas marítima y terrestre, el viento orográfico y los vientos anabático y catabático.

Viento Föhn Cuando una masa de aire cálido se mueve perpendicular a una cadena montañosa en niveles altos, en la ladera de sotavento se produce una especie de vaguada de baja presión que genera un viento catabático (descendente) que, al comprimirse, produce una drástica elevación de la temperatura ambiente y una disipación de la humedad. Este viento puede alcanzar velocidades de entre 20 a 50 KT. La palabra föhn procede del Tirol y da nombre a un viento otoñal, cálido y seco que se produce a sotavento de la cadena montañosa de los Alpes.

[56] Vientos cálidos catabáticos. Viento Föhn.

Viento Mistral Sobre extensas superficies heladas o nevadas, en terreno montañoso, la masa de aire en contacto con la superficie se vuelve extremadamente fría con un notable aumento de la presión que, junto con la acción

de la gravedad, genera un viento catabático (descendente) que puede alcanzar, según la orografía, velocidades de hasta 100 KT. Aunque en su descenso el aire pueda calentarse, normalmente continua más frío que el aire desplazado. El viento Mistral se produce en el Valle del Ródano en Francia.


[57] Vientos fríos catabáticos. Viento Mistral.

Brisa marítima En las zonas de costa y en días soleados, a medida que el sol sube en el horizonte, la tierra se calienta

mucho más rápidamente que la superficie del mar. El aire, al calentarse en contacto con la tierra, asciende produciendo una disminución de la presión al nivel del suelo. Entre los 1000 ft y 3000 ft de altura la presión resulta ser mayor sobre la tierra que sobre el mar. Entonces el aire fluye hacia el mar a esa altura y comienza a descender. Al nivel del mar la presión aumenta y el aire se desplaza hacia la tierra, donde la presión es menor, cerrando así el círculo.

[58] Brisa Marítima.

Brisa terrestre Durante la noche, el fenómeno se invierte. Al caer el sol, la tierra se enfría rápidamente, mientras el agua del mar conserva el calor que ha ido adquiriendo durante el día. Al aire asciende sobre su superficie, para después descender sobre tierra y desplazarse, en la superficie, hacia el mar.


[59] Brisa Terrestre.

Viento orográfico Cuando el viento encuentra una cadena montañosa, puede ser desviado en su curso.

Si encuentra una depresión orográfica, como un valle, se verá canalizado en la dirección del valle. (Ver figura [49] Turbulencia mecánica). Puede darse, también, un notable aumento de velocidad en el seno del valle en zonas donde se produce un estrechamiento. Es el efecto Bernouilli, que puede aparecer también entre dos islas o en un estrecho, donde pueden darse vientos locales particularmente fuertes.

[60] Viento orográfico.

Vientos anabático y catabático

En las zonas de montaña, durante el día y especialmente en la ladera más soleada, el aire en contacto con la ladera se calienta y se produce un viento anabático o ascendente, conocido como viento de valle. Este viento alcanza velocidades de entre 5 a 20 KT, aproximadamente a unos 200 ft sobre el terreno.


[61] Viento de Valle.

Por la noche, el fenómeno ocurre a la inversa. El aire en contacto con las laderas de la montaña se enfría

por radiación y desciende por la ladera de la montaña hacia el valle. Éste es un viento catabático o viento de montaña. Este viento alcanza velocidades de entre 5 a 15 KT siendo más fuerte en el fondo del valle donde puede alcanzar velocidades de hasta 25 KT.

[62] Viento de Montaña.

• Föhn es un viento cálido y seco que se produce a sotavento de una cadena montañosa.

• El aumento de la velocidad del viento por canalización en un valle o en un estrecho se llama efecto Bernouilli.

• La brisa marítima es un viento de costa que sopla del mar a la tierra, debido al calentamiento rápido de ésta y la depresión a que da lugar en superficie. Se produce durante el día.

• La brisa de tierra es el viento que sopla durante la noche desde tierra hacia el mar debido a la mayor temperatura del agua y la depresión que se produce en su superficie.

• Viento anabático es un viento ascendente. Cuando se produce en la ladera de una montaña se llama viento de valle.

• Viento catabático es un viento descendente. Cuando desciende por ladera de una montaña se llama viento de montaña.


Formación de nubes Para que el vapor de agua contenido en el aire se condense es preciso que ese aire se enfríe o que se añada vapor de agua. Los dos fenómenos pueden ocurrir al mismo tiempo, es decir, enfriamiento del aire y aporte de humedad. En ese caso, la formación de nubes es mucho más rápida. El enfriamiento que da lugar a la condensación puede ser enfriamiento por radiación, enfriamiento por advección, mezcla de masas de aire o, normalmente, por ascenso de la masa de aire o expansión adiabática. Este fenómeno es propio de las bajas presiones o borrascas y provoca la formación de masas

nubosas de mayor cantidad. Por el contrario, en los anticiclones se produce el fenómeno inverso: una gran masa de aire desciende, aumentando su temperatura y dando lugar a la evaporación del agua y desapareciendo la nubosidad. Este descenso de grandes masas de aire recibe el nombre de subsidencia. Cuando en una masa de aire comienza la condensación del vapor de agua se dice que se ha alcanzado la temperatura de punto de rocío, que depende del grado de humedad, presión y temperatura del aire.

