METEOROLOGIA

ASIGNATURA: METEOROLOGlA BASICAOBJETIVO: Que el alumno adquiera los conocimientos de meteorología aeronáutica a nivelde piloto privado, familiarizándolo con las normas y procedimientos para solicitar lainformación pertinente, su interpretación y utilización.

1- Introducción a la asignatura: generalidades. Finalidad y sentido de los pronósticosmeteorológicos: a) vuelos locales y b) Vuelos de travesía. El reglamento de vuelo y lameteorología. Relación de las condiciones meteorológicas con: a) La aerodinámica del vuelo;b) El funcionamiento del sistema- motopropulsor; c) El funcionamiento del equiporadioeléctrico de a bordo y d) La seguridad de vuelo.2- Atmósfera: a) Su naturaleza fisica y b) Perfil aeronavegable. Aire: componentes básicos.Variables fundamentales del aire atmosférico: a) Temperatura; b) Presión; c) Humedad relativaambiente. Cambios a nivel del mar y según altitud: a) Diarios; b) Estacionales y c)Circunstanciales. Conceptos de: a) Registros de superficie; b) Sondeos meteorológicos y c)AIREPS. Atmósfera tipo o ISA (INTERNA TIONAL STANDARD ATMOSPHERE).3- Nociones sobre los procesos de transferencia de calor: a) Conducción; b) Convección y c)Radiación. Calentamiento del aire: a) Sobre tierra; b) Sobre agua; c) Diurno y d) Nocturno.Medida de la temperatura ambiente, escalas termo métricas: a) Celsius o centesimal; b)Fahrenheit y c) Equivalencias y conversión. Isotermas. Gradientes de temperatura; a)Horizontal y b) Vertical. Inversión de temperatura: distintos casos. Influencia de latemperatura de aire exterior u OAT (OUTSIDE AlR TEMPERATURE) en: a) lasperformances de la aeronave y b) las marcaciones del baroaltímetro. Factores de corrección.4- Presión atmosférica, unidades empleadas: a) Milibar (hectoPascal); b) Pulgadas de mercurioy c) Equivalencias. Valores: a) Standard a nivel del mar; b) Standard a diversas altitudes y c)Verdaderos. Concepto de líneas y superficies isobáricas. Nociones sobre cartas de presión: a)Bajas o ciclóruca::; (depresiones) y b) Altas o anticiclónicas (opresiones). Baroaltímetro: a)Ajustes QNH, QFE, QNE Y b) Influencias de las desviaciones de las presiones normales en lasmarcaciones: factor de corrección.5- Agua, procesos de: a) Solidificación; b) Fusión; c) Evaporación y d) Sublimación. Humedadrelativa ambiente: a) Saturación; b) Influencia de la temperatura del aire y c) Temperatura delpunto de rocío. Influencia de la humedad relativa ambiente en: a) La densidad del aire; b) Lasperformances de la aeronave. Variaciones de lahumedad relativa ambiente: a) Locales diarias anivel del mar y b) Con la altitud. Proceso de condensación: a) Núcleos de coridensación y b)Nivel de condensación. Forma(;:ión de hielo: a) En masas de aire y b) Engelamiento en laaeronave y en el carburador.6- Estabilidad e inestabilidad atmosférica. Concepto de adiabática: a) Seca y b) Húmeda.Subsidencia. Vientos, ráfagas y turbulencia.7- Nubes: nociones sobre el proceso fisico de formación. Estructuras básicas y aspecto: a)Estratiformes y b) Cumuliformes. Clasificación por la altura de su base: a) Altas; b) Medias yc) Bajas. Nubes de desarrollo vertical extenso. Nubes de mal tiempo: a) Stratocúmulus; b)Nimbostratus; c) Cumulonimbus y d) Fractocúmulus. Niebla: a) De advección; b) Deradiación; c) De vapor; d) Frontales; e) Orográficas y f) De mezcla. Neblina. Particularidadesde la disminución de la visibilidad: a) Horizontal; b) Vertical y c) Oblicua.8- Masas de aire troposférico, nociones elementales: a) Polares; b) tropicales; c) Marítimas yd) Continentales. Concepto de frente de tormenta: a) Cálido; b) Frío; c) Estacionario y d)Ocluido. Clasificación por su velocidad: a) Rápidos y b) Lentos. Nociones de célula detormenta: precauciones.9- Información meteorológica. AIRMETS. Nociones de cartas del tiempo. Símbolosmeteorológicos básicos: a) Aguaceros; b) Chaparrones; c) Lluvia; d) Llovizna; e) Granizo; f)Nieve; g) Niebla; h) Humo; D Calina o Calima y j) Tormenta de polvo o arena. Interpretacióndel QAJ\1. PRONAREA (AREA FCST). Validez de los pronósticos. Horas de emisión.Enmiendas. Briefing. Ejercicios prácticos para el piloto privado.-

I3IBLlOGRAFIA CONSULTADA:- BOLETINES INFORMATIVOS. SERVICIO llJETEOROLOGICO NACIONAL-lHETEOROLOGIA PARA AVIADORES. WiUy Eicltellberger-FUNDA.MENTOS DE il:fETEOROLOGIA AERONA UTICA. Femández TurallZas.-MANUAL DEL PILOTO PRIVADO. Rosario Saal1edra

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METEOROLOGIABASICA

GENERALIDADES:

Meteorología es la ciencia que estudia los fenómenos fisicos que afectan la atmósfera, y porextensión, el espacio que la contiene. Surge entonces una relación directa entre esta cienciay todas las actividades que se desarrollan en dicho espacio.

Meteorolo}?ía V actividad aérea

¿ Cuáles son los elementos que hacen que un vuelo sea SEGURO?Podemos enumerar varios, sin establecer un orden de prioridad: buen funcionamiento delgrupo motopropulsor, cumplimiento estricto de normas de seguridad establecidas para elmovimiento en tierra y en vuelo, buenos medios y sistemas de comunicaciones, buen yeficiente apoyo meteorológico, etc ..

No se pretende que un PILOTO PRIV,ADO sea un experto en la predicción del tiempo, perosi que conozca y tenga en cuenta varios factores que le ayudarán a que haga más eficiente yseguro su vuelo y a evitar los peligros frente a situaciones meteorológicas adversas.

AIKIlIIOS de estos factores son:1- Los vientos en altura, capaces de afectar la navegación.2- Los vientos en superficie, capaces de afectar la partida o el aterrizaje.3- Las probabilidades de formación de hielo, que pueden obligarlo a descender o incluso aimpedir el despegue del avión.4- La turbulencia, que puede afectar la operación del avión e incluso averiarlo durante elvuelo ..5- La niebla que puede formarse durante el vuelo, afectando la visibilidad.6- La presión atmosférica y cambios térmicos debidos al movimiento de diferentes masas deaire, que pueden hacer que el altímetro registre una altura mayor o menor que la real.

El piloto debe tener en cuenta que el estudio de la meteorología:,1- Lo prepara para hacer un uso eficaz e inteligente de la información que recibe (poradelantado) para el vuelo y deducir, en base a ello, cómo el tiempo puede afectar al avión y sidispone de suficientes conocimientos aeronáuticos para hacer frente a las situaciones que leesperan.2- Que tal estudio lo faculta para interpretar el tiempo y las nubes (estando en vuelo) y elegirun curso de acción seguro cuando encuentre tiempo peligroso.3- Que su estudio y buen conocimiento determina la confección de planes de vuelo en tierra, delos cuales depende la seguridad y comodidad de los vuelos.

LA ATMOSFERA:

Atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea la tierra.La atmósfera terrestre es una mezcla de gases llamaqa aire. Sus principales componentes sonNitrógeno y Oxígeno en proporción aproximada de 4 a 1. Los fenómenos meteorológicos queafectan al hombre se desarrollan en los primeros 15 a 20 Km. más bajos de la atmósfera y esen esa región donde está concentrada casi toda la masa de aire.La atmósfera se extiende desde la superficie de la Tierra hacia afuera, volviéndose menos densahasta que emerge en el medio interplanetario. No existe un tope real de la misma, sin embargo,

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Nitrógeno 78,08 olÍ,

Oxígcno 20,95 %

Argón 0,93 olÍ,Anhídrido Carbónico 0,03 %

remenuo en cuema sus propleuaues especlIlcas es poslOle encomrar una uerenmnaua allUladonde dichas propiedades son prácticamente insignificantes.Es importante mencionar la enorme protección que nos proporciona, sin ella, la vida tal comola conocemos, no podría existir en la Tierra: la energía emitida por el sol en forma de rayoscósmicos, rayos X, rayos ultravioletas, nos llegarían en cantidades letales. La absorción porparte de la atmósfera de esas poderosas radiaciones son la causa de algunas de suspropiedades, en particular la eléctrica de la alta atmósfera.

La atmósfera es una mezcla fisica de gases, cn la baja atmósfcra la mczcla para cl ail'c sccoticnc las siguientcs proporciones en volumen:

Es decir que el 99,99 % del aire seco y puro lo formanestos cuatro gases, y el 0,0 l % restante está formadopor otros llamados "gases raros" (Neón, Criptón,Helio, Ozono, Xenón e Hidrógeno). _Los elementos variables son el agua (en estado líquido, de vapor o sólido), y partículassólidas, que comúnmente se las llama limo atmo~férico, que pueden ser de origen animal,vegetal o mineral.

ESTRUCTURA FJSICA DE LA ATMOSFERA:

La estructura de la atmósfera puede ser estudiada como si estuviera compuesta dé una serie décapas, cada una con sus propias características. Para identificar estas capas se han empleadodiversas denominaciones. Una de las más comunes, y seguramente la más sencilla, es dividir laatmósfera en 4 capas de temperatura alternativamente decreciente y creciente: la tropo~fera,la estratosfera, la mesosfera y la termosfera, además de la capa divisoria entre la atmósfera yel espacio exterior llamada exosfera.Para los propósitos de vuelo consideraremos las dos más inferiores, partiendo de la superficiede la Tierra.

TROPOSFERA:Es la capa más baja de la atmósfera, en ella tienen lugar casi todas las aGtividadesmeteorológicas. Se caracteriza por un descenso constante de la temperatura con la altura, (lrazón de 6,4°C por cada Km. de ascenso (2°C cada 1000 pies) hasta alcanzar un punto denivelación en la tropopausa .. El cambio de temperatura con la altura se denomina gradientetermo métrico vertical, si la temperatura se mantiene constante dentro de una capa, elgradiente vertical es isotérmico. Si en una capa, la temperatura aumenta al aumentar la altitud,se dice que se ha producido una inversión de temperatura.Esta zona es muy importante desde el punto de vista biológico y en ella tienen lugar la mayorparte de los procesos meteorológicos porque en esta capa encontramos:1- Un gran porcentaje de vapor de agua.2- Los núcleos de condensación también se encuentran principalmente en esta zona.3- El calentamiénto y enfriamiento debido a la radiación son máximos en la superficie.El limite superior de la Troposfera depende de la latitud y de la estación del año. En el Ecuadoralcanza 15 KI1L o más, y en los Polos sólo 7,5 Km. ; en latitudes medias lo encontramos máso menos a los 13 Km.La tropopausa es la zona de transición entre la Troposfera y la Estratosfera, su altura variaráde acuerdo a las variaciones de la Troposfera, no tiene mucho espesor y no siempre escontinua.

ESTRA TOSFERA: ,En oposición a la troposfera, muestra escaso movimiento de las masas de aire que la forman,si bien lo necesario para mantener cierta homogeneidad en su composición.Es una capa isotérmicll (temperatura prácticamente constante) en sus capas inferiores quellegan hasta los 16 o 32 Km., manteniendo una temperatura media de -56,5°C. Por encima deeste punto, la temperatura aumenta y alcanza su máximo valor a unos 56 Km. de altura. El

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valor de la temperatura en la parte más alta nunca se ha medido, porque los globos sonda nosuelen sobrepasar los 32 Km. de altitud, pero los científicos consideran que la temperaturamedia en esta parte es de unos -2,5°C, no muy lejana de la temperatura media de la superficiede la Tierra. Esta zona de máxima temperatura se denomina estrato pausa, está muy próxima alfinal de la capa de ozono. Incluso aunque la cantidad de ozono es pequeña y la mayor parte seencuentra en las zonas más bajas, su gran capacidad para absorber las radiaciones de ondacorta es la causa principal de la alta temperatura a este nivel.La humedad relativa es tan escasa en esta región que solo raramente se producen nubes. Engeneral esto es cierto. No obstante, no es raro ver las cimas de altas tormentas. Mássorprendente es el hecho de haber encontrado nubes a alturas entre 70.000 y 90.000 pies (21 y27 Km.). Se cree que estas raras nubes nacaradas, así llamadas por su iridiscencia, estáncompuestas de pequeños cristales de hielo.

NIESOSFERA:Por encima de la estable estratosfera hay una capa turbulenta llamada mesosfera, en la cual latemperatura disminuye muy rápidamente al aumentar la altura. Alcanza un valor mínimomedio de - 92,5°C a unos 80 Km. de altura. El límite superior de la mesosfera se denominamesopausa .

