IVAO i-Pack

L7 - Información Avanzada sobre Meteorología

10-11-2004

Para instrucciones basicas sobre METAR, leer L1-MetarSpeci

Contenido

1. La Atmósfera

2. Circulación Atmosférica

3. Humedad, Precipitaciones y Estabilidad

4. Nubes

5. Massas de aire

6. Frentes

7. Condiciones Atmosféricas de Alta Altitud

1. La Atmósfera

Casi toda la atmósfera de la tierra está localizada dentro de los 50 primeros kilómetros (164.000 pies) alrededor de la superficie terrestre. Del mismo modo, el 90% de su masa se haya en torno a los primeros 16 kilómetros (53.000 pies). Una de las mejores maneras de clasificar las diferentes capas de la atmósfera es según sus características térmicas.

La troposfera es la capa que se encuentra entre la superficie y una altura que oscila entre los 24.000 y 50.000 pies. Su altura media en la línea del ecuador varía entre los 36.000 y los 37.000 pies. Esta altura media depende de las estaciones y del lugar geográfico sobre la Tierra en que se mida; suele ser mayor a temperaturas calientes, y menor con temperaturas más frías. Esta capa se caracteriza porque a mayor altura, menor temperatura. El límite superior de la troposfera se llama tropopausa, que se caracteriza por los cambios bruscos de la temperatura y por actuar como una “tapa” que retiene la mayor parte del vapor de agua y los fenómenos atmosféricos asociados a ella.

La capa por encima de la tropopausa es la estratosfera. Uno de los pocos fenómenos atmosféricos que se dan en esta capa son las tormentas eléctricas. Las siguientes 2 capas, que no contienes gases atmosféricos, son la mesoesfera y la termoesfera.

Fig 1 Diferentes regiones de la Atmósfera Terrestre

2. Circulación Atmosférica

La circulación atmosférica se produce por diferencias de presión. Los vientos se desplazan de zonas de altas presiones a otras de bajas presiones. La causa principal de los cambios atmosféricos de la Tierra son consecuencia de la variación en la cantidad de energía solar recibida en las diferentes partes del planeta. El calor solar se concentra en aquellos lugares en que los rayos inciden de forma casi perpendicular a la superficie terrestre. Debido a que el eje de la Tierra tiene un ángulo de 23 grados y medio, las zonas de irradiación más intensas cambian del Trópico de Cáncer, el 21 de Junio, al Trópico de Capricornio, el 21 de diciembre.

La desigual recepción de los rayos solares sobre la tierra provocan cambios en la densidad del aire, y por tanto, los meteorólogos perciben distintas presiones. Estas presiones, tomadas en las estaciones meteorológicas y medidas normalmente en milibares, son representadas en gráficos uniendo los puntos de igual presión con líneas llamadas isobares. Cuando éstas están muy dispersas, la pendiente es muy débil, mientras que cuando están muy concentradas representan una pendiente muy pronunciada.

Las cartas isobáricas se usan para identificar las diferentes zonas de presión, que son clasificadas como Ciclones, Anticiclones, Crestas, Depresiones y Collados(Ver figura 2). Un anticiclón es un centro de altas presiones rodeado por bajas presiones. Un ciclón es una zona de bajas presiones rodeado por altas presiones. Una Cresta es una zona alargada de altas presiones, y una Depresión es una zona alargada de bajas presiones.

Un Collado puede ser tanto un eje entre zonas de baja presión, de alta presión, o entre una cresta y una depresión. Las bajas presiones se caracterizan por zonas de aire ascendente que puede provocar mal tiempo, mientras que una zona de altas presiones se caracterizan por aires descendentes que pueden producir buen tiempo.