En la unidad didáctica MET01 se hablaba de los cambios de estado de agregación de la materia. Estos cambios juegan un importante papel en los procesos de formación de una nube. Los cambios con aporte de calor o inversos (de izquierda a derecha) son los cambios que tienen lugar en orden molecular creciente y son de vital importancia en meteorología. Son los que conducen a la formación de nubes.

[63] Cambios de estado de agregación de la materia.


Estos cambios de estado del agua han de superar una «barrera de energía», las pequeñas gotas de agua poseen unas intensas fuerzas de tensión superficial que, para aumentar de tamaño por condensación, han de ser contrarrestadas por un fuerte gradiente de presión de vapor. Según esto, las pequeñas gotas de agua que forman la nube necesitan para formarse humedades relativas muy superiores al 100 %. Pero podemos comprobar que en la atmósfera se forman las gotas de nubes incluso a humedades menores al 100%. La razón es la existencia en la atmósfera de minúsculas partículas higroscópicas en suspensión y que

sirven de núcleos de condensación. La condensación es más fácil sobre núcleos grandes e higroscópicos como las partículas de sal. Sobre estos núcleos, el vapor de agua puede empezar a condensarse con humedades relativas bajas (aprox. 75%). Cuando la humedad relativa es mayor, los núcleos pequeños o poco higroscópicos también pueden llegar

a ser núcleos de condensación. Con una humedad relativa inferior al 100%, las gotitas formadas tienden a evaporarse. Por encima de este nivel aumentan muy rápidamente de tamaño, denominándose nivel crítico de sobresaturación al límite en que las gotas están a punto de crecer. A medida que se hacen más grandes tienden a caer atraídas por

la gravedad, pero las corrientes ascendentes de aire impiden su caída o, en el caso de que logren caer, se evaporan a causa de las capas de aire más calientes próximas al suelo. Solo un aumento de su volumen (y peso) por el choque entre pequeñas gotas, hace que, ni las corrientes de aire ascendentes ni la evaporación, detengan su caída en forma de lluvia, nieve o granizo. Como se vio también en la unidad didáctica MET01, en la atmósfera existen muchos tipos de núcleos de condensación y algunos de ellos se humedecen a humedades inferiores al 100%. Este tipo de núcleos forman las calimas. Solo aquellos que alcanzan tamaños relativamente grandes son los que pueden dar lugar a gotas de nube.

El aire húmedo al ascender se enfría, llegando a alcanzar humedades relativas cercanas al 100% que posibilitan que los núcleos más higroscópicos se conviertan en núcleos de condensación. Si el ascenso continúa, el enfriamiento conlleva una sobresaturación (humedad relativa superior al 100%) y la humedad se agota por condensación sobre los núcleos. Si la nube sigue su ascenso, su cima puede alcanzar temperaturas inferiores a los 0º C, las gotitas de agua subfundidas (temperatura bajo cero y agua líquida) pueden o no congelarse, dependiendo de que existan núcleos de hielo. La presencia de estas gotas subfundidas es frecuente en la atmósfera a temperaturas de hasta -15º C. Este fenómeno es un importante factor desencadenante de engelamiento en la aeronave.

Una nube es un agregado de pequeñísimas gotas con una estructura muy estable donde las gotas no tienden a juntarse ni aumentar de tamaño. La precipitación se origina cuando esta estructura se hace inestable y unas gotas crecen al absorber a otras. Este efecto puede producirse por la colisión o choque directo entre gotas o la interacción entre gotitas de agua y cristales de hielo (en nubes que superan el nivel de los 0ºC). Cuando las gotas o los cristales de hielo alcanzan el tamaño suficiente puede producirse la precipitación si la velocidad de caída compensa las corrientes ascendentes en el interior de la nube.


Las nubes son un fenómeno de gran importancia para la navegación aérea por varias razones: 1) En ellas disminuye la visibilidad. 2) En su seno se pueden producir turbulencias. 3) Pueden dar lugar a precipitaciones. 4) Pueden producir engelamiento.

• Las nubes son agrupaciones de minúsculas gotas de agua suspendidas en el aire.

• Las nubes se forman por enfriamiento, por aporte de humedad o por ambas al mismo tiempo.

• Subsidencia es el descenso de una masa de aire con el consiguiente calentamiento y la disipación de las nubes.

Medición de las nubes

Varios parámetros se utilizan para medir la nubosidad. Los más importantes son:

- Cantidad de nubes - Base - Techo

Cantidad de nubes Es lo que se llama propiamente nubosidad. La cantidad de nubes se mide en octavos u octas (1/8). Supongamos una zona del cielo dividida en ocho partes. Según la cantidad de cielo cubierto por nubes, se

utiliza la siguiente clasificación de la nubosidad:

De 1 a 2 octavos: FEW (few, escasa) De 3 a 4 octavos: SCT (scattered, dispersa) De 5 a 7 octavos: BKN (broken, fragmentada)

8 octavos: OVC (overcast, cubierto)

[64] Claves de cantidad de nubes.