TERMOSFERA:Es una región donde la temperatura aumenta gradualmente con la altitud (hasta alcanzar1.500°C a los 300 Km.). Aquí se forman las aureolas boreal es y la mayoría de las colas de losmeteoritos o estrellas fugaces. Las altas temperaturas de la termosfera son debidas en parte ala absorción por las moléculas de oxigeno de algunos de los rayos ultravioletas de más cortalongitud de onda. Esta región se llama también iO/losfera, por existir en ella ciertas capas oniveles donde se acumulan partículas cargadas de electricidad. Esto tiene importancia para latransmisión de las ondas radioeléctricas, que se perderían en el espacio si no se reflejarán enellas. El límite superior de la termosfera llamado termopausa, se ubica alrededor de los 700Km.

EXOSFERA:Las temperaturas muy altas existentes por encima de los 560 Km. origman un movimientomuy rápido de los átomos y moléculas, algunos de los cuales alcanzan una velocidadsuficiente para vencer la fuerza de la gravedad y escapar al espacio. Tanto el 'límite superiorcomo el inferior están mal definidos y son muy difusos.

EL OXIGENO YEL CUERPO HUMANO

El oxígeno es esencial para la vida humana. Debido a la disminución de presión atmosféricacon la altura, cuando se alcanza una determinada altitud, el oxígeno es incapaz de penetrar enla corriente sanguínea por ser menor su presión que la de la sangre. Esto hace que la atmósferasea prácticamente inhabitable a partir de los 20.000 pies, si no se dispone de máscaras deoxígeno o cabinas presurizadas. Sin embargo, ya a los 10.000 pies, comienzan a sentirse losprimeros síntomas que afectan al cerebro y al sistema nervioso. A los 15.000 pies se producenmareos, dolores de cabeza, fatiga, errores de tipo psicológico, pobre coordinación demovimientos, etc.La constitución fisica de .cada persona puede modificar ligeramente este comportamiento perode cualquier forma debe evitarse el realizar vuelos sobre los 10.000 pies sin utilizar equiposde oxígeno a mellos que se vuele en aviones COIl cabilla presurizada en los cuales latemperatura, presión y contenido de oxígeno del aire pueden ser mantenidos dentro de loslímites normales.

VARIABLES FUNDAMENTALES DEL AIRE ATMOSFERICO

TEMPERATURA - PRESION -HUMEDAD RELATIVA AMBIENTE

TEMPERATURA: .La temperatura es, al igual que la presión y la humedad, un parámetro fundamental paraclasificar el clima y establecer situaciones sinópticas características. La temperatura se gratlúa

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·C

100·90'

- 80'- 70'

60'. SO'

40'30'20'

-10'_ O'

oq

EBULLlCION

CONGELACIO

con IUl termómetro: éste simplemente indica la posibilidad de ganancia o pérdida de caloren un cuerpo. Es un número arbitrario que se le asigna a los distintos estados térmicos de loscuerpos y que no debe confundirse con la cantidad de calor. El calor es una manifestación deenergía capaz de transformarse en trabajo o en otra energía y este calor puede pasar deunos cuerpos a otros siempre y cuando se hallen a temperaturas diferentes. A través de latemperatura, se mide la energía térmica de dicha sustancia. Cada sustancia tiene sucaracterística propia, en cuanto a la capacidad de absorber mayor o menor calor, cuando se lasomete a un mismo efecto térmico. Por ejemplo, si la superficie de la tierra y del mar tiene lamisma temperatura inicial y si una cantidad de calor (x unidad de superficie) le es suministrada,la superficie de la tierra se tornará más caliente que la superficie del mar. lnversamente, aigual cantidad de calor perdido por ambas superficies, la de la tierra se enfriará mucho mlÍsque la del agua. Esta distinción conduce a un concepto fisico conocido con el nombre deCapacidad Calorífica de cada sustancia. A grandes rasgos establece un valor numérico quepuede ser utilizado como una propiedad intrínseca para clasificar a las distintas sustancias.Para graduar la temperatura se recurrió a la dilatación y contracción que sufren algunoscuerpos al calentarse y al enfriarse, y se eligió el mercurio como el más adecuado. El mercurioencerrado en un tubo capilar con una escala graduada constituye el termómetro, con el cual segradúa la temperatura, ya que no se mide la temperatura. Las escalas de'temperaturas máscomúnmente usadas son dos: Celsius y Farenheit Paraestablecer una escala graduada, se establecen puntos dereferencia llamados puntos fijos: la temperatura de fusión delhielo puro (como O°Cy 32°F) Y de ebullición del agua pura anivel del mar (como 100°C o 212°F).Como puede verse, la diferencia entre estos dos valoresextremos es de 100°C y 180°F, respectivamente en las dosescalas. Por otro lado, la relación o cociente entre ambas escalases de 100/180, es decir 5/9. Asimismo, una temperatura de O°Fes- 32°F más fria que una de O°C; esto permite comparardiferentes temperaturas entre una y otra escala.La equivalencia entre ambas escalas se obtiene con la siguiente fórmula:

9

°F = (-- °C) + 325

5°C =_ (OF - 32)

9

Ejemplos:Si la temperatura es de 59° F

5

se tiene °C=9

Si la temperatura es de 30°C9

se tiene °F = (- 30°C) + 32 = 86°F5

Variacioizes de la temperatura:La cantidad de energía solar recibida, en cualquier lugar del planeta, varía con la hora del día,con la estación del año y con la latitud. Estas diferencias de radiación originan las variacionesde temperatura. Por otro lado, la temperatura puede variar debido a la distribución de distintostipos de superficies y en función de la altura.Dichas variaciones de temperatura dan lugar a las fuerzas que conducen a la atmósfera en susinterminables movimientos.Variación diurna:

Se define como el cambio de la temperatura entre el día y la noche, producido por la rotaciónde la tierra. Durante el día la tierra recibe radiación solar constantemente; pero, también en

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forma continua, pierde calor por radiación terrestre. Los excesos de calor frío dependen delimbalance entre los máximos incidentes y emergentes.A lo largo del día la radiación solar es en general mayor que la terrestre y la superficie de latierra se torna más caliente. Durante la noche, en ausencia de radiación solar, sólo actúa laradiación terrestre y, consecuentemente, la superficie se enfría.Dicho enfriamiento continúa hasta que, tras la salida del sol, la radiación solar supera a laterrestre y el calentamiento comienza nuevamente.Sin considerar otros efectos, la temperatura mínima ocurre, por lo tanto, poco antes de lasalida del sol (en términos generales, media hora antes).

Variación diaria de la temperatura en la atmósfera:En la capa de fricción (1.500 metros) es donde se manifiesta la turbulencia dinámica y losvientos al rozar contra el suelo y los obstáculos artificiales y naturales. Cuanto mayor sea elviento en esta capa, mayor será la turbulencia. También en esta capa se tienen las mayoresvariaciones de temperatura y por ende del gradiente vertical medio de temperatura ..Entre las 10 hs y la máxima temperatura (Tx) se tiene el vuelo turbulento debido a lascorrientes ascendentes, pero que dan la mejor visibilidad.Cuanto mayor sea el gradiente vertical de temperatura, mayor será la turbulencia, que sellama turbulencia térmica.Desde la puesta del sol hasta la salida del mismo, se produce una capa de inversión detemperatura (aumenta con la altura), es decir, una tapa natural de los movimientos verticalesdel aire, con lo cual no hay corrientes ascendentes. Como consecuencia de ello no hayturbulencia pero la visibilidad es mala.

Variación estacional:Esta característica de la temperatura se debe al hecho que la tierra circunda al sol, en su órbita,una vez al año, dando lugar a las cuatro estaciones: verano, otoño, invierno y primavera.Como se sabe, el eje de rotación de la tierra está inclinado con respecto al plano de su órbita,entonces el ángulo de incidencia de los rayos solares varía, estacionalmente, en forma diferentepara ambos hemisferios. Es decir, el Hemisferio Norte es más cálido que el Hemisferio Surdurante los meses de junio, julio y agosto, porque recibe más energía solar.

Variación con la Íatitud:La mayor inclinación de los rayos solares en altas latitudes, hace que éstos entreguen menosenergía solar sobre esas regiones, siendo núnima dicha entrega en los polos. Por lo tanto, latemperatura variará, latitudinalmente, desde el Ecuador caliente hacia los Polos fríos.

Variaciones con los tipos de superficie terrestre:La distribución de continentes y océanos produce un efecto muy importante en la variación dela temperatura. Ya vimos las diferentes capacidades de absorción y emisión de radiación entretierra yagua, lo que nos llevaba a concluir que las variaciones de la temperatura sobre lasáreas de agua experimentaban menores amplitudes que sobre las sólidas.Es decir que las grandes masas de agua tienden a minimizar los cambios en la temperatura,mientras que las áreas continentales permiten variaciones considerables en la misma.Sobre los continentes se debe resaltar el hecho de que existen diferentes tipos de suelos encuanto asus características: desértico s, selváticos, cubiertos de nieve.Tal es así que, por ejemplo, suelos muy húmedos, como pantanos o ciénagas, actúan en formasimilar a las superficies de agua, atenuando considerablemente las variaciones en latemperatura.También la vegetación espesa tiende a atenuar los cambios de temperatura, debido a quecontiene bastante agua, actuando como aislador para la transferencia de calor entre la tierra yla atmósfera. Por otro lado, las regiones desérticas o -áridas permiten grandes cambios en latemperatura. Como ejemplo ilustrativo de este hecho podemos citar que una diferencia entrelas temperaturas máximas y mínimas puede ser de 10°C, o menos, sobre agua, o suelospantanosos, o inundados, mientras que diferencias de hasta 40°C, o más, son posibles sobresuelos rocosos o desiertos de arena. ,

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En el Hemisferio Sur, que es predominantemente oceánico, las variaciones no son tanpronunciadas.El viento también es un factor muy importante en la vaiiación de la temperatura. Por ejemplo,en áreas donde los vientos proceden predominantemente de zonas húmedas u oceánicas, laamplitud de temperatura es generalmente pequeña; por otro lado se observan cambiospronunciados cuando los vientos prevalecientes soplan de regiones áridas, desérticas ocontinentales.

Variaciones COIl la altura:A través de la primera capa de la atmósfera, llamada troposfera, la temperatura decr~cenormalmente con la alturlL Este decrecimiento de la temperatura con la altura se denommaGradiente Vertical de Temperatura y en esta capa es de aproximadamente, término medio de6,5°C cada 1000 metros. Para los fines de pronóstico el Gradiente Vertical de Temperatura esmuy importante, porque esta propiedad está íntimamente vinculada a la estabilidad (oinestabilidad) vertical del aire que, a su vez, es una de las causas fundamentales para laformación de nubes, sobre todo cumuliforme que son las que conducen, en muchos casos, a laposibilidad de ocurrencia de tormentas.Sin embargo ocurre a menudo que se registre un aumento de la temperatura con la altura,en determinadas capas de la atmósfera, esto se denomina inversión de temperatura. Unainversión de temperatura se puede desarrollar a menudo en las capas de la atmósfera que estánen contacto con la superficie terrestre, durante noches despejadas y frías, y en condiciones decalma o vientos muy suaves. La explicación de esta singularidad, llamada inversión detemperatura de superficie, se encuentra en el hecho que durante la noche la tierra irradia yse enfría mucho más rápido que el aire que lu circunda; entonces, el aire que está encontacto con la superficie de la tierra será más frío, mientras que algunos metros porencima de ésta, la temperatura del aire será mayor. Superada esta capa de inversión térmica,la temperatura comienza a disminuir nuevamente con la altura, restableciéndose las condicionesnormales de la troposfera.