Fig. 2 Carta isobárica con fuerza y dirección del viento

El viento es consecuencia del movimiento de las capas de aire frío y denso en zonas calientes de menor densidad. La velocidad del viento es el resultado de la fuerza de la presión entre el aire ascendente y el descendente. Cuanto mayor es la pendiente entre ellos, mayor fuerza tendrá el viento. Como por debajo de todo este movimiento de aire además la tierra gira, las fuerzas de Coriolis actúan como un contrapeso de la fuerzas producidas en la pendiente entre ambos vientos, de forma que el viento es desviado hacia la derecha alejándolo de las zonas de alta presión en el hemisferio norte. El resultado es una masa de aire alejándose de una zona de altas presiones en el sentido de las agujas del reloj, y otra en el sentido contrario, ciclónica, una masa de aire abandonando una zona de bajas presiones en el sentido contrario a las agujas del reloj (Ver Fig 3).

Fig 3 Representación gráfica de los efectos de la fuerza de Coriolis

Por esta razón, los vientos tienden a ir paralelos a las isobaras. Sin embargo, debido al rozamiento con la tierra, la fuerza de la presión de los choques de masas de aire pueden producir vientos a ras de suelo cruzando las isobaras a diferentes ángulos provocando un desplazamiento cuando se desciende por debajo de 2000 pies sobre suelo (AGL).

3. Humedad, Precipitaciones y Estabilidad

Los procesos de evaporación y sublimación envían vapor de agua a la atmósfera. La evaporación se produce cuando se añade calor al agua líquida, lo que provoca que se convierta en gas. La sublimación es el cambio directo entre hielo y vapor, sin pasar por el estado líquido. El vapor de agua desaparece de la atmósfera a través de la condensación y deposición. La condensación se produce cuando el aire está saturado y el vapor empieza a transformarse en líquido. La decantación es cuando el vapor de agua se convierte directamente en hielo. Por tanto, la humedad es añadida a un volumen de aire por evaporación y sublimación.

La cantidad de vapor de agua en el aire puede sufrir un decremento con la temperatura del aire. Cuando el aire se enfría hasta el punto de rocío, contiene toda la humedad que puede albergar a esa temperatura, y se dice que está saturado. La humedad relativa aumenta de la misma forma que la diferencia entre temperatura / punto de rocío disminuye. Cuando el aire está saturado, la humedad relativa es del 100%. En este punto el vapor de agua se condensa, formando nubes, niebla o rocío. El piloto puede anticiparse a la formación de niebla o nubes bajas cuando la diferencia entre temperatura / punto de rocío desciende por debajo de los 2ºC o de los 4ºF. Así mismo, la escarcha se forma cuando la temperatura de la superficie de contacto está por debajo del punto de rocío, y el punto de rocío por debajo del punto de congelación.

Las Precipitaciones están causadas por la condensación de gotas de agua que al crecer de tamaño y peso, no pueden ser soportadas por la atmósfera y caen. Las gotas de agua que caen y se mantienen en forma líquida se consideran lluvia o llovizna. Si hay baja humedad relativa, las gotas de agua se evaporarán antes de llegar al suelo. Este fenómeno es conocido como virga. Se describe mejor como una serpentina que va dejando rastro por debajo de las nubes y que se evapora antes de llegar al suelo. Otra forma de precipitación es el hielo. Cuando las gotas de agua permanecen líquidas, incluso por debajo del punto de congelación, y chocan contra un avión en pleno vuelo o contra la superficie de la tierra, inmediatamente se convierten en hielo o en granizo. Por el contrario, las bolas de hielo se congelan al caer a través del aire frío y es más probable que reboten contra el avión que se congelen sobre él. La presencia de bolas de hielo o granizo indica normalmente que se trata de lluvia congelada a temperaturas más altas. La nieve se forma a través del proceso de deposición. Si la temperatura del aire permanece por debajo del punto de congelación, la precipitación se produce en forma de nieve; sino, se funde y se transforma en lluvia. La presencia de nieve húmeda indica que la temperatura a tu nivel de vuelo está por encima del punto de congelación.

La Estabilidad es la resistencia de la atmósfera al movimiento vertical. La estabilidad de un volumen de aire determina si este sube o baja en relación con el aire que le rodea. Mientras que el aire estable resiste el movimiento vertical, el aire inestable tiende a subir. Los efectos combinados de la temperatura y la humedad determinan la estabilidad del aire y, en una gran superficie, el tipo de tiempo que causa. La mayor inestabilidad se produce cuando el aire está a la vez caliente y húmedo. El aire frío y seco resiste al movimiento vertical y es muy estable.