Base Se llama base de la nube a la zona más baja en que el oscurecimiento del aire pasa de la neblina en aire claro al correspondiente a gotitas de agua o cristales de hielo. Techo Se llama techo de nubes a la altura sobre el nivel del aeródromo donde se halla la capa más baja de nubes

de más de 4 octavos.

• La nubosidad se mide en octavos.

De 1 a 2 octavos: FEW (few, escasa)

De 3 a 4 octavos: SCT (scattered, dispersa)

De 5 a 7 octavos: BKN (broken, fragmentada)

8 octavos: OVC (overcast, cubierto)

• Se llama techo de nubes si la capa de nubes más baja cubre más de 4 octavos.

Enfriamiento por advección, radiación y expansión adiabática Advección Cuando las propiedades de una masa de aire son transportadas por un movimiento horizontal dicho

transporte recibe el nombre de advección. Si una masa de aire caliente se desplaza horizontalmente y encuentra una masa de aire frío, puede ocurrir que la temperatura descienda hasta alcanzar el punto de rocío. En ese caso, el vapor de agua se condensa y se forman nubes de advección. Radiación Otra causa del enfriamiento puede ser la radiación. En invierno, durante la noche y especialmente si el cielo está despejado, la tierra se enfría muy rápidamente. La capa de aire que se encuentra en contacto

con el suelo se enfría y, si la humedad es suficiente, se condensa formando niebla, que no es otra cosa que una nube a ras de suelo.


Expansión adiabática En los días en que la radiación solar es muy fuerte, se produce un calentamiento de la superficie terrestre. Dicho calentamiento da lugar a una ascendencia. Al ascender la masa de aire, disminuye su densidad y se expande. Esta expansión va acompañada de una disminución de temperatura que, si alcanza el punto de rocío, da lugar a la condensación y se crea nubosidad.

[65] Diferentes tipos de enfriamiento de una masa de aire.

• Advección es el transporte de las propiedades de una masa de aire por transporte horizontal.

• Cuando una masa de aire se enfría por contacto el suelo muy frío, se forman nubes por radiación. Si la nube permanece a ras del suelo se llama niebla de radiación.

• Cuando una masa de aire asciende por calentamiento del suelo se enfría al expandirse y se condensa formando nubes.


Tipos de nubes Las nubes se clasifican según su altura sobre el suelo y su forma. Combinando estos dos parámetros, se han clasificados diez tipos fundamentales de nubes, reunidas en cuatro grandes grupos.

[66] Tabla de Tipos de Nubes.


Cirros Se encuentran generalmente entre los 16.500 ft a 45.000 ft de altitud, es decir, hasta el límite aproximado de la troposfera. Estas nubes altas están constituidas por cristales de hielo y son transparentes. La visibilidad es muy buena, no producen turbulencia ni engelamiento. Preceden a un frente cálido.

Cirroestratos Estas nubes altas se pueden encontrar entre los 16.500 ft a 45.000 ft de altitud, es decir, hasta el límite aproximado de la troposfera, aunque normalmente aparecen a unos 20 a 25.000 ft de altitud. Se asemejan a un velo o manto continuo blanquecino, transparente, de aspecto fibroso o liso, que cubre total o parcialmente el cielo, pero sin ocultar el Sol o la Luna, en torno de los cuales producen el fenómeno óptico del halo. Como los cirros, estas nubes también están constituidas, principalmente, por cristales de hielo. La visibilidad es muy buena, no producen turbulencia ni engelamiento. Preceden a un frente cálido.


Cirrocúmulus Estas nubes altas se componen principalmente de cristales de hielo y se encuentran generalmente entre los 16.500 ft a 45.000 ft de altitud. Parecen pequeñas bolas de algodón y se alinean en largas hileras. Los Cirrocúmulus son normalmente blancos, pero a veces parecen grises. Si estas nubes cubren la mayoría del cielo, se suele denominar «cielo enladrillado». La visibilidad es muy buena, no producen turbulencia ni engelamiento. Preceden a un frente cálido.

Altoestratos Son nubes medias se encuentran generalmente entre los 9.000 ft a 12.000 ft de altitud, son como un manto de color gris, a veces con tonalidades blancas y azuladas. Sus partes menos densas permiten ver el Sol y la Luna como manchas difusas de luz. Los altoestratos están constituidos por gotitas de agua y cristales de hielo, conteniendo la mayoría de veces gotas de lluvia y copos de nieve, por lo que producen precipitaciones de ese tipo. Llegan a alcanzar grandes extensiones (varios centenares de kilómetros) y un espesor apreciable, a veces,

de varios miles de pies.

La visibilidad es buena, producen turbulencia y engelamiento ligeros a moderados. Preceden a un frente

cálido unas 200 NM antes y a menudo van unidas a la presencia de nimboestratos detrás y debajo.