PRESION:

Presión

a.morca n

La presión atmosférica es la fuerza unitaria que ejerce el peso de la atmósferapor unidad de superficie y es una resultante de la atraccióngravitacional. Lapresión que ejerce el aire sobre los cuerpos en él sumergidos, al nivel-del mar,se ha evaluado en más de 1Kg. por cm! de superficie. La presión atmosféricaque soporta nuestro cuerpo equivale al peso de un cubo de plomo de 1,20 m.de arista. La presión atmosférica sobre nuestro cuerpo, sería capaz deaplastamos sino fuera porque se ejerce por igual sobre toda la superficie delmismo y se transmite uniformemente en todas direcciones y además estáequilibrada por la presión interna del organismo. Es un caso análogo al de los

peces, que tampoco perciben la carga, todavía mayor, del peso del agua. En las antiguasascensiones a globo libre, o en las actuales a bordo de aviones sin presurizar, al pasar de ciertaaltitud, la pérdida de equilibrio entre nuestra presión interna y la propia del aire a dicha altitud(muy inferior), ocasiona serias perturbaciones en el organismo: la sangre se extravasa, lostejidos se desgarran y finalmente se desintegran, produciéndose lamuerte de un modo inmediato.Dado que el aire no es un sólido no se lo puede pesar de unamanera convencional para conocer el valor de la presiónatmosférica. Para demostrar el peso del aire, Galileo dio aconocer en 1640 un sencillo experimento: pesó un globo de vidriode una capacidad de unos 2 litros, en el cual se hizo previamenteel vacío; luego, se pesa de nuevo, después de haber dejado entrarel aire, la diferencia de peso nos da el peso del aire. Recién en1643 un discípulo de Galileo, Evangelista Torricelli demostróque era posible "pesar" la atmósfera equilibrándola con el peso deuna columna de mercurio. El instrumento que cumple estascondiciones es el barómetro de mercurio: Torricelli, llenótotalmente de mercurio un tubo de vidrio de unos 90 cm. de longitud y de 1cm2 de sección,cerrado en uno de sus extremos y abierto por el otro, tapando con el dedo este extremo

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abierto, de modo que no quedara ninguna burbuja de aire, lo invirtió e introdujo este extremoen una cubeta conteniendo mercurio; retiró el dedo, y entonces observó que el mercurio bajabaen el tubo hasta cierto nivel. Qué sucedía? pues, que el peso ÚJresión) que ejerce laatmósfera sobre la superficie libre de la cubeta es equilibrado por el peso de la columna demercurio. Esto es simplemente una aplicación del principio fisico de vasos comunicantes.Dado que en todos los puntos de una superficie libre se ejerce una misma presión, la presiónatmosférica actuante sobre la cubeta hace que el líquido descienda en el interior del tubo hastaque su peso equilibre el de la columna de aire de igual sección. Se puede ver que todavariación de la presión ejercida por la atmósfera sobre la superficie libre de la cubeta,corresponderá una variación de la altura de la columna de mercurio. Así, si se aumenta lapresión, el nivel de mercurio de la cubeta descenderá y esto provocará un ascenso de lacolumna; inversamente, al descender la presión, deberá ascender el nivel de mercurio de lacubeta y descenderá el mercurio de la columna. A nivel del mar, en condiciones normales, laaltura media alcanzada por el mercurio en el tubo es de 76 cm. ( 760 mm). En síntesis, esacolumna de mercurio por sobre el nivel de la cubeta pesa lo mismo que la columna de airede igual sección que se extiende hasta el tope de la atmósfera.Por qué motivo se diseñó este barómetro con mercurio y no con otro líquido, como porejemplo agua? Esto se debe a que el mercurio es el elemento más pesado que se mantienelíquido a temperatura ambiente y este detalle permite tener un instrumento de dimensiones tales(alrededor de un metro de longitud) que lo hacen fácilmente manejable.Desde ese momento quedó inventado el barómetro o instrumento destinado a medir la presiónatmosférica, se expresa en milímetros de altura que en cada caso alcanza la columna demercurio. Se considera como presión normal la de 760mm a O°C, a nivel del mar y a lalatitud geográfica de 45°.

Unidades de presión:

La primera unidad empleada para medir la presión atmosférica fue el "milímetro de mercurio"(mm Hg).Existen unidades análogas en los países. de habla inglesa, donde resulta de uso frecuente las"pulgadas de mercurio" (" Hg) Y las "libras por pulgada cuadrada" ÚJsi). Estas últimastodavía se utilizan en nuestro país para medir la presión de los neumáticos en los vehículos.Posteriormente se generalizó el empleo del sistema CGS, basado en el centímetro, el gramo yel segundo. Por tal motivo, la elección lógica era la "baria", correspondiente a una fuerza deuna dina actuando sobre una superficie de un centímetro cuadrado. Sin embargo como la bariaresultaba demasiado pequeña para fines prácticos, se decidió adoptar una unidad un millón deveces mayor: el "bar" (1 bar = 1.000. 000 de badas). En el campo específico de lameteorología, se hizo común el uso del "milibar" (mb) que es la milésima de bar.En la actualidad, la comunidad científica internacional ha adoptado el Sistema Internacional(SI), cuyas unidades fundamentales son el metro, el kilogramo y el segundo. para este sistemala unidad de presión es elnewton por metro cuadrado, denominado "pascal" (Pa). Debido aque el pascal es una unidad muy pequeña y a efectos de facilitar la transición de un sistema aotro, se ha optado por expresar la presión atmosférica en "hectopascales" (hPa), es decir, en·centenas de pascales. El hectopascal es idéntico al milibar (1 hPa = 1 mb). El valorpromedio de la presión a nivel del mar es 1013,25 hectopascales.En las distintas unidades esto equivale a:1013,25 mb. - 29,92 pulgadas de mercurio - 760 mm de mercurio - 14,7 libras/pulgadacuadrada.

Tanto la Organización Meteorológica Mundial (1982) como la Organización de Aviación CivilInternacional (O.A.c.I.) (1985) han abandonado ya, definitivamente, el uso del milibar,adoptando en su lugar el hectopascal como unidad· de base para la medida de la presiónatmosférica. A partir del 2 Marzo de 1972, la Ley N° 19.511 establece, en el orden nacional,

el uso obligatorio y exclusivo del Sistema Métrico Legal Argentino (SIMELA) , sistema quese halla constituido por el SI. Por los motivos expuestos, el Servicio Meteorológico Nacional(SMN) dispuso hacer lo propio, utilizando esa nueva denominación en toda la información

meteorológica que. habitualmente se suministra a los usuarios. A partir del 10de Junio de 1989,

el término mi/ibar (lIlb), fue sustituido por hectopascal (IzPa) en toda la información públicadel SMN.

Variacióll (le ltllJresión: cOlllaaltura V con la tel11J]eratllraCOllla altura:En general, a medida que se asciende en la vertical, como la distancia hasta el tope de laatmósfera disminuye, también la presión atmosférica decrece. En las capas más bajas, máscerca de la superficie de la tierra, la disminución de la presión con la altura es deaproximadamente 1 ¡'ectopascal ctUla8 metros. Esta relación va disminuyendo a medida quela altura aumenta y la causa es la compresibilidad de los gases que componen la atmósfera. Enel mar, como el agua no es compresible, la presión disminuye de una manera constante amedida que se asciende del fondo a la superficie. En el aire en cambio, la presión disminuyemucho más rápidamente'con la altura en bajos niveles, cerca de la superficie de la tierra, que enaltos niveles dado que el aire cerca de la base está cOlnprimido por el peso del aire que estápor encima de él. Así, a 6.000 metros disminuye 1 Izectopascal cada 17 metros.

Estos valores son aproximados y se refieren solamente a condiciones normales. Fuera de estascondiciones, la presión varía con la altura de manera muy diferente, según sea el estadotérmico de la masa de aire.En realidad, lo importante es saber que la presión disminuye con la altura, y esta variación esel principio de funcionamiento del altímetro.A fines de estudio se crean atmósferas teóricas, ideales, que cumplen determinadascondiciones. La más usada es la denominada Atmósfera Standard (ISA): la OACI la definecomo aquella atmósfera pura y seca que a nivd dellllar (MSL) tiene una temperatura de15°C y una presión atlllosférica de 29,92 pulgadas de mercurio o 1013,25 ltectopascales o760mm de mercurio; y donde el descenso de temperatura es de 6, 5°C cada Km. de altitud o,lo que es igual, 1,98°C cada 1000 pies Ira..\·tauna altitud de 11 Km. (36.090 pies) a partir dela cual se considera constante e igual a -56,5°CCon la temfJeratura:

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\\/I IGUAL PRESION

e

El aire a medida que se calienta se expande y se eleva, y amedida que se enfría se contrae y desciende. La figura muestratres columnas de aire con la misma presión, la del médio HA"está a una temperatura Ht" de referencia. La de la izquierda,"F"a una temperatura menor y la de la derecha He" a unatemperatura mayor que Ht". La diferencia entre la temperaturade HA" Y "F" provocó una contracción vertical en "F" y ladiferencia entre la temperatura de "A" y "C" produjo unaexpansión vertical en HC". Como la diferencia de presión entrebase y tope es la misma en las tres columnas, resulta claro que lavariación (le presión con la altura es mayor en el aire fríoque en el aire caliente, dado que en HF" hay que ascender unadistancia menor que en "C" para encontrar en ambas el mismovalor de presión.

Variaciones de la /Jresión: diarias - estacionafes - circullstallcialesLa presión en un mismo sitio cambia con el tiempo, siendo algunas de las causas la invasiónocasional de aire de distinta densidad media. Además se produce una variación diaria de lapresión. Esta variación diurna puede considerarse como una marea atmosférica con una ondadoble que alcanza sus valores máximos alrededor de las 10 hs. y las 22 ¡'s; y sus mínimosalrededor de las 04 ¡'Sy las 16 Irs.y va disminuyendo su amplitud del Ecuador a los Polos.

Variaciones estacionales: para un lugar determinado de la Tierra, en verano se registra elmínimo de presión y en invierno el máximo.

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Variaciones sinóptica.'i: estas variaciones son de carácter irregular, están relacionadas con' loscambios del tiempo tales como pasajes de frentes, líneas de inestabilidad, tormentas, etc.

Nota: al avión lo afectan las bajas presione .••', porque también será baja la densidad y lasperformances del avión están directamente relacionadas con ellas.

- ."vila presión real está por debajo de la standard para Illl aeródromo:

1- Se necesitará mayor velocidad para el despegue.2- La lJe/ocidad de a."·censo será menor.3- La pi.\-tanec!!saria para e/ de.\pegue y aterrizaje será mayor,

PRES/ON AL NIVEL DEL ¡llAR

!IAS ' ('so METROS:' ,"" e supone, almos era slamJaru

. I hila = 8 melros

,; wffl=10hPa

Como la presión varía con la altura no tiene sentido fisico tratar de establecer comparacioncsentre valores de esa variable registrados en estaciones ubicadas cn distintos niveles. Para queesta comparación tuviera un sentido físico real, sería necesario medir todas las presiones a 'unamisma altitud y esto resulla imposible debido a la topogralla. Este inconveniente sólo esposible de ser superado teóricamente calculando cwí.l seria la presióll en e/lugar de mediciónsi estlll'iera al nLJJelde/mar. Este proceso es el que se llama "reducción de la presitÍll alnLJ'el del mar" y consiste en aíiadir tl la presión leída en el barómetro, la presiá/lsuplemelltaria que ejerceria una capa de aire ficticio de espesor igual a la elevación dellugar considerado. Se aplica para ello una fórmula derivada de la ecuación hidrostática, en[unción de la temperatura media que tendría esa capa de aire y que se calcula a partir de latemperatura de la estación suponiendo que tiene una variación vertical normal. Dicha

(QFE) = Presiónreal 820 hPa suposición, es teó.r!ca Y, cual:to má?

PISTA (QNH)= Presión reducida830 hPa elevada este l~ estaclOn tant.~ mas estara... __ _.m.m. __..__ n. __.. afectada de el rol' la reducclOn. Por ellose cvita reducir al nivel del mar lapresión de aquellas estaciones cuyaaltitud supera los 800 metros. Eiel1lfJ/ode reducción de la presión al nivel del!!!J!.!:;. Supongamos un aeropuertosituado a 80 metros, en el que se mide

una presión REAL de 820 liPa

l/VA/EDAD:La cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera es relativamente pequeña. Sinembargo, sin esta humcdad no podría cxistir la mayoría de la vida que conocemos. La humedadcs el origen de la lluvia, la nieve, las tormentas, las nubes, la niebla, la escarcha y el rocío.Debido a su absorción de la radiación terrestre y solar, il.10uyesobre la temperatura del aire.La capacidad de/aire para coutener humedad es mayor al aumeutar la temperatura. Sedice que el aire está saturado cuando está en equilibrio con una superIkie tranquila de aguaque se encuentre a la misma presión y temperatura del aire. En otras palabras, una superficiede agua así, no se evaporaría ni tampoco recibiría más agua de la contenida en el airesaturado. El contenido de vapor de agua en el aire en cada momento se puede medir demuchas maneras, los sistemas más emplcados por los meteorólogos son: la Illulledadabsoluta, la humedad e.'ipec(fica, el pUllto de rocío y la 11llJlwdad relativa.La humedad absoluta: es la masa de vapor de agua contenida en un centímetro cúbico de..aire.

La humedad e.\pecí/ica: es la masa dc vapor de agua contenida en la unidad de masa de airehúmcdo.El /11111to de rocío: es la temperatura a la que el aire debe ser enfi-iado para alcanzar lasaturación. Si continuara el cnfriamiento, c1vapor se condensaría en forma de rocío, de ahí elnombre que recibe esta temperatura. En otras palabras: si tenemos aire a una determinadapresión y tcmperatura y con un cierto eonteniúo do vapor de agua y lo cnfriamos, mantenicndo

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constantes la presión y el contemdo de vapor, veremos que se llegará a una temperatura para lacual el aire está saturado. Esta temperatura es la llamada Temperatura de punto de rocío y estal que si continuamos el enfriamiento, por debajo de ella se producirá el fenómeno decondensación. De aquí que el grado de enfriamiento necesario para alcanzar lacondensación estará dado por la diferencia entre la temperatura del aire y la temperaturade punto de rocío y esta diferencia es un buen índice para estar alerta, no sólo a la saturaciónen sí, sino también a la posibilidad de formación de niebla.

