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Presentación de Meteorologia

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  • 1. METEOROLOGIA
  • 2. METEOROLOGÍA.• Es la ciencia que estudia a la atmósfera• La meteorología del griego μετέωρον, meteoro, "alto en el cielo” y λόγος, logos, "conocimiento, tratado“.• Ciencia interdisciplinaria que estudia el estado del tiempo, el medio atmosférico, los fenómenos allí producidos y las leyes que lo rigen.• Es el estudio de los fenómenos atmosféricos y de los mecanismos que producen el tiempo, orientado a su predicción
  • 3. METEOROLOGÍA.La TIERRA está constituida por 3 partes: 1.- Sólida: llamada litosfera, 2.- Recubierta por agua: llamada hidrosfera 3.- Ambas envueltas por capa gaseosa: LA ATMOSFERAGEOFÍSICA: Ciencia que estudia estas características, las propiedades y los movimientos de las tres capas fundamentales de la Tierra.METEOROLOGÍA: Rama de la geofísica que estudia la envoltura gaseosa