Altocúmulos Son también nubes medias, encontrándose su base a unos 9.000 ft de altitud. Están, al menos en su mayor parte, constituidas por gotitas de agua, aunque, a muy bajas temperaturas, pueden formarse cristales de hielo que, si caen, pueden dar lugar a fenómenos ópticos como el halo. Generalmente aparecen en bancos o mantos de nubes en forma globular, distribuidas en una o dos direcciones bien marcadas. Algunas veces toman otras formas. Su color es una mezcla de blanco y gris. La visibilidad es buena, producen turbulencia y engelamiento ligeros a moderados. En ocasiones indican la proximidad de un frente cálido.

Nimboestratos Pertenecen al grupo de nubes bajas. Su base se encuentra a una altitud de alrededor los 3.000 a 4.000 ft, aunque podemos encontrarlas entre el suelo y los 6.500 ft ó entre los 10.000 a 15.000 ft. Son mantos nubosos propios del tiempo de lluvia. Son de color gris, normalmente oscuro. Su espesor es de varios cientos de pies, suficiente para ocultar el

Sol. Los nimboestratos están constituidos por gotitas de agua y gotas de lluvia, aunque muchas veces también contienen cristalitos de hielo y copos de nieve. La visibilidad es buena, producen turbulencia y engelamiento moderados a fuertes. Van unidas a un frente cálido.


Estratos Son nubes bajas que se presentan en forma de largas fajas horizontales de color grisáceo, muy parecidas

a los nimboestratos, aunque no están relacionados con lluvias o nevadas. Son mantos muy uniformes,

parecidos a la niebla, que cubren áreas muy extensas.

Su altitud es siempre muy baja, originándose desde alturas cercanas al suelo hasta unos 2.500 ft, aunque

podemos encontrarlas hasta los 6.500 ft. Son consideras nubes de buen tiempo y están formadas por

gotitas de agua. Son frecuentes por las mañanas en las zonas montañosas. La visibilidad es mala, no

producen apenas o ninguna turbulencia y engelamiento ocasionalmente de ligero a moderado. En el

sector cálido producen nieblas y ligeras precipitaciones.

Estratocúmulos La altura de base de estas nubes bajas es de unos 4.500 ft. Se presentan en capas o bancos de color gris y blanquecino, con límites definidos. Generalmente forman franjas paralelas de gran extensión. Están constituidas por gotitas de agua. La

visibilidad es mala o muy mala, turbulencia ligera a moderada y engelamiento de ligero a moderado.

Nubes de turbulencia a menudo asociadas con cúmulos.


Cúmulos Nubes con base generalmente plana y horizontal que se hallan a una altitud de 2.500 a 3.000 ft. Se presentan en conglomerados sueltos, de color blanco, brillantes cuando están iluminados por el Sol, y con una base oscura. Se desarrollan verticalmente en forma de cúpulas, prominencias o torres, siendo la parte superior muy semejante a una coliflor. Están compuestos por gotitas de agua, aunque se pueden formar cristalitos de hielo a partir de temperaturas inferiores a 0° C. Los cúmulos son conocidos como (nubes de buen tiempo). Estas nubes deben principalmente su origen a corrientes convectivas de aire saturado y se desarrollan a temperaturas altas en los países templados,

especialmente en verano. Empiezan a nacer, por lo común poco después de la salida del Sol, creciendo en número y volumen hasta las horas más cálidas del día, para disminuir y declinar al atardecer, en que se extienden en fajas horizontales y luego desaparecer al cerrar la noche. Este tipo de nubes se puede presentar simultáneamente en varias etapas de su desarrollo vertical, por lo que adoptan infinidad de tamaños, que dependen de su génesis y de la importancia de las corrientes de

convección. La visibilidad es mala o muy mala, turbulencia y engelamiento de moderados a fuertes. Nubes de inestabilidad que en los frentes fríos pueden desarrollarse a cumulonimbos.


Cumulonimbos Son nubes bajas de gran desarrollo vertical, con una base a poca altitud (unos 2.500 ft del suelo), y cuya altura llega a veces hasta la troposfera. Su base horizontal, muy oscura, puede extenderse hasta 30 Km. de ancho. Su parte superior es generalmente aplanada y en forma de «yunque». Su aspecto amenazador y el que produzcan grandes tormentas de lluvia y granizo, acompañadas de rayos y truenos, hace que se las conozca como «nubes de tormenta». Los cumulonimbos están constituidos por gotitas de agua, cristales de hielo, gotas de lluvia y, la mayor parte de las veces, copos de nieve, granizo y pedrisco. Suelen presentarse aisladamente o en filas en forma

de muralla. La visibilidad es mala o muy mala, turbulencia y engelamiento de moderados a fuertes. Nubes de inestabilidad y tormentas con fuertes precipitaciones de lluvia o granizo con aparato eléctrico.

Todas las nubes descritas pueden generar algún tipo de precipitación, pero sólo suelen alcanzar el suelo

las de los altoestratos y de los cumulonimbus, que producen grandes lluvias y nevadas, así como las de los nimboestratos.