La humedad relativa: es la relación entre la masa de vapor de agua contcnida en el airc y laque tendría que haber para que el aire estuviera saturado a la misma presión y temperatura.Se expresa en tanto por ciento. Cuando la humedad relativa es del 100%, la temperatura delaire es igual a la temperatura del punto de rocío (airesaturado).

Medición de la humedad:Uno de los instrumentos más sencillos para determinar lahumedad es el psicrómetro que consiste en dostermómetros iguales colocados sobre un mismo soporte;el bulbo de uno de ellos se mantiene constantementehumedecido pues está rodeado por una mecha demuselina cuyo otro extremo se encuentra sumergido enun pequeño recipiente que contiene agua destilada. Elvalor de la temperatura indicado por este termómetroserá siempre inferior o a lo sumo igual, al de la temperatura indicada por el otro. Para facilitarla comprensión del principio de funcionamiento de este instrumento, supongamos que tenemos1 Kg. de aire seco mezclado con 7,8 gr. de vapor de agua, a una temperatura de 30°C. deacuerdo con la "Tabla de relación de mezcla", vemos que la humedad relativa es del 28% Y latemperatura del punto de rocío es de 10°C. Si desde la muselina que rodea el bulbo deltermómetro se evapora 1 gr. de agua, el aire se enfriará aproximadamente en 2,5°C, pues elagua requiere calor para evaporarse y este enfriamiento se registrará en el termómetro.Habrá aumentado la humedad relativa, pues aumentó el contenido real de vapor de agua y, aldisminuir la temperatura, disminuyó también la cantidad máxima de ese vapor que puedecontener el aire; además aumentó la temperatura del punto de rocío, que ahora es de 11,8°C.El otro termómetro, llamado seco, no registrará variación alguna, pues alrededor de él·no huboevaporación. Vemos así que estamos más cerca de la saturación y podemos continuarevaporando agua desde la muselina, proceso que aumentará la cantidad de vapor de agua en elaire y acrecentará también en el enfriamiento del bulbo hasta que, cuando el contenido devapor alcance los 12,5 grs. veremos que el proceso cesa espontáneamente, pues se haalcanzado la saturación. En ese momento el termómetro húmedo registra una temperatura de17,3°C, a este valor se lo denomina temperatura de bulbo húmedo es el menor valor detemperatura que podemps alcanzar si evaporamos agua dentro de una muestra de aire hastasaturada, utilizando para ello el mismo calor del aire. De ambos valores, con la ayuda detablas ya preparadas se puede obtener: la humedad relativa, la temperatura del punto derocío y la tensión del vapor ( presión que ejercen las moléculas de vapor de agua).

LAS VARlABLES TERMODINAMICAS

Procesos adiabáticos:

La esencia del pronóstico del tiempo reside en la posibilidad de calcular la energía puesta enjuego en cada proceso meteorológico, como asimismo la transformación cualitativa ycuantitativa de la misma.

La energía es ese algo indefinido que adquiere distintos aspectos encadenados entre sí que sellaman transformaciones de la energía. Así hablamos de energía calórica, eléctrica, química,etc.; que no son otra cosa que transformaciones de la energía que se manifiesta en fenómenosdonde entra el calor en juego, o bien, la electricidad, etc.

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Veamos esto a través de una experiencia diaria.Cuando calentamos agua en un recipienteobservamos que al cabo de un cierto tiempo latemperatura aumenta y el agua hiervetransformándose parte de ella en vapor que sedesprende tumultuosamente agitando la tapa. Puesbien, aquí observamos dos hechos fácilmentevisibles: por un lado un aumento de temperatura ypor otro lado un trabajo en contra de una fuerza(en este caso, el peso de la tapa que estágravitando) y todo ello ha sido producido porquehemos calentado aquella c::Jntidad de agua. Sillamamos "c" a la cantidad de calor que hemossuministrado, "E" a la energía interna del aguacalentada ( que es causada por el aumento de latemperatura) y "T" al trabajo para mover la tapa,podemos concluir que: -C = E + T ; con lo cual tenemos el llamado primer principio de latermodinámica, que no es otra cosa que el principio de conservación de la energía calórica através de otras forlllas de energía (interna y trabajo). 'Ahora bien, se define como proceso adiabático a un fenómeno ideal por el cual se producenlos mismos efectos sin la causa que los motiva, esto es sin calentar. Por ello debe ser C = Ocon lo cual la expresión del primer principio queda: O = E + T . No vamos a abundar sobreesto, pues no es necesario pero antes de abandonar el tema diremos que en el caso de que lasustancia actuante no sea agua sino un gas encerrado en un pistón, las cosas son idénticamenteiguales, pues si calentamos el gas, aumentará su temperatura y se expandirá. Si elfenómeno se produce sin ninguna forma de calentamiento tendremos que siempre queestamos en presencia de una expansión se tendrá una disminución de temperatura, einversamente, a toda compresión corresponderá un aumento de temperatura.

RADJACION:

Todos los movimientos de la - atmósfera terrestre, todas las formas de los fenómenosmeteorológicos y la vida misma tienen origen en la energía radiada por el sol. Esta energía setransmite a la Tierra en forma de ondas electromagnéticas. Esto tiene mucha similitud con loque sucede cuando, por medio del combustible, se provee energía a un motor y éste realiza sutrabajo. De toda esta energía, sólo una parte es absorbida por la superficie terrestre paracalentarse; otro tanto es absorbido por los diversos componentes de la atmósfera,especialmente por el vapor de agua en los niveles inferiores; y el resto es reflejado nuevamenteal espacio exterior por las nubes y por la propia superficie terrestre.

La transferencia de energía entre la superficie terrestre y la atmósfera se produce de cuatromaneras: RADIACION - CONDUCCION - EVAPORACION y CONVECCION.

Radiación:

Dijimos que la superficie terrestre recibe energía proveniente del sol, en forma de radiaciónsolar emitida en onda corta. A su vez, la tierra, con su propia atmósfera, refleja alrededor del55% de la radiación incidente y absorbe el 45% restante, convirtiéndose ese porcentaje encalor.

Por otra parte, la tierra irradia energía, en onda larga, conocida como radiación terrestre. Porlo tanto, el calor ganado de la radiación incidente debe ser igual al calor perdido mediantela radiación terréstre; de otra forma la tierra se iría tornando, progresivamente, más caliente omás fría. Sin embargo este balance se. establece en promedio; pero regional o localmente, seproducen situaciones de imbalance cuyas consecuencias son las variaciones de temperatura.

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ConducciÓn: se transmite de una molécula a otra contigua, llega a muy poca altura sobre elterreno, por lo tanto es la de menor importancia.

Conl'ecciÓn: es la transmisión del calor mediante burbujas caldeadas y otras enfriadas queforman un ciclo. Dichas burbujas llamadas celdas convectivas a medida que suben, se dilatan,disminuyendo su presión y temperatura cumpliendo un proceso adiabcítico. Llega un momentoen su camino ascendente en el cual la temperatura de la celda será inferior a la temperatura delpunto de rocío, siendo este el instante en el que el vapor de agua contenido en la mismacomenzará a condensarse en forma de nub.es.El calor absorbido por la superficie terrestre y su atmósfera es la que la pone enfuncionamiento, de forma tal que el aire que está próximo al suelo recibe calor de éste porcontacto (conducción), utilizando parte del mismo para ascender en forma de corrientesverticales (corrientes convectivas) a través de la atmósfera. Vale decir: aumento detemperatura y trabajo, como era de esperar, de acuerdo al primer principio. Este aire queasciende se encuentra con presiones cada vez menores y por lo tanto se expande con laconsiguiente disminución de temperatura. Este ascenso es lo suficientemente rápido como parasuponer que el aire no tiene tiempo de intercambiar calor con el medio ambiente. Sin embargo,la temperatura disminuye y el volumen del aire aumenta, con lo cual concluimos que eseascenso debe ser de carácter adiabático ..

Como dato ilustrativo diremos que el e/~friamiento que el aire sufre en la atmósfera, siempreque se suponga el ascenso como luliabático y que el aire ascendente sea seco es del ordende IOC cadalOO metros de ascenso y se denomina "gradiente adiabático del aire seco".Si el aire es saturado ( o sea contiene todo el vapor de agua de que es capaz, cantidad éstaque depende a su vez de la temperatura a que se encuentra), la proporción de enfriamiento conla altura es variable y depende de la cantidad de humedad que posea. En término medio eseelifriamiento es del orden de los 6, 5°C, por cadalOOO metros de ascenso.

AplicaciÓn aeronáutica:Supongamos que no disponemos de información de altura pero sabemos que en superficie setiene una temperatura de 100e y una humedad de 801~1.Suponemos además que el cielo estácubierto de nubes cuya base es de 1000 metros y los topes están a 2000 metl·os. En talescondiciones queremos conocer la temperatura a 4000 mts., para ello procedemos así:1)- Consideramos la capa entre superficie y 1000 mts. como si fuera seca, lo que es lícito hacermientras el aire no esté saturado. En tal caso al ascender el aire se enfriará en la proporción de1°C cada 100 metros, razón por la cual en la base habrá O°c.2)- Dentro de la capa nubosa suponemos que el aire está saturado y aplicamos un gradiente de6,5°C cada 1000 metros, con lo cual la temperatura en los topes la estimamos en -6,5°C.3)- Por encima de la capa el aire está claro y por lo tanto aplicamos nuevamente el gradiente

. adiabático seco, con lo cual a 4000 metros la temperatura será de alrededor de -26,5°C.

NOTA: esto debe tomarse como una aproximación grosera, pues lo que se busca es conocer latemperatura a 4000 metros y no la disminución que experimentaría la partícula de aire. Aúnasí, durante el ascenso, puede estar sometida a procesos que modifiquen esa proporción deenfriamiento.

EL AGUA EN LA ATMOSFERA

Cambios de estado:

El agua se encuentra en la naturaleza en los estados sólido, líquido y gaseoso.En estado sólido toma diversas formas, que van desde el hielo compactado y cristalino de losglaciares y otras superficies heladas hasta las finas agujas cristalinas que forman las nubes másaltas que podemos encontrar: los cirrus, pasando por otras formas posibles, como el granizo, lanieve y la escarcha.En estado líquido la podemos encontrar desde la forma de las casi invisibles gotitas de lasnubes, hasta las enormes masas acuáticas de los mares y océanos, y las algo menores de losríos y lagos, sin olvidar las pequeñas gotas de lluvia.En estado gaseoso, vapor de agua, es uno de los componentes de la atmósfera, gas incoloro ytransparente, que resulta invisible.

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Veamos esto a través de una experiencia diaria.Cuando calentamos agua en un recipienteobservamos que al cabo de un cierto tiempo latemperatura aumenta y el agua hiervetransformándose parte de ella en vapor que sedesprende tumultuosamente agitando la tapa. Puesbien, aquí observamos dos hechos fácilmentevisibles: por un lado un aumento de temperatura ypor otro lado un trabajo en contra de lllUl fuerza(en este caso, el peso de la tapa que estágravitando) y todo ello ha sido producido porquehemos calentado aquella c~ntidad de agua. Sillamamos "C" a la cantidad de calor que hemossuministrado, "E" a la energía interna del aguacalentada ( que es causada por el aumento de latemperatura) y "T" al trabajo para mover la tapa,podemos concluir que: -C = E + T ; con lo cual tenemos el llamado primer principio de latermodinámica, que no es otra cosa que el principio de conservación de la energía calórica através de otras formas de energía (interna y trabajo). 'Ahora bien, se define como proceso adiabático a un fenómeno ideal por el cual se producenlos mismos efectos sin la causa que los motiva, esto es sin calentar. Por ello debe ser C = Ocon lo cual la expresión del primer principio queda: O = E + T . No vamos a abundar sobreesto, pues no es necesario pero antes de abandonar el tema diremos que en el caso de que lasustancia actuante no sea agua sino un gas encerrado en un pistón, las cosas son idénticamenteiguales, pues si calentamos el gas, aumentará su temperatura y se expandirá. Si elfenómeno se produce sin ninguna forma de calentamiento tendremos que siempre queestamos en presencia de una expansión se tendrá una disminución de temperatura, einversamente, a toda compresión corresponderá lllZ aumento de temperatura.

RADIACION:

Todos los movimientos de la - atmósfera terrestre, todas las formas de los fenómenosmeteorológicos y la vida misma tienen origen en la energía radiada por el sol. Esta energía setransmite a la Tierra en forma de ondas electromagnéticas. Esto tiene mucha similitud con loque sucede cuando, por medio del combustible, se provee energía a un motor y éste realiza sutrabajo. De toda esta energía, sólo una parte es absorbida por la superficie terrestre paracalentarse; otro tanto es absorbido por los diversos componentes de la atmósfera,especialmente por el vapor de agua en los niveles inferiores; y el resto es reflejado nuevamenteal espacio exterior por las nubes y por la propia superficie terrestre.