El gradiante adiabático seco (DALR, en sus siglas en inglés) es de 3ºC (5,4ºF) por cada 1000 pies para una masa de aire seco no saturado. Cuando una masa de aire no saturado es forzado a subir la pendiente de una montaña se enfría dentro de este rango. Cuando un volumen de aire ascendente se condensa, el gradiante adiabático es parcialmente contrarrestado con calor, debido al calor latente. Un volumen saturado continúa enfriándose conforme asciende, pero más lentamente que si fuera seco. El rango de enfriamiento de un volumen de aire saturado ascendente se llama gradiante adiabático saturado o húmedo (SALR en sus siglas en inglés). Mientras que el DALR es constante en 3º por cada 1000 pies, el SALR es variable. El aire se vuelve inestable cuando el gradiante adiabático es inferior al gradiante ambiental (Ver Fig 4). La temperatura estándar a nivel del mar es 15ºC, y disminuye en 2ºC (3,5ºF) por cada 1000 pies que subimos. Por tanto, uno puede calcular que la temperatura a 10.000 pies será de –5ºC: 15ºC-(2ºC/1000 pies x 10.000 pies)= -5ºC

En conclusión, el gradiante ambiental te permite determinar la estabilidad atmosférica.

Fig. 4 Representación de la temperatura frente la altura de SALR y DALR

El nivel de condensación es aquél en el que la temperatura y el punto de rocío convergen, transformando una nube en una masa de aire ascendente. Para estimar la base de un cúmulo en miles de pies, hay que dividir la diferencia entre la temperatura y el punto de rocío en la superficie, entre 2,5ºC (4,4ºF); o para simplificar los cálculos, usar 4ºF (2,2ºC).

Como conocemos la estabilidad de una masa de aire, podemos predecir sus características. Podemos asociar el aire estable con estratos de nubes, mala visibilidad y generalmente otros fenómenos más extremos como heladas, tormentas, granizo y turbulencias. El aire inestable soporta cúmulos, buena visibilidad fuera de las nubes, y generalmente condiciones más extremas como fuertes lluvias, congelación, granizo y turbulencias.

4. Nubes

Si el aire se enfría hasta su punto de saturación, la condensación convierte el vapor de agua invisible en un estado visible. Las formas más comunes de este estado visible son la formación de nubes o niebla. Las nubes están compuestas por infinidad de pequeñas gotas de agua, o, cuando la temperatura es suficientemente baja, por cristales de hielo.

Las 4 familias de nubes son: altas, medias, bajas, y nubes de desarrollo vertical. Los nombres de las nubes están basados en los siguientes términos: cúmulos (montones), estratos (capas), nimbos (lluvia) y cirros (rizos). Los prefijos alto y cirro denotan cúmulos y estratos de las familias medias y altas, respectivamente. El prefijo y el sufijo nimbo denotan nubes que presagian lluvia.

Las nubes bajas se extienden desde cerca de la superficie hasta aproximadamente 6.500 AGL. Suelen estar compuestas enteramente de agua, pero a veces pueden contener agua muy fría que puede convertirse en hielo, con el consiguiente peligro para los aviones. En la familia de nubes bajas puede haber estratos, estratocúmulos y nimboestratos.

Nimbostratus

Las nubes medias tienen una base que oscilan entre los 6.500 y los 20.000 pies AGL. Pueden contener agua, cristales de hielo, o agua muy fría, y en ellas se puedenencontrar también turbulencias moderadas y una capacidad enorme de congelación. Los altoestratos y estratocúmulos son clasificados como nubes medias.

Altocumulus

Las nubes altas tienen la base por encima de los 20.000 pies AGL. Generalmente son de blancas a grises, y se forman en aire estable. Se componen principalmente de cristales de hielo, y raramente se dan fuertes turbulencias o peligro de congelación. Los tres tipos básicos de estas nobes son los cirros, cirroestratos y cirrocúmulos.