Nubes de convección Convección significa transporte de calor por un movimiento vertical del aire. Cuando hay inestabilidad, el aire asciende. Al alcanzar el nivel de condensación, es decir, aquél en que la temperatura de la masa de aire es igual al punto de rocío, el vapor de agua se condensa y se forma la nube. La nube continúa creciendo a partir de este punto. El movimiento ascendente del aire puede deberse a dos causas: 1) Calentamiento de la superficie por la acción de los rayos del sol. 2) Existencia de aire frío en altos niveles de la atmósfera.

• Conociendo la temperatura en la superficie y la temperatura de punto de rocío, para calcular a qué altura aproximada estará la base de las nubes convectivas, multiplicar por 400 la diferencia entre ambas temperaturas.

• (p.e.) 12º T. superficie y 6º T. rocio = 6 x 400= 2.400 ft

Nubes orográficas El terreno, especialmente cuando es montañoso, puede ser la causa de la formación de nubes. Cuando el viento sopla perpendicularmente a una cadena montañosa, se ve obligado a subir por la ladera. Al ascender, el aire se enfría y la humedad se condensa. Cuando el aire sobrepasa la cima de la montaña, comienza a descender, calentándose de nuevo y disipándose la nubosidad. La nube se forma siempre a barlovento, alcanza la cumbre y llega a descender un poco por la cara de sotavento.

[67] Diferentes tipos de nubes orográficas.

Como se ve, es necesario que se den tres condiciones para la formación nubes orográficas:

1) Que se trate de una cadena montañosa, suficiente para constituir una barrera, y no de una

montaña aislada. 2) Que la componente del viento perpendicular a la cadena montañosa sea notable. 3) Que la humedad relativa sea lo bastante alta.


Nubes estratiformes, cumuliformes y cirriformes Podemos considerar que dependiendo su formación de la velocidad y turbulencia de la corriente de aire ascendente existen tres grandes familias de nubes: Nubes estratiformes Cuando las corrientes de aire ascendente son muy débiles, se generan nubes estratiformes. Para que

permanezcan, es necesaria, además, una inversión de temperatura, de modo que la capa de aire por

debajo del estrato esté más fría que la que se encuentra encima. De este modo, la nube permanece

flotando entre las dos capas. Son nubes que no tienen gran espesor y forman un manto uniforme.

Pertenecen a este grupo los siguientes tipos de nubes:

• Altoestratos

• Nimboestratos

• Estratos

• Estratocúmulos

• Fractocúmulos

• Fractostratos

Nubes cumuliformes Las fuertes corrientes ascendentes, en condiciones de inestabilidad, generan nubes cumuliformes. Son

nubes con una base plana que coincide con el nivel de condensación, y que, en su parte alta se desarrollan

con formas irregulares, con una enorme variedad de espesores y tamaños.


• Cúmulos

• Cumulus húmilis

• Cumulus mediocris

• Cumulus congestus

• Cúmulonimbos

• Calvus

• Capillatus

Nubes cirriformes Están compuestas por minúsculos cristales de hielo y se forman a gran altura, en la parte más elevada de

las corrientes de convección. Adoptan formas fibrosas muy tenues y delicadas.


• Cirros

• Cirroestratos

• Cirrocúmulos


Cuando un estrato o un cúmulo da lugar a precipitaciones, ya sea en forma de nieve, lluvia o granizo, se combina el nombre básico de la nube con el término nimbus (nube de lluvia o tempestad).

• Convección es la ascendencia de la masa de aire en condiciones de inestabilidad. Cuando el aire alcanza el nivel de condensación, se forma la nube.

• Las nubes orográficas se forman cuando el aire se ve forzado a subir por la ladera de una montaña, hasta alcanzar el nivel de condensación.

• Las nubes estratiformes aparecen en condiciones de estabilidad cuando la capa de aire por debajo está más fría que la que se encuentra encima.

• Las nubes cumuliformes se dan en condiciones de inestabilidad, con gran variedad de formas y tamaños en su parte superior.

Condiciones de vuelo en cada tipo de nube A efectos de las condiciones de vuelo, son cinco los factores que hay que considerar respecto a los diferentes tipos de nubes:

- Visibilidad - Engelamiento - Turbulencia - Precipitación - Aparato eléctrico

En cuanto a la visibilidad, aun cuando hay diferentes grados, siempre es reducida en el interior de cualquier tiempo de nube. Por tal razón, las normas prohíben taxativamente el vuelo VFR dentro de ellas.

En cuanto a los otros factores, veamos cuáles son los tipos de nubes cuyas condiciones son significativas a efectos del vuelo. Nimboestratos: En determinadas condiciones de temperatura, se puede producir engelamiento. El engelamiento puede ser fuerte sobre zonas montañosas y en general a bajos niveles. Estratos: Al ser nubes muy bajas, pueden constituir un problema en las fases de aproximación y aterrizaje puesto que su base queda a menudo por debajo de los mínimos de aterrizaje.

Cúmulos: Cuando son de gran desarrollo suelen presentar engelamiento y turbulencia fuertes, sobre todo en zonas montañosas. Deben ser evitados, bien rodeándolos o sobrevolándolos cuando sea posible.