La transferencia de energía entre la superficie terrestre y la atmósfera se produce de cuatromaneras: RADlACION - CONDUCCION - EV APORACION y CONVECCION.

Radiación:

Dijimos que la superficie terrestre recibe energía proveniente del sol, en forma de radiaciónsolar emitida en onda corta. A su vez, la tierra, con su propia atmósfera, refleja alrededor del55% de la radiación incidente y absorbe el 45% restante, convirtiéndose ese porcentaje encalor.

Por otra parte, la tierra irradia energía, en onda larga, conocida como radiación terrestre. Porlo tanto, el calor ganado de la radiación incidente debe ser igual al calor perdido mediantela radiación terréstre; de otra forma la tierra se iría tornando, progresivamente, más caliente omás fría. Sin embargo este balance se establece en promedio; pero regional o localmente, seproducen situaciones de imbalance cuyas consecuencias son las variaciones de temperatura.

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ConducciÓn: se transmite de una molécula a otra contigua, llega a muy poca altura sobre elterreno, por lo tanto es la de menor importancia.

Conl'ecciÓn: es la transmisión del calor mediante burbujas caldeadas y otras enfriadas queforman un ciclo. Dichas burbujas llamadas celdas convectivas a medida que suben, se dilatan,disminuyendo su presión y temperatura cumpliendo IW proceso adiablÍtico. Llega un momentoen su camino ascendente en el cual la temperatura de la celda será inferior a la temperatura delpunto de rocío, siendo este el instante en el que el vapor de agua contenido en la mismacomenzará a condensarse en forma de nub.es.El calor absorbido por la superficie terrestre y su atmósfera es la que la pone enfuncionamiento, de forma tal que el aire que está próximo al suelo recibe calor de éste porcontacto (conducción), utilizando parte del mismo para ascender en forma de corrientesverticales (corrientes convectivas) a través de la atmósfera. Vale decir: aumento detemperatura y trabajo, como era de esperar, de acuerdo al primer principio. Este aire queasciende se encuentra con presiones cada vez menores y por lo tanto se expande con laconsiguiente disminución de temperatura. Este ascenso es lo suficientemente rápido como parasuponer que el aire no tiene tiempo de intercambiar calor con el medio ambiente. Sin embargo,la temperatura disminuye y el volumen del aire aumenta, con lo cual concluimos que eseascenso debe ser de carácter adiabático. -Como dato ilustrativo diremos que el e/~friamiento que el aire sufre en la atmósfera, siempreque se suponga el ascenso como adiabático y que el aire ascendente sea seco es del ordende J °C cada 100 metros de ascenso y se denomina "gradiente adiabático del aire seco".Si el aire es saturado ( o sea contiene todo el vapor de agua de que es capaz, cantidad éstaque depende a su vez de la temperatura a que se encuentra), la proporción de enfriamiento conla altura es variable y depende de la cantidad de humedad que posea. En término medio eseenfriamiento es del orden de los 6, 5°C, por cada 1000 metros de ascenso.

AplicaciÓn aeronáutica:Supongamos que no disponemos de información de altura pero sabemos que en superficie setiene una temperatura de looe y una humedad de 801~). Suponemos además que el cielo estácubierto de nubes cuya base es de 1000 metros y los topes están a 2000 metros. En talescondiciones queremos conocer la temperatura a 4000 mts., para ello procedemos así:1)- Consideramos la capa entre superficie y 1000 mts. como si fuera seca, lo que es lícito hacermientras el aire no esté saturado. En tal caso al ascender el aire se enfriará en la proporción de1°C cada 100 metros, razón por la cual en la base habrá O°c.2)- Dentro de la capa nubosa suponemos que el aire está saturado y aplicamos un gradiente de6,5°C cada 1000 metros, con lo cual la temperatura en los topes la estimamos en -6,5°C.3)- Por encima de la capa el aire está claro y por lo tanto aplicamos nuevamente el gradienteadiabático seco, con lo cual a 4000 metros la temperatura será de alrededor de -26,5°C.

NOTA: esto debe tomarse como una aproximación grosera, pues lo que se busca es conocer latemperatura a 4000 metros y no la disminución que experimentaría la partícula de aire. Aúnasí, durante el ascenso, puede estar sometida a procesos que modifiquen esa proporción deenfriamiento.

EL AGUA EN LA ATMOSFERA

Cambios de estado:

E/agua se encuentra en la naturaleza en los estados sólido, líquido y gaseoso.En estado sólido toma diversas formas, que van desde el hielo compactado y cristalino de losglaciares y otras superficies heladas hasta las finas agujas cristalinas que forman las nubes másaltas que podemos encontrar: los cirrus, pasando por otras formas posibles, como el granizo, lanieve y la escarcha.En estado líquido la podemos encontrar desde la forma de las casi invisibles gotitas de lasnubes, hasta las enormes masas acuáticas de los mares y océanos, y las algo menores de losríos y lagos, sin olvidar las pequeñas gotas de lluvia.En estado gaseoso, vapor de agua, es uno de los componentes de la atmósfera, gas incoloro ytransparente, que resulta invisible.

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~SUBLIMA¿¡()~~~~ ,~%,~Como vemos, en la atm~sfera es posible

" ... "" _~ . ~~'~ encontrar agua en cualqUiera de sus tresE3'"'".'',"'.'[Q~l)éll~IV('~).D·.[0;;;:;~-;-;,~IONc::.. ,.-----.., ,. eSlados y sonl~s e~m~ios de un estado. a.olroASEOSO ~"'{Jt/J Ó . ' ,. los que se asocian lI1tllnamenle a los dlst1l1tos, .' " .. , EVAPORACION] LIQUIDÓ! .~ .. SOLIDO fenómenos meteorológicos.

;../ " _.'-o/ rUSfON ,.'.-,_--:'-'-,,_,', ....• _, , •

~'" '-..-...../ ".~'./ EvaporacuJJl: es el paso del estado IIquldo al

~.~~... ~ ~77 gaseoso.

~<\\.~==~_~.""" ". / 9",P'pi C!)~/ge/aciÚn: es el paso del estado líquido al'~SUBLlMACIQ~~ solIdo,""'"" ••• , •.< .== FusiÓn: es el paso del estado sólido al líquido.

l\YublimaciÚI1: es la transición de una sustancia de la fase sólida direclamcnte a la fase vapor(gas), o viceversa, sin pasar por la l~lseliquida inlermedia.Debemos agregar que todos los cambios que se' hagan de dcrecha a izquierda iránacompañados por la absorción de una cierta cantidad de calor, la que será devuelta cuando seproduzcan las transformaciones opuestas, es decir, en el sentido de izquierda a derecha,La cantidad de calor requerida para el cambio de estado se denomina calor latente de cambiode estado. De dÓnde proviene, () a dO/lde va, el calor latente de cambio de estado?La naturaleza lo 'toma simplemente de la fuente de calor más cercana o lo entrega a su entornoinmediato. Por ~ie/1lplo: c1líquido que moja a un nadador se evapora euando éste abandona elagua, y la mayor parte del calor necesario, es tomado del cuerpo del mismo nadador,enCriándolo; una de las razones de la sensación de frescura que sentimos en una zona cubiertade vegetación en comparación con una zona árida, es que en la primera, parte de la energíacalórica proveniente del sol, es utilizada para evaporar agua desde los vegetales y el sucio ypor lo tanto no puede calentar el suelo ni el aire como sucede en la segunda.La presencia del agua en la atmósfera es muyimportante ya que, de hecho, muchos de loscambios en el. estado del tiempo estánestrechamente relacionados con cambios enel estado del agua.En la naturaleza existe un verdadero "ciclohidro/ógico" que hace que el agua ingrese enla atmósfera mediante el proceso deevaporación que se produce principalmente

. desde las superficies de mares, lagos, ríos, delas zonas cubiertas de vegetación y de lassuperficies heladas o nevadas de las áreascontinentales, y la abandona en forma de precipitaciÓn ya sea líquida o sólida, y también,aunque en menor cantidad, por la formación de rocío o escarcha sobre la superficie.En efecto, e/ calor solar hace que e/agua se evapore desde las superficies líquidas (mares,ríos, lagos). Tal agua evaporada se incorpora a laalmósfera en forma de vapor de aguainvisible, con lo cual se tiene el aire húmedo. Este aire hÚmedo se eleva y se el~lría en formacontinua hasta que se satura (alcanza la mayor cantidad de vapor de agua). En estascondiciones, es que el aire está listo para condensar. Actúan entonces los llamados nÚcleos decOlldellsaciÓn, que no son otra cosa que diminutas partículas de sustancias ávidas de agua, quesirven como base para la formación de gotitas pequeñas que agrupadas en grandes cantidadesoriginan las nubes. A su vez dentro de la nube se llevan a cabo determinados procesos decrecimiento de las gotitas para dar gotas mas grandes, que no pueden ser mantenidas ensuspensión y por lo tanto caen fuera de la nube constituyendo la precipitaciÓn. Estaprecipitación vuelve a la superficie terrestre para transformarse en ríos, lagos, ete ... , que van a

su vez a engrosar las masas de agua iniciales con lo cual se cierra el ciclo: eWI/loraciÓll ­condensacióll - precipitaciáJl que se repite etername!lte y se llama "Ciclo hidrológico".-

,'>'a/l/raciÓnde/aire:Ya vimos que el aire sólo puede contener hasta una cierta cantidad máxima de vapor de agua yCjlleésta cantidad depende de la temperatura; CtulIU[{) el aire coutiene ésta ctlllti(lad mlÍxil1l(l,se dice que es/tí. satÚrado ..AllOra bien ¿ cÓmo se llega a este e;,•.tado de saturaciÓn ? Las variables que entran en esteproceso son: contenido de 11Il1lledady temperatura, variando cualquiera de ellas podemos

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llegar a la saturación. En la naturaleza existen dos mecanismos que pueden llevar al aire hastala saturación.1- Agregado de vapor de agua, (manteniendo constante la temperatura)2- Enfriamiento del aire (manteniendo constante el contenido de vapor)Si luego de alcanzarse la saturación, continúan· actuando estos mecanismos, se rompe elequilibrio alcanzado durante ese proceso, pues nos encontramos con un exceso de vapor, elque debe ser eliminado para retornar al equilibrio. El proceso que utiliza la naturaleza paraeliminar este exceso, es el de condensación, o el de sublimación, si la temperatura essuficientemente baja. De acuerdo a las condiciones en que se produzcan la condensación o lasublimación, el resultado visible tendrá' distintos aspectos: el rocío y la escarcha se producencuando la condensación o la sublimación tienen lugar sobre la superficie del suelo o de lasplantas, mientras que si se producen en el seno del mismo aire, el resultado serán la apariciónde diminutas gotitas o cristalitos de hielo las que, según la altura respecto al suelo en que seformaron, constituirán una nube o una niebla.En este último caso, la condensación o la sublimación se han producido sobre diminutaspartículas que están suspendidas en el aire, llamadas núcleos de condensación quefrecuentemente consisten en cristalitos de sal marina con diámetros menores de un milésimode milímetro.La condensación es más frecuentemente producida por enfriamiento que por agregado dehumedad. En tal sentido se llega a la saturación cuando una masa de aire se desplaza sobre unasuperficie (suelo) mucho más fría, lo que se visualiza por la formación de nieblas o estratosbajos.Otro proceso que conduce a los mismos resultados es el enfriamiento que sufre el aire húmedoque es obligado a ascender. Se produce cuando el aire cálido asciende por encima del aire fríoen las situaciones frontales, o bien cuando el aire es forzado a ascender por la presencia de unamontaña ..En estos dos casos, el aire que se satura está en movimiento (desplazamiento sobre unasuperficie más fría y en ascenso); hay un tercer caso de enfriamiento del aire en reposo. Estosucede cuando se tiene una masa de aire posada sobre una determinada área de terreno que seenfría y por consiguiente enfría el aire que está sobre el mismo. Este proceso es tambiénfrecuente y cuando se da, se tiene la niebla de radiación o niebla nocturna (por ser éste eli110mento del día ideal para que la tierra se enfríe, ya que ha cesado, si lo hubo, elcalentamiento solar) ..Con respecto al proceso de saturación por agregado de vapor de agua, éste se desarrolla sobrelos océanos, ríos, lagos,y sobre toda superficie líquida y se visualiza en forma de vaho que sedesprende del agua y conducen frecuentemente a la formación de bancos locales de niebla quepueden afectar un aeródromo y no otro, por próximos que estén (por ejemplo: Aeroparque­Palomar).-

NUBES: PROCESO FISICO DE FORMACION y DISIPACION DE NUBES

Una expresión muy importante de los procesos fisicos que se producen en la atmósfera, esdecir, en la capa gaseosa que envuelve a nuestro planeta, es la Ilube, que por ser "visible" leconfiere la propiedad de ser testigo revelador del tiempo presente. Esta afirmación se basafundamentalmente en que su forma, su mayor o menor grado de desarrollo, su altura y otrascaracterísticas que le son propias, son ilUlicadores del estado actual de la atmósfera.Una buena observación y clasificación del tipo de nubes presentes, permite obtener una primeraevaluación de los grados de estabilidad y de agitación del aire, elementos éstos de inestimablevalor para la formulación de un buen pronóstico.Una nube es IlIl hÍllrometeoro constituÍllo por una mezcla visible de minúsculas partículasde agua en estado líqUÍllO o sólido, o en ambos estados a la vez, que se encuentran ensuspensión en la atmósfera por encima de la superficie del suelo.La suspensión de tales gotitas en el aire no es mas que aparente; en realidad, no flotan en elaire, sino que van cayendo de un modo continuo a causa de su peso, aunque tan lentamente(dada la resistencia que el aire opone a su caída) que basta el más leve soplo de viento para quese desvíen horizontalmente o que suban por la acción de las corrientes convectivas. Otra causa

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de la aparente suspensión en el aire de las gotitas de agua es que las nubes están sometidas a unproceso de continua renovación: estas gotitas, por muy lenta que sea su caída, descienden acapas de aire más bajas y de temperatura más elevada; se vaporizan de nuevo, hasta alcanzarcapas de aire más altas, donde el vapor de agua vuelve a condensarse y a engrosar otra vez lanube.