Cirrus

Las nubes de desarrollo vertical aparecen con la inestabilidad y el ascenso de masas de aire. Los cúmulos pueden desarrollarse verticalmente hasta convertirse en torres o cumulonimbos. La base está normalmente entre los 1.000 y 10.000 pies MSL, y el techo puede superar los 60.000 pies MSL. Los cumulonimbos indican una profunda capa de aire inestable que puede contener turbulencias convectivas de moderadas a fuertes con peligro de congelación. A menudo evolucionan hasta convertirse en una tormenta eléctrica. Los cumulonimbos o las tormentas eléctricas, son nubes de gran desarrollo vertical de aire húmedo e inestable. Contienen gran cantidad de humedad, turbulencias, capacidad de congelación y relámpagos. Los peligros primarios de la aviación por culpa de las tormentas eléctricas no son tanto por los relámpagos sino por la capacidad de congelación y las turbulencias.

Cumulonimbus

5. Masas de Aire

Una masa de aire es un gran cuerpo de aire (Ver Fig. 5) con una gran uniformidad de temperatura y humedad. Cuando una masa de aire frío se mueve, o es calentada por una superficie caliente se forman nubes cumuloformes, turbulencias y buena visibilidad. Cuando el aire es húmedo e inestable, las corrientes ascendentes de aire son particularmente fuertes, formando cumulonimbos. El enfriamiento desde abajo incremente la estabilidad, mientras que el calentamiento desde debajo de la masa de aire la disminuye.

Figure 5 Movimientos de la masa de aire en diferentes Áreas

6. Frentes

Cuando una masa de aire se mueve fuera de su región original y se pone en contacto con otras masas de diferentes humedades y temperaturas, el fenómeno que se produce entre las dos se llama frente. Los frentes contienen habitualmente condiciones meteorológicas peligrosas. Un cambio en la dirección del viento está siempre asociado con el paso de un sistema frontal.

Un frente frío separa el avance de una masa de aire frío, denso y estable de otra caliente, más ligera e inestable(Ver Fig. 6). Debido a su gran densidad, el aire frío se mueve y fuerza la superficie de la masa ascendente de aire menos denso y caliente.

Fig 6 Avance del frente frío

Los frentes fríos de movimiento rápido son empujados por los sistemas de altas presiones localizados detrás del frente. Esta clase de frentes fuerza rápidamente a subir al aire más caliente, lo que provoca la dispersión vertical de la nube a lo largo de una zona frontal estrecha. Si hay suficiente cantidad de humedad, a la cabeza del frente se formará una zona de condiciones atmosféricas severas.

Los frentes fríos de movimiento lento producen nubes alejadas detrás de la superficie del frente. Cuando esta clase de frentes entra en contacto con aire estable, se forma una extensa área de estratos detrás de él.

7. Condiciones Atmosféricas a Alta Altitud

La tropopausa, que es el límite entre la troposfera y la estratosfera, está sobre los 24.000 pies MSL en los polos, y los 50.000 pies MSL en el ecuador. Para las condiciones ISA, la altura está definida en los 36.000 pies MSL. Desde esta altura hasta los 66.000 pies, la temperatura permanece constante a –57ºC.

Las corrientes de vuelo están normalmente localizadas en la zona de los vientos ponientes (vientos de dirección este-oeste) más fuertes que rompen en la troposfera. Una corriente de vuelo es una banda estrecha de vientos de alta velocidad que alcanza su máxima velocidad cerca de la troposfera. El rango de velocidad oscila entre los 50 y 240 nudos. Suelen tener miles de millas de longitud, varios cientos de anchura y unas pocas de grosor (Ver Fig.7). La intensidad y localización suele ser débil y muy al norte en verano. Durante los meses de invierno en las latitudes más altas, se desplaza hacia el sur y aumenta la velocidad.

Fig 7 Graphical Representation of a Jet Stream

Fig 8 Predicción de las áreas deturbulencia de la corriente de vuelo

Aunque las corrientes de vuelo pueden proporcionar vientos beneficiosos cuando se vuela del oeste al este, también pueden asociarse con fuertes turbulencias (Ver Fig. 9). Una correcta planificación del vuelo usando las corrientes puede reducir el tiempo de vuelo y el consumo de combustible.

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