Estratocúmulos: En su interior presentan generalmente engelamiento débil, mientras que por debajo aparece turbulencia. El vuelo por encima suele darse en condiciones de aire muy estable. Cumulonimbos: Son las nubes más peligrosas para el vuelo. En su interior se da engelamiento fuerte, gran turbulencia,

granizo y aparato eléctrico. Deben ser evitados siempre.

• Las nubes a tener en cuenta para el vuelo son nimboestratos, estratos, cúmulos, estratocúmulos y cumulonimbos. Los cumulonimbos son especialmente peligrosos. Los estratos afectan especialmente a las maniobras de aproximación y aterrizaje.

Niebla, bruma y calima Introducción

La visibilidad, como factor necesario para determinadas fases del vuelo, puede verse afectada por diferentes causas y en grados también diferentes. La visibilidad horizontal se puede definir como la mayor distancia horizontal a la cual un objeto oscuro o prominente puede ser distinguido por un observador que posea una vista normal. De noche, se la puede definir como la mayor distancia a la cual ese mismo observador puede distinguir una luz artificial de una potencia determinada. Para las fases de aterrizaje y despegue se utiliza como medida de la visibilidad el alcance visual en pista o RVR (Runway Visual Range), que se define como la distancia a máxima a la cual un observador situado 15 ft (5m.) por encima del eje de pista en la zona de contacto puede ver las balizas de borde pista, o las luces

de la pista, mirando en la dirección del despegue. El RVR se proporciona en los informes meteorológicos cuando es igual o inferior a 1500 metros, o cuando hay niebla o pronóstico de niebla. En definitiva, la visibilidad no es otra cosa que una medida de la claridad o el oscurecimiento de la atmósfera. La causa de la reducción de la visibilidad es la existencia de gotas de agua (niebla o lluvia) o de partículas sólidas (arena, polvo o humo) o la combinación de ambos tipos de partículas, por ejemplo, niebla y humo. En general, se asocia la disminución de la visibilidad cerca del suelo a condiciones de estabilidad, inversión de temperatura y poco viento.

• Visibilidad horizontal es la mayor distancia horizontal a la cual un objeto oscuro puede ser distinguido por un observador que posea una vista normal.

Tres son las principales causas de la reducción de la visibilidad:


Niebla La niebla es una nube en contacto con el suelo que reduce la visibilidad por debajo de los 1.000 metros. En esta situación, la humedad relativa alcanza el 100 %. Las causas son varias, como veremos más adelante, pero el hecho es que la temperatura de la masa de aire que se encuentra en contacto con el suelo es igual al punto de rocío, produciéndose la saturación y, por tanto, condensación del vapor de agua en minúsculas gotas de agua. Cuando la nube que constituye la niebla es algo más tenue (humedad relativa del 80 al 90% ) y la visibilidad se ve reducida a valores entre 1.000 y 2.000 metros, se la denomina Neblina.

Bruma La bruma, al igual que la niebla, es una nube en contacto con el suelo o a poca altura, pero mucho más tenue. Decimos que hay bruma cuando la visibilidad está entre los 1.000 y los 3.000 metros.

Calima Decimos que hay calima cuando la visibilidad se halla reducida por la existencia de finísimas partículas de arena o polvo en suspensión o por la presencia de humo. En los informes meteorológicos aparece cuando

la visibilidad está por debajo de los 5.000 metros. Cuando la calima reduce la visibilidad por debajo de los 1.000 metros, aparece reflejada en las cartas sinópticas con el signo.

Radiación, advección, frontal, niebla helada La niebla, como hemos dicho, no es otra cosa que una nube en contacto con el suelo. Por tanto, su formación se produce del mismo modo que la de cualquier otra nube, es decir, por aporte de vapor de agua o por enfriamiento de la masa de aire hasta alcanzar el punto de saturación.

La aportación de vapor de agua puede deberse a las siguientes causas:

- Evaporación del agua del suelo después de que se haya producida precipitación. - Evaporación del agua de un río, del mar o de un lago.

El enfriamiento puede producirse por las causas siguientes: Radiación: La radiación es la perdida de calor o enfriamiento del suelo, enfriamiento que se transmite a la masa de

aire en contacto con él. Este fenómeno suele ser causa de la aparición de niebla. Advección La advección, es decir, el transporte de propiedades de la masa de aire en un movimiento horizontal, puede también producir cambios en la temperatura del aire suficientes para la formación de nieblas.


[68] Nieblas por Radiación y Advección.

Niebla frontal Es la que se produce delante de un frente cálido cuando se produce precipitación a través de las capas de aire más frío que hay bajo las nubes.

[69] Nieblas Frontales.

Niebla helada Normalmente, las nieblas se producen a temperaturas superiores a -15º, si bien son más frecuentes a temperaturas superiores a 0º. No obstante, en las zonas polares se forman nieblas a temperaturas inferiores a -35º, debido a los núcleos de condensación procedentes de la combustión en zonas habitadas de estas regiones. Este tipo de niebla recibe el nombre de niebla helada.

Formación y dispersión Los procesos de formación y dispersión de los diferentes tipos de niebla varían notablemente según los casos.