La nube difiere de la niebla, solamente en que ésta última debe estar, por definición, encontacto con la superficie de la tierra.Para que su formación sea posible es imprescindible llegar a un determinado nivel decondensación.Para que el vapor de agua contenido en una masa de aire se condense es preciso que se alcancela saturación, es decir, el punto de rocío o punto de saturación. A esto se puede llegar pordos procedimientos: aíiadiendo mas vapor de agua a la masa de aire o enfriando dichamllsa.Inversamente, las nubes se disipan quitando vapor de agua o calentando la masa de aire.En la atmósfera," el enfriamiento necesario para la formación de nubes se produceprincipalmente por lL.<iCenSOde la I1wsa de aire y el calentamiento necesario para la disipaciónse produce por descenso de la masa de aire.

El proceso de destrucción puede ser de la misma duración que el de regeneración de la nube,por lo cual, ésta, aunque cambie algo de forma, en apariencia flota inmóvil en el aire.El movimiento descendente de la masa de aire en .gran escala se conoce con el nombre deSUBSIDENCIA y es tUlfenómeno típico de los ANTICICLONES.

METEOROS:

En la definición anterior se ha mencionado la expresión hidrometeoro; para su mejorcomprensión hay que tener en cuenta que un meteoro es, por definición, un fenómenoobservado en la atmósfera o sobre la superficie de la tierra, consistente en una suspensión,precipitación o depósito de pmtículas líquidas, o sólidas, o en una manifestación de naturalezaóptíca o eléctrica. Teniendo en cuenta la naturaleza de las partículas que los constituyen, o losprocesos fisicos involucrados en su ocurrencia, es posible clasificados en 'cuatro gruposprincipales: hidrol1leteoros, litometeoros, fotol1leteoros y etectrol1letcoros.Un hidrometeoro es un meteoro consistente en un conjunto de partículas de agua sólida olíquida, suspendida en la atmósfera, o que caen a través de ella o bien que son levantadas de lasuperficie de la tierra por el viento o depositadas sobre objetos de la superficie o en laatmósfera libre. Los que se presentan como una suspensión de partículas en el aire son: nubes,niebla, neblina y nicbla hclada.Los hidrometeoros que implican la precipitación de un conjunto de partículas son: lluvia,llovizna, nieve, gránulos de nieve (cinarra), granos de hielo, granizo o pedrisco y granos del1leve.

Los titometcoros están constituidos por partículas sólidas, no acuosas, más o menossuspendidas en el aire o levantadas del suelo por el viento.Los fotol1leteoros •son fenómenos luminosos producidos por reflexión, refracción, difracción ointerferencia de la luz solar o lunar.Los electro meteoros son manifestaciones visibles o audibles de la electricidad atmosférica.

CARACTERISTICAS DE LAS NUBES EN RELACION AL VUELO:

La clasificación internacional de las nubes se basa en su aspecto y en la altura o techo medio desus bases. Esto de por sí no es de 'gran interés para el vuelo, pues en realidad no agregamayormente nada para tales actividades. Lo que más interesa cn la actividad aérea son las

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características de las mismas que pueden influir m!J'erslImente en el desarrollo normal deU/l }'uelo. Estas caracterÚticas son:

1- La extensiÓn horiZOl1tal de cielo cubierto y si éste está quebrado o 110.2- La extensiÓn vertical de la capa Ilubosa.3- La turbulencia existente en el seno de las mismas, COI1Wasimismo, si la turbulencia esgeneralizada o está limitada (1 determinadas CaI)(l~'.4- La posibilidad de fOr/lwciÓn de hielo.5- El tipo e intensidad de la predpit{~ciÓn.6- El techo y Illaltura de 10.\' tope.\'.

La mayor parte de las formaciones nubosas tienen origen en la existencia de corrientesverticales ascendentes, debido a las cuales el aire a medida que se eleva sufre un enfriamientoque lo lleva a la saturación; e/nivel en el cual se alcanza esta saturaciÓn recibe el nombrede nivel de cOfldellsaciÓIl y en él se ubica la base de la nube: 'Las corrientes verticales pueden ser lentas, con velocidades del orden de centímetros porsegundo, o bien rápidas, de varias decenas de metros por segundo como se observa en unafuerte tormenta, Pueden también extenderse por cientos de Km" o reducirse a una pequeñacolumna de unos pocos cientos de metros de diámetro, Las características de la corriente}'ertical tienen vital importancia en la determinaciÓn de la clase de la nube formada.

RES UlHIENDO:

El proceso de formación de nubes es:

- Existencia de U1ltlnUl.m de aire hÚmeda.- E/~rrillmiento.- Existencia de nÚcleos de cOlulensaciÓI1.

NUBES DE DES'AI?ROLLO VERTICAL:

Nu bes formadas /lor COf/l'ccciÓIlI'ertical:

La Cllusa de la cOIll'ecciÓIl vertical es el calentamiento del aire sobre la superficie terrestre,que lo hace /11th liviano (disminuye su densidad), con lo cual éste asciende. Durantc estcascenso se cnrda adiabáticamcntc hasta alcanzar la saturación. En la altura en que estosucede comienzan a actuar los núcleos de condensación con la consiguiente formación denube,El proceso de cOl1l'eeciÚIlvertical puede también aparecer en altura, con lo cual tellemosdos tipos de Ilubes debidas a ese proce.''iO:

1- Calel1tllmiel1to de supel:ticie (CÚmulos ycÚIIlulolli l/1bu.\).

;..~'~ 2- Inestabilidad de altura (altodímlllos)r ~- --,',.__.._~

( , "", r··f lUNQUE1) ~ o,,) . Por el simple principio de compensación esasA r<"~_ ) cOlll1ecciOl.lC.\."verticales a...•cendentes son balanceadas(C~.J, ~ por corrientes descen den tes que se producene l t ,J N(I[lF.rnFORIIIA alrededor de a9ucllas, ~s~o hace que las ~1Ub.e~que se

~[.••.. ~ .. -f~~DER~LLO desarrollan estcn ~onSl1tUl~aspor I!wsas mdll'uluales,~_~...:.,~'~y por lo que la cantidad de Ciclo cubierto por esas nubes' .. -'-'/.'/1j; )~ no excede generalmente los 4/8 (cuatro-octavos). En~ ~ V las masas de aire tropical cuyo contenido de humedadI,LUVIA '

es siempre elevado, las condiciones de inestabilidadson muy marcadas, dando como resultado la formación de cúmulos de gran desarrollo vertical.Estas Ilubes se cartl{;terizllll por la fuertes corrientes verticales que existen en SU interio/',razón por la cual se debe volar roddndoh,s. Por olro lado. las temperaturas dentro de la

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nube son mayores que las del aire que las rodea al mismo nivel. Esto hace que el nivel decongelamiento dentro de la nube sea mas elevado lJue en el exterior y particularmente tantomás elevado cuanto más activa sea la nube. Esto es importante cuando se desea estimar elnivel mínimo de probabilidad deformación de hielo.Los clÍmulos de poco desarrollo vertical son índice de buen tiempo. No ofrecen mayoresdificultades para el vuelo, excepto alguna turbulencia y posiblemente cortos períodos deformación de hielo. Ellos pueden ser volados por arriba, por debajo o por los costados segúnmás convenga. Son nubes de desarrollo diurno y generalmente se disipan en la noche. Si estasnubes persisten en la noche pueden conducir a tormentas inesperadas, razón por la cual, envuelo nocturno es mejor esquivarlas. El aire sobre el mar, normalmente es más cálido queéste, pero en la noche sucede al revés, porque el mar almacena el calor en una capa de mayorprofundidad, haciendo que el enfriamiento sea más lento. Esto significa lo siguiente: comoregla general, también pueden formarse Ilubes por la acción de la convección vertical sobreel mar, solo que esto se produce en las primeras horas dc la oscuridad. Dcbido al frccuentealto contenido de 'humedad en el aire inmediatamente por encima del agua, la formación deestos cúmulos es rápida, y sus techos son bajos, presentando poca turbulencia en suinterior.

Nubes debidas al ascenso de pendiente:

Si el aire húmedo es obligado a ascender por la acción de una pendiente, sufrirá Illlenfriamiento jJOr e.xpansiÓn con la consiguiente condensaciÓn La forma de la nuberesultante, su espesor y su extensión horizontal serán determinadas por las características dela pendiente (extensión y ángulo de pendiente), la velocidad ascensional y la estabilidad delaire lJueasciende. Estas pendientes pueden ser: .1- Frontales2- Orográficas

Efecto frontal: elevación gradual del airesobre una extensa área, debida a la acciónde una superficie frontal. Puede tratarse deuna masa de aire cálido y húmedo queavanza y asciende sobre otra más fría(Frente Caliente), o de una masa de aire fríoque se introduce como cuña por debajo deuna masa de aire caliente, provocando suascenso (Frente Frío). Este ascensoproducido por una superficie frontal daorigen a sistemas nubosos muy complejos,cuyas características dependen de las condiciones termodinámicas de las masas de aireparticipantes. En ellos podemos encontrar tanto nubosidad cumuliforme como estratiforme.

Efecto oro}?rá{ico:Producido cuando una barrera orográfica se·interpone en el flujo de aire. Al interponerse unobstáculo orográfico, el aire es forzado aascender, lo que da origen, sobre la ladera debarlovento, a un sistema nuboso en el quepredomina la nubosidad estratiforme, aunque silas condiciones de estabilidad de la masa de aireson las adecuadas, podemos encontrar tambiénnubosidad cumuliforme.

Cualquiera sea la naturaleza de la pendiente, el factor más importante en lo referente a larapidez de formación de tales nubes, 'es In estabilidad tlelaire. Si el aire es ESTABLE la nubese espesará gradualmente. Si es INESTABLE, las nubes se desarrollarán rápidamente tanpronto se haya alcanzado el nivel de condensación. Las principales nubes de pendiente son:

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1- A ltoestratos2- Altocúmulos3- Estratos y NimboestratosDado que el ascenso es gradual, rara vez estas nubes son turbulentas, excepto el caso en que lainestabilidad sea muy marcada.

Nubes debidas al en{riamiento por contacto con una superficie {ría:Cuando una masa de aire caliente y húmedo se coloca sobre AIRE CALlDO y HUMEDO

~~;~~a~~ oa~~e~~ies~Á~¡~1~~de;: t;o~;1e:r~~r~Jb~s ele~ra1o~I~~ ~ -+ ~~~-+~

estratifica~a. Este proceso se llama AD VECCION y estas ~E FRIO O SUPERFICIE FRIAnubes ESTRA TOS. ~~."~"",<m~<"'="'<W'«««<Y""""",/MvJ@

En general se forman con poco viento y el espesor no es muyconsiderable. Si el viento es más o menos intenso, la fricción del aire contra el suelo generarácierta turbulencia que basta para que la capa nubosa tenga un espesor mayor y tal que setransforma en fractostratus o fractocÚmulus, y cuando el sol los calienta se transforman enstratocÚmulus ..La precipitación característica de e~tas nubes es del tipo llovizna y la formación de hielo en lasmismas es un fenómenó raro. Dado qu'e son de poco espesor, lo conveniente es volar porencima de los topes de la capa, sobre todo si se tiene en cuenta que los techos son bajos.

CLASIFICACION - DESCRlPCION y RECONOCIMIENTO DE LAS NUBES:La clasificación de las nubes no es un problema sencillo, porque pueden cambiar suscaracterísticas en un período de pocas horas, convirtiéndose en otra de tipo notoriamentedistinto. Actualmente las nubes se clasifican según los procesos que las originan y la altituden que seforl1ulIl.Según los procesos que las originan, las nubes se clasifican en dos grandes grupos:estratiformes y CU11lulifor11les.Las primeras tienen su origen en corrientes verticales lentas degran extensión horizontal y las segundas se deben a corrientes verticales rápidas y de pocaextensión.Combinando ambos criterios se distill}!uen diez. (J O) clases principales de nubes:

TIPO ALTURA DE LA BASENOMBREABREVIAT.

Más dc 20.000 pics

CirrusCi

ALTASNivelcs supo a 6.000 mctrosCirrocúmuIusCe

Cirrostralus

Cs

De 6.500 a 20.000 pies

AlLoeúmulusAeMEDIAS

Entre 2.500 y 6.000 metrosAltostratllsAs

Desde cerca del suelo hasta los 6.500

SlratusSt

BAJASpies. (2.500 mctros.)Slralocúm uIusSe

Nimbostratus

Ns

DE DESARROLLODesdc cerca del suelo hasta losCúmulusCu

VERTICAL50.000 pies o m;ísCÚmulollimbusCb

CARACTERISTICAS: NUBES ALTAS

CIRRUS- Ci

Tienen la apariencia de algodón deshilachado o plumas de aves. Son de un color blancointenso. Al ponerse el sol, aparecen de un color rojizo por reflejo de los rayos del sol en loscristales de hielo que contienen. Son translúcidas y es posible ver la luz a su través.Son nubes separadas en forma de filamentos blancos y delicados; tienen un aspecto fibroso obrillo sedoso, o ambas características al mismo tiempo.Hay gran variedad de Cirrlls: La característica fundamental es que están formados porcristales de hielo y siempre SO/l sujicil!;/lte11lente trallsparentes como para dejar pasar la luzdel sol y de la IUlla.Los cirros jilamelltosos pueden indicar el lll'ance de un sistema frontal, sepresentan como jilamentos blancos muy extendidos.

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CIRROCUMULOS - Cc

Es una capa delgada de nubes blancas compuesta de elementos muy pequeños en forma deglóbulos o rizos, unidos o no, y dispuestos regularmente.Se parecen a los surcos finos y ondulados que se ven en las arenas de las playas. Casi nuncase presentan solos sino que están enlazados con un velo de Cirru-Stratus o con un campo deCirrus.

CIRROSTRATUS - Cs

Es un velo nuboso, transparente y blanquecino, de aspecto fibroso o liso, que cubre entera oparcialmente el cielo y da lugar a fenómeno de halo. Se forma por lentoascenso del aire y puede estar asociado con sistemas fi"ontales.Está constituida por cristales de hielo.

NUBES MEDIAS

AL TOSTRA TUS - As

Es un velo fibroso o estriado, más o menos gris o gris azulado. Suele constituir una capacontinua, ya que rara vezpresenta agujeros. No presenta fenómeno de halo.Cuando es delgado, permite ver el sol vagamente como a través de un vidrio esmerilado ( si seviese del todo, la nube sería un Cirrus-Stratus). Está formado por cristales de hielo y gotasde agua. Se pr.esenta como una capa de gran extensión horizontal (pueden ser centenares deKm) y su extensión vertical puede ser de varios miles de metros.El Altostratus es una nube precipitante. La precipitación es casi siempre continua, es decir,de carácter uniforme, durante un lapso más o menos prolongado.El Altostratus se forma en una capa de aire que asciende lentamente, o cuando se espesa unacapa de Cirrustratus y a veces puede provenir del adelgazamiento de una capa deNimbostratus.

ALTOCUMULUS - Ac

Es 1I1U1 capa de nubes blancas o grises o amblL'i al mismo tiempo, que siempre tie/lesombras propias.Compuesto de láminas, masas redondeadas, rollos, que a veces son difusos y que pueden estarunidos o no.

Dan el aspecto de UJl cielo empedrado. Están casi siempre constituidos por gotas de agua. Aveces se ve el sol, a veces son opacas.Una especie interesante de esta nube, es el Altocúmulo Lenticular: tiene forma de lentebiconvexa (lenteja). Cuando la nube está lejos, es blanca, de aspecto sedoso y a vecestornasolado, pero cuando se acerca puede apreciarse que está toda cuarteada por una doblered de grietas, sobre todo hacia sus bordes. Generalmente se forman en zonas montañosas.Indican la existencia de movimientos ondulatorios. Puede haber gran turbulencia en su niveldeformación.

NUBES BAJAS:

STRATUS- StCapa nubosa generalmente gris, con base uniforme. No da lugar a fenómeno de hielo, salvo enel caso de muy bajas temperaturas. Constituida general"mente por pequeñísimas gotas de agua.Cuando es muy densa, puede precipitar bajo la forma de llovizna o cristales de hielo. Engeneral se forma en una zona de inversión de temperatura, próxima al suelo. Si el Stratusalcanza el suelo, entonces se denomina Niebla.

ESTRATOCUMULOS - Sc

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Manto o capa de nubes grises o blancuzcas, compuesta por rodetes o rodillos de color grisoscuro, COI1 bordes más brillantes. Pueden dar lugar a veces a precipitaciones muy débiles.Pueden generarse por la elevación de una capa de Stratus (ascenso convectivo) o comoresultado de la disolución de un cúmulo o cúmulonimbus.

NIMBOSTRATUS - NsCapa nubosa gris, a menudo oscura, de aspecto difuso debido a las precipitaciones. Se presentacomo capa baja, con color oscuro y a menudo oculta por nubes desgarradas, más oscurastodavía y que se llaman Fractostratus. Estas nubes son típicas de mal tiempo y lluvia.Resulta de la ascensión lenta de aire húmedo hasta gran altura. Tiene gran espesor vertical.

NUBES DE DESARROLLO VERTICAL:

CUlWULO - CuNubes separadas, generalmente densas y con contornos bien delimitados. Las cimas puedenpresentar formas de torres, colinas o cúpulas, a veces de aspecto arrepollado. Las partesiluminadas por el sol, son generalmente blancas y brillantes. Se desarrollan en corrientesconvectivas.Si el cúmulo es de poco desarrollo y sin torres ni protuberancias, son cúmulos de buen tiempo.Si se desarrollan verticalmente, formando grandes torres o pilas, pueden derivar en uncúmulonimbus (Cb).

CUJ1ULONI~JBUS - CbNube densa y potente de gran desarrollo vertical en forma de montaña o de torres enormes.Por lo menos una porción de su palie superior suele ser lisa, fibrosa o estriada, y casi siempreachatada; esta parte muchas veces se extiende en forma de un yunque o de un gran penacho eindica el comienzo de la destrucción de la nube. Debajo de la base de la nube, quefrecuentemente es muy oscura, muchas veces hay nubes bajas rasgadas, soldadas o no conaquellas y también precipitaciones, las que se producen en forma de chaparrón. Lascaracterísticas morfológicas sobresalientes de los Cúmulonimbus pueden resumirse así:Están constituidas por gotitas de agua en su palie inferior, y por cristales de hielo en su tope ocima. También contienen copos de nieve, nieve granulada, granizo y pedrisco de gran tamaño.Sus dimensiones son muy considerables, la base se encuentra usualmente por debajo de los2000 metros, y su extensión vertical (entre la base y la cima) fluctúa entre 3.000 y 15.000metros.

La turbulellcia en el interior de estas Ilubes es muy fuerte; la atraviesan corrientesascendentes de gran violencia, y en su superficie exterior se produce el fenómeno contrario, esdecir, que el aire. desciende a gran velocidad y arrastra los cristales de hielo que vanengrosándose al cubrirse de sucesivas capas de agua congelada, convirtiéndose así en notablestrozos de hielo que son lanzados otra vez hacia arriba, hasta que finalmente su peso los hacecaer hacia el suelo, al que llegan algo disminuidos en su masa y su tamaño ya que se fundenparcialmente durante la caída.Lo más llamativo y a la vez espectacular de estas nubes, es sin duda la complejidad eléctrica dela que suelen ir acompañadas, la que se manifiesta en forma de: rayos, relámpagos y truenos.Es fácil imaginar el peligro que represellta este tipo de Ilubes; aguaceros intensos, granizadasdestructoras de los cultivos, y serios trastornos para el desarrollo del vuelo que han quedadoregistrados por la historia de la aviación, y otros tipos de adversidades y catástrofes debidas aeste fenómeno atmosférico.A objeto de evitar, o al menos disminuir estos riesgos, las aeronaves comerciales actualmenteen operación, están dotadas de equipos de radar que les permiten ubicar con precisión esasáreas de tormentas, pudiendo así los pilotos conducir sus aeronaves con mayor seguridad ycomodidad.

NOTA: el piloto no debe penetrar nunca en este tipo de nube, por las fortísimas corrientesverticales de aire, así como la formación de hielo y granizo en su interior.

RESTRICCIONES A LA VISIBILIDAD

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Visibilidad: Es la mayor distancia a la cual pueden verse e identificarse durante el día objetosprominentes y durante la noche esos mismos objetos iluminados. Para la aproximación final,aterrizaje y despegue, interesa conocer el concepto de: Alcance Visual en la Pista (RVR), quees la distancia máxima en la dirección del despegue o del aterrizaje a la cual la pista o las luceso balizas que la delimitan pueden verse desde un punto determinado, situado por encima deleje de la pista a una altura correspondiente al nivel medio a que queden los órganos visualesdel piloto en la toma de contacto (una altura aproximada a los 5 metros).

Se pueden distinguir 3 clases de visibilidades:1- Visibilidad horizontal: es la que se definió anteriormente.2- Visibilidad vertical: es la mayor distancia a la que es visible un objeto en la vertical de unpunto.3- Visibilidad oblicua: se toma desde un punto situado a una determinada distancia de lasuperficie terrestre, hacia un objeto ubicado en un plano inferior al punto de observación. Estaes muy importante desde el punto de vista aeronáutico.De estas tres, la horizontal es la que se determina con mayor facilidad y se incluye en losinformes meteorológicos. Para determinar las otras dos, los meteorólogos se valen,principalmente, de la información proporcionada por los pilotos.

FENOMENOS QUE MOTIVAN LA VISIBILIDAD RESTRINGIDA:

El tipo e intensi<!ladde las limitaciones a la visibilidad dependen en gran parte de la cstabilidaddel ail"c. El aire estable favorece la formación de nieblas, neblinas, nubes bajas yprecipitaciones débiles que reducen la visibilidad. Asimismo, la bruma y humo quedanatrapados en las capas estables de la atmósfera. Por otra parte el aire inestable facilita eldesarrollo de las corrientes ve¡ticales que tienden a levantar y disipar las nieblas, como asítambién esparcir y levantar la bruma y el humo.

NEBLINA, "SNIOG" y NIEBLA:

La niebla es un fenómeno atmosférico que se presenta como una nube o capa nubosa deespesor y densidad variable, cuya base descansa en la superficie terrestre y quegeneralmente produce una disminución en la visibilidad horizontal a valores iguales omenores que 1Km .. 'Este fenómeno puede afectar seriamente el tránsito terrestre, marítimo o aéreo, ya seaimpidiendo su nOlmal desarrollo, produciendo situaciones de riesgo, llegando a ser un factorcausante de verdaderas catástrofes.La niebla se llama NEBLINA si en las mismas Circunstancias, la visibilidad excede de 1 Km.En las árcas industrialcs el aire contiene una gran cantidad de partículas de polvo y hollín.Las nieblas "sucias" formadas en tales circunstancias, se las llama "smog".Con fi-ecuencia se ve que el aire sucio de las ciudades se va haciendo gradualmente brumoso amedida que se enfría, en cuanto la humedad relativa pasa el 70% aproximadamente. Ahumedades relativas más bajas, las partículas de polvo están secas y entonces la disminución dela visibilidad se llama BRUMA. Cuando la humedad relativa pasa el 70°/c) c.omienza lacondensación sobre los núcleos más grandes y activos. Si el aire sigue enfriándose y porconsiguiente aumenta la humedad relativa, la bruma se espesa y gradualmente se transforma enuna neblina grisácea. Cuando el aire se enfría todavía más y la humedad relativa excede del90%, la neblina se espesa a su vez y pasa a ser niebla.

CLASIFICACION DE NIEBLAS SEGUN SU ORIGEN:Las nieblas se clasifican teniendo en cuenta los procesos fisicos que las generan, los cuales lesdan características particulares de espesor vertical, densidad, persistencia y tiempo deocurrencia. para que se produzca una niebla (igual que la nube)el aire tiene que alcanzar elpunto de saturación.

La saturación en un volumen de aire, como ya dijimos, puede alcanzarse por dos caminos oprocesos, a saber:1- Aumentando el contenido de vapor de agua, manteniendo constante la temperatura:NIEBLAS DE EVAPORACION

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2- Manteniendo constante el contenido de vllpor de agua y disminuyendo la temperatura:NIEBLAS POR ENFRIAMIENTO

LAS NIEBLAS DE EVAPORACION:Se producen cuando se evapora agua en el aire frío, este cambio de estado del agua puedeocurrir de dos maneras, mediante las cuales se originan nieblas de características muydiferentes.Uno de los caminos mediante el cual puede aumentarse el contenido de vapor, ocurre cuandouna corriente de aire frío y relativamente seco, fluye o permanece en reposo sobre unasuperficie de agua de mayor temperatura; en tales condiciones, se produce un flujo de vapor deagua desde la superficie libre del agua hacia el aire frío. Este vapor satura el aire frío yposteriormente se condensa dando lugar a la formación de niebla.