Las nieblas de radiación suelen formarse en invierno, cuando la superficie de la tierra se enfría durante la noche. El aire en contacto con esta superficie se enfría también, llegando a alcanzar el punto de rocío y produciéndose la condensación. La hora más propicia para la formación de este tipo de niebla es la del amanecer. Las nieblas de radiación se forman exclusivamente sobre tierra. La existencia de un ligero viento, no

superior a 5 nudos, colabora en la formación de la niebla de radiación, porque contribuye a que tanto la

humedad como la pérdida de calor del aire se muevan hacia arriba. Así mismo, el hecho de que la

superficie esté húmeda contribuye a la formación de la niebla.

La estabilidad de la atmósfera es, también un factor que aumenta la probabilidad de su formación.

Su dispersión se produce por calentamiento de la masa de aire, lo que ocurre como consecuencia de la acción solar. No obstante, si pasadas tres horas del mediodía no se han disipado, es muy probable que permanezcan ya todo el día, salvo que se dé la aparición de un viento fuerte precediendo a un frente frío, en cuyo caso la niebla puede ser barrida completamente. En las nieblas de advección, la formación se da cuando la masa de aire cálido, en su movimiento, llega a una zona en que la superficie está fría. La masa de aire se enfría y alcanza el punto de saturación, formándose la niebla. Las nieblas de advección pueden formarse tanto en tierra firme como en el mar.

Estas últimas son frecuentes en mares muy fríos cuando sobre ellos sopla aire de origen tropical. La disipación de este tipo de nieblas tiene lugar cuando cambia la dirección del viento y éste pasa a soplar desde zonas más frías y secas. Las nieblas frontales se forman generalmente en invierno. Si la temperatura de las gotas de lluvia es superior al punto de rocío de la masa de aire que hay debajo (Ver Fig. [69] Nieblas Frontales.), se produce la evaporación de las gotas de agua de la lluvia, lo cual da lugar al enfriamiento del aire y una elevación del punto de rocío. En ese momento se produce la saturación y, por tanto, la niebla. La disipación de estas nieblas suele producirse al cabo de dos o tres horas, transformándose en una capa de nubes bajas.

[70] Formación y dispersión de nieblas.

El término «SMOG» resulta de la fusión de las palabras humo y niebla en inglés y se refiere a una niebla producida por una mezcla de gases y partículas de materia procedentes de la actividad humana.


En condiciones de estabilidad o de inversión de temperatura, se acumula sobre ciudades o zonas industriales reduciendo sensiblemente la visibilidad. La acción de la luz solar sobre esos gases contaminantes, produce una reacción química que tiene como resultado la formación de ozono a nivel del suelo con consecuencias muy negativas para la vida.

• La niebla de radiación se forma en invierno, cuando la superficie de la tierra se enfría durante la noche, enfriando, a su vez, el aire hasta el punto de rocío.

• La niebla de advección se forma cuando una masa de aire cálido se mueve hasta una superficie fría.

• La niebla frontal se produce cuando hay precipitación de nubes de un frente cálido a través de las capas de aire más frío que hay debajo.

Reducción de la visibilidad por la niebla, nieve, humo, polvo y arena Reducción de la visibilidad por niebla La reducción de la visibilidad a causa de la niebla varía según el tipo de niebla.

Cuando tenemos una capa de niebla alta, la altura del avión sobre el suelo es determinante a la hora de medir la reducción de la visibilidad. Como puede apreciarse en la siguiente figura, la visibilidad oblicua disminuye con la altitud. En la posición A, la anchura de la capa de niebla que debe atravesar la luz desde el punto P hasta el observador es menor que en la posición B.

[71] Reducción de la visibilidad por niebla.

En cambio, cuando la niebla es baja y densa es muy probable que el campo no se vea desde ningún punto.

En tal situación una aproximación visual es imposible.


Reducción de la visibilidad por precipitación La visibilidad puede reducirse también a causa de las precipitaciones, tales como la llovizna, la lluvia o la nieve. La llovizna puede producir reducir la visibilidad por debajo de los 3.000 metros dejándola, incluso, en no más de 500 metros. La lluvia moderada permite normalmente una visibilidad de entre 3.000 metros a 10 km., mientras que la

lluvia fuerte puede reducir la visibilidad por debajo de los 1.000 metros. La nieve también reduce notablemente la visibilidad. Cuando la precipitación es moderada, la visibilidad no sobrepasa los 1.000 metros. En caso de precipitación fuerte, la nieve puede ser causa de una visibilidad inferior a los 1.000 metros.

[72] Reducción de la visibilidad.

Reducción de la visibilidad por polvo y arena En las regiones desérticas, vientos como el denominado Khamsin pueden levantar auténticas nubes de polvo. El polvo es la acumulación de partículas con un diámetro no superior a 0’08 mm. Es preciso que el viento alcance una intensidad de al menos 15 Kt. al nivel de la superficie para que se formen las nubes de polvo. Si la convergencia es suficientemente fuerte, la nube de polvo puede alcanzar una altura de hasta 3.000 ft. Por encima de estos niveles, las operaciones aeronáuticas no se ven afectadas. La arena consiste en partículas de entre 0’08 mm. y 0’3 mm. de diámetro.

Un viento en superficie de más de 20 kt. puede levantarla de suelo en forma de tormenta de arena. El peso de las partículas impide que alcancen una altura superior a un par de metros, pero, al igual, que el polvo, reducen enormemente la visibilidad, incluso hasta cero, llegando a hacer imposibles las fases de despegue, aproximación y aterrizaje.


• El polvo son partículas con un diámetro no superior a 0’08 mm. La nube de polvo puede alcanzar 3.000 ft. de altura.

• La arena son partículas de entre 0’08 mm. y 0’3 mm.

Evaluación de la probabilidad de visión reducida

Los vuelos VFR deben ser realizados en condiciones meteorológicas visuales (VMC-Visual Meteorological Conditions), por lo que el piloto, de acuerdo con el Reglamento de Circulación Aérea, se asegurará de que se cumplan estas condiciones en los aeropuertos de salida, destino y, si los hubiera, en los alternativos, así como en la ruta proyectada. Para evaluar la posibilidad de iniciar y completar en dichas condiciones el vuelo, se dispone de diferentes productos facilitados por los servicios meteorológicos como son los informes (METAR) y pronósticos (TAF, AIRMET, SIGMET...) de aeródromo, así como también, los mapas de tiempo significativo (SIGWX) a diferentes cotas. Esta información codificada y gráfica, será estudiada en posteriores unidades didácticas. Excepto cuando lo autorice la dependencia ATC, en vuelos VFR no se despegará ni se aterrizará en ningún

aeródromo dentro de una zona de control (CTR), ni se entrará en la zona de tránsito de aeródromo (ATZ)

o en el circuito de tránsito de dicho aeródromo:

- si el techo de nubes es inferior a 1500 pies; o - si la visibilidad en tierra es inferior a 5 Km.

En circunstancias especiales en las que la visibilidad en el aeródromo no sea inferior a 1.500 metros, el aeródromo se encuentre situado en una zona de control (CTR) y se pueda continuar el vuelo en condiciones VMC, se podrá solicitar una autorización para un vuelo VFR especial.

Peligros en vuelo debidos a la baja visibilidad, horizontal y vertical La reducción de la visibilidad puede afectar de diferentes maneras a las operaciones de vuelo. En ruta, resulta más difícil la orientación con referencias visuales, calcular distancias o mantener una

separación correcta del terreno y de otras aeronaves en vuelo. Por otra parte, al carecer de un horizonte

real de referencia, puede resultar complicado para un piloto visual mantener una actitud de vuelo correcta.

Como hemos visto, en el caso de una capa de niebla alta, de bruma o de calima y humo, la capa que se encuentra pegada al suelo disminuye la visibilidad de manera diferente según la posición del avión y la dirección de la mirada del piloto. Si hacemos una aproximación visual en estas condiciones, deberemos considerar que las condiciones de visibilidad cambian notablemente a medida que cambia nuestra posición, pudiendo pasar de una situación aparente buena a otra en que se cree una situación de peligro.


En el ejemplo de la figura siguiente, la visibilidad oblicua (B y C) disminuye a medida que descendemos,

mientras que la visibilidad vertical (A) se mantiene.

[73] Reducción de la visibilidad. Visibilidad oblicua.

En esta circunstancia, podríamos ver perfectamente un aeropuerto al sobrevolarlo y ser prácticamente invisible una vez situados en la senda de planeo. Por otra parte, determinadas condiciones de reducción de la visibilidad pueden producir ilusiones ópticas y llevar al piloto a efectuar operaciones erróneas con el consiguiente peligro. En aproximación, en condiciones de niebla no demasiado densa o con lluvia intensa, aun teniendo el campo a la vista, es probable que el horizonte real no sea visible. La sensación es la de que dicho horizonte se encuentra por debajo del morro del avión o, lo que es lo mismo, podemos «sentir» que volamos con el morro más alto de lo que está en realidad. La reacción puede ser la de picar, con el consiguiente peligro.

Otra ilusión óptica potencialmente peligrosa se da cuando a la desaparición del horizonte real se una la existencia de una capa de nubes ligeramente por encima. En tales condiciones hay tendencia a tomar la línea que delimita el techo de nubes por el horizonte. Como dicha línea no es necesariamente horizontal, la sensación producida es la de que volamos con un cierto grado de alabeo, que no es real. Por último, no debemos olvidar que la visibilidad horizontal puede verse también limitada con el sol en cara, y especialmente en las maniobras de despegue y aterrizaje, con el sol bajo en el horizonte. Esta situación es especialmente peligrosa en condiciones de niebla no demasiado densa, con lluvia intensa e

incluso con una humedad ambiente muy elevada.

• Con niebla alta, bruma y calima, la visibilidad oblicua es menor que la visibilidad vertical.

• Con baja visibilidad, la desaparición del horizonte real produce la sensación de aumento de cabeceo.

• Sin horizonte real, el techo de nubes puede tomarse por el horizonte y dar la sensación de volar inclinados.

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Presión y viento - eLearning World Aviation · Todo lo que hay en la Tierra es atraído por la fuerza de la gravedad. El aire también y por ello podemos hablar de peso del aire