Esta niebla es común en las zonas

< polares, cuando las corrientes de aire fríoAIRE FRIO I s~ desplazan s?bre }o~ mares l.ibr~s de~ ~ _ -~ hI~lo. Es comun aSImIsmo, en lI1VIernO,AGUASEEVAPORA-SATURAALAIREFRI~SE~NSA=NIEBLA pnmavera y otoño generando se sobre

/ti. ;¡;/Í\ /f\ /f\ ~ /f\ /f\ /Í\ espejos de agua, tales como lagunas,

••••• g~;;~t~~?~;;~t~~ai~;;E~i~,DE VAHO.

Otro de los caminos que puede llevar al aumentodel contenido de vapor, son las lla.madas NIEBLASFRONTALES, que normalmente se forman dentrodel aire frío de los frentes de lento movimiento,tales como frentes estacionarios, frentes calientes yaún frentes fríos de lento desplazamiento. Estasnieblas son espesas y generalmente muypersistentes. En estos sistemas frontales lanubosidad se origina en el aire cálido y la lluvia quese precipita de esa nubosidad desciende a través dela cuña fría debajo de la superficie frontal. Si existe un marcado contraste de temperatura entreel aire cálido y el frío, sucede que la lluvia relativamente cálida se precipita a través del aire fríoy evapora (condensa). La niebla ocurre únicamente cuando la superficie frontal se halla a bajaaltura: cuando está a mayor altura origina la formación de Stratus bajos.

NIEBLAS CAUSADAS POR ENFRIAMIENTO:Constituyen el otro grupo de nieblas y se clasifican por su origen en:1- Nieblas de radiacián2- Nieblas de advección

Nieblas de radiación: son aquellas que se producen por el enfriamiento que sufre la atmósferaAIRE SE ENFRIAAL CONTACTO como consecuencia de la pérdida nocturna

<¡ON:)1El01RlO A ~ de calor. D!lrante.la. ~oche, la superficie.. terrestre emIte radIaClOn, que es una neta

pérdida de calor, ya que la misma no estácompensada (como de día) por laradiación solar. Esta pérdida de calorserá mayor cuanto más. larga sea laduración de la noche. El descenso mayorde temperatura ocurre en invierno. Porotra parte la presencia de nubes bajas o

medias impide el pronunciado descenso de temperatura en la superficie, ya que la tierraabsorbe la radiación emitida por las nubes, lo que compensa la pérdida de calor. El cielodespejado de nubes, se origina muchas veces por subsidencia que es característica de losanticiclones. Por lo tanto: en la mayoría de los ca.ws, las nieblas de radiación ocurrendurante el invierno en regiones continentales afectadas por anticiclones.

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El contenido elevado de humedad es otra condición que favorece la formación de nieblas deradiación. Cuanto mayor sea la humedad inicial del aire menor será el enfriamientonocturno necesario para producir la niebla. Conclusión: en las masas húmedas de origenmarítimo, que quedan detenidas sobre el contine/zte existen condiciones propicias para laformación de nieblas.Las calmas favorecen el enfriamiento nocturno intenso, pero si la calma es total, y no haymezclamiento vertical de aire, se enfría únicamente el aire que está en las inmediaciones de lasuperficie originándose de esta manera un depósito de rocío. Por lo tanto la calma perfecta noes propicia para la formación de nieblas. Por otra parte los vientos moderados o fuertes,provocan un mezclamiento vertical intenso y en vez de niebla se forma una capa de nubesestratiformes. Las observaciones demuestran que los vientos más propicios para laformación de nieblas son los comprendidos entre 3y 13Km./h.Por todas estas razones, la formación de nieblas de radiación es altamente irregular,afectando unas localidades, mientras que otras, con condiciones parecidas, quedan libresde nieblas.Las nieblas de radiación normalmente se disipan una o dos horas después de la salida del sol ysi bien pueden afectar en grado muy elevado la visibilidad horizontal, debido a que pueden

llegar a ser muy espesas, su extensión vertical se circunscribe a pocas decenas de metros.

Nieblas advectivas: estas nieblas se generan cuando una corriente de aire cálido y húmedose desplaza sobre una superficie más fría. El aire se enfría desde abajo, su humedad relativaaumenta, pudiendo llegar a condensar el vapor de agua y formar niebla. Es una condiciónnecesaria para la formación de estas nieblasque los vientos sean moderados (entre 8 y24 Km./h). Tales nieblas son en particularfrecuentes en el mar. Las nieblas deadvección son frecuentes a lo largo de ltlScostas, especialmente en invierno, cuandoel aire húmedo procedente del mar fluyehacia la tierra. En invierno la tierra es másfría lJue el mar y ocurren nieblas convientos dirigidos hacia el continente. En elvera/LOen cambio, las nieblas se formansobre el agua con vientos húmedos procedentes del continente.Las nieblas de advección son muy persistentes, generalmente densas, suelen tener granextensión vertical y solamente se disipan totalmente cuando cesa la corriente de aire cálido quelas originaron.

PREVISION DE NIEBLAS:

Los procesos que conducen a la formación de nieblas son muy compleJos, especialmente si seconsidera que el origen, en la mayoría de los casos, puede atribuirse a efectos combinados deradiación, advección y precipitación. Por lo tanto la previsión ofrece algunas dificultades. Elpiloto lJue dispone de información meteorológica limitada, puede estimar la posibilidad deformación de niebla observando la rapillez con que la temperatura se acerca a latemperatura de punto de rocío.

DISIPACION DE NIEBLAS:

La mayor parte de la nieblas son de origen mixto: puede originarse como niebla de radiación yluego ser forzada por un proceso advectivoEn general todas las nieblas tielUlen a di~'iparsepor calentamiento. Es lógico que una nieblade escasa extensión vertical puede secarse y disiparse más rápidamente que una niebla deespesor considerable.

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Para que una niebla se disipe, las gotas de agua que la forman, se deben evaporar.Además, la temperatura del aire debe aumentar lo suficiente como para dar cabida a lacantidad adiciOlUllde vapor de agua que se agrega.

Por lo tanto: las nieblas que se producen a temperaturas altas (en los meses cálidos)tienden a disiparse en las primeras !toras de la lIuuialUl;mientras que las que se originan atemperaturas bajas (en los meses fríos) 110 ceden tan fácilmente ante el calentamientodiurno.Las nieblas también pueden disiparse elraíz de Ull aumento importante en la intensidad delviento. El mezclamiento intenso vertical, levanta el nivel de condensación y en consecuencia, laniebla se disipa.Los pasajes de frentes fríos, generalmente disipan nieblas, porque en estos casos ocurre elcambio de masas de aire, registrándose en las masas frías una menor humedad. También elviento que acompaña el sistema frontal tiende a levantar las nieblas.

RECOMENDACIONES PARA LOS PILOTOS:

1- Recuerde que las nieblas de radiación se forman en las noches casi calmas, con cielo claro,por consiguiente si va a llegar a un destino durante la noche tenga presente que habrá mayorprobabilidad de formación de niebla cuanto menor sea la diferencia entre la temperatura de!aire y la temperatura del punto de rocío a la puesta del sol. Recuerde que la niebla de radiaciónse disipa poco después de la salida del sol.

2- La visibilidad normalmente mejora, con cualquier tipo de niebla en las horas de máximatemperatura, para volver a reducir al atardecer. Si durante el día hubo niebla y luego, poraumento del viento, ésta se elevó en stratus, tenga en cuenta que al atardecer, al disminuir elviento, nuevamente se reducirá la visibilidad.

3- El aterrizaje en situaciones de bruma densa puede ser riesgoso cuando se efectúa con sol defrente.

4- Recuerde que es posible que se genere niebla cuando:

. a- Existe una corriente de aire cálieloy húmedo sobre una superficie fría.

11- La temperatura de punto de rocío esté práxima a la del aire y ésta se !talle en constantedisminu ciáll.

c- Aire más frío fluya sobre UlUlsuperficie de agua más caliente.

d- Se trata de frentes calientes (en el aire frío delante de los l1lismo~) o de frentes fríoslentos o estacionarios (en las masas de aire posteriores, mlÍsfrí{/~). Estas nieblas suelen serde gran extensián vertical confundiéndose SIlS topes con la nubosidad frontal

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SISTEMAS DE PRESION:

SUPERFICIES ISOBARICAS : ISOBARAS

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'-~--====~//~En la figura vemos que la intersección de la superficieisobárica con un plano cualquiera es una líneacaracterizada por tener en todos sus puntos un valor igualde presión, esa línea se llama isobara.-

Si se efectúan mediciones de presión a diferentes niveles y en diferentes puntos y se vinculantodos los puntos de igual valor se obtendrá una superficie caracterizada por tener en todopunto un valor igual y constante de la presión. Talsuperficie recibe el nombre de supcrficic isob:irica.

Sistemas de PI'csión:

En algunas ocasiones las isobaras se cierran formando líneas concéntricas:

,1015\010

Anticiclón: es una zona de ALTA PRESION dondela mayor presión se encuentra en el centro, y vadisminuyendo hacia el entorno.

Se pueden diferenciar dos tipos de anticiclones:

El ([nticiclón caliente:

Tiene mucho espesor. Es selial de buen tiempo, Seintensifica con la altUrtL La intensidad del vientotambién aumenta con la alturlL

Elanticiclón frío:

Corte Vertical 1010

Es de poco espesor. Selial de mal tiempo. Sedebilita con la alturlL La intensidad del vientodisminuye con la alturlL

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En un ANTICICLON, el viento se dirige desde el centro hacia la per[feria con unmovimiento de rotación contrario al de las agujas del reloj (en el Hemisferio Sur). Se lorepresenta cOllla letra "A".

De esto se desprende, que si tenemos viento de la IZQUIERDA estamos volando hacia unaALTA PRESION y por lo tanto los niveles de vuelo ASCENDERAN y existe la mayorprobabilidad de encontrar BUEN TIEMPO.

Depresión: es una zona de BAJA PRESION donde elmenor valor está en el centro aumentando hacia el entorno.

También aquí se diferencian dos tipos de depresiones o Bajas:

La devresión caliente:

Tiene poco espesor . Se llana con la altura. Laintensidad del viento disminuye con la cdtura.Generalmente 110 alcanza los 2000 metros ydesaparece durante la noche.

La clepresiúnfría:

Tiene mucho espesor. Se profundiza COlf la altura. El vientollumell(Cl con ltl altura. Existe la seguridad tle mal tiemjJo.Suelen acolIIJHl1iara la parte sur de losfrentes.

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~11

La dirección del viento alrededor de una DEPRESION, en el hemi.iferio Sur, es ell sentidoHORARIO. Cuando volamos hacia una DEPRESION los nÍl'eles de vuelo tienen cada vezmenor altitud, siendo la mínimajusto la que está en el eje de la depresión.

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Sistemas de Presión abiertos:GUla o Dorsal:

)0141017

, .P'"/ 1020

~_-. _---- Eie de cuña

--- ---- A----~--~

Se caracteriza por tener el máximo de presión en sueje, decreciendo hacia la periferia. El sentido de girodel viento es el mismo que en los ANTICICLONES.Es una línea tal que volando perpendicularmente aella se encuentran las mayores presiones, pero lapresión no es igual en toda su extensión.

VaJ!uada o Surco:Se caracteriza por tener el valor mínimo dela presión en su eje, el aire gira en el sentidode las agujas del reloj. Es una línea tal quecruzándola perpendicularmente en cualquierregión se tiene el menor valor de presión,por lo tanto los niveles de vuelo tendrán sumenor altitud sobre la línea de vaguada.Tiene las características generales de unaDEPRESION. Todos los frentes son líneasde vaguada, pero no todas las vaguadasoriginan frentes.

Puntos neutros: Collado

]E __ 1-Eje de vaguad-a-

Los llamados puntos neutros o collados sonáreas comprendidas entre dos bajas y dos altas.En la intersección misma la presión es comúnpara ambos sistemas y por lo tanto los nivelesde vuelo tendrán la misma altitud. Los collados

suelen ser zonas frontogenéticas.

Gradiente horizontal de Presión:Si observamos un mapa del tiempo podemos apreciar que las isobaras pueden estar más omenos juntas. El gradiente horizontal de presión es la diferencia de presiones existenteentre dos isobaras consecutivas en una unidad de distancia. Se toma como unidad dedistancia el grado geográfico que es igual a 60 NM (Millas Náuticas).

Presión 1008 - 1004 4G=

Distancia en grados 120OU

2=2mb

El gradiente horizontal de presiones ,es muy importante porque si el gradiente es grande lasisobaras estarán MUY .TUNTAS lo que significa que el viento es MUY FUERTE.Los vientos circulan paralelos a las isobaras y su dirección depende de la forma isobárica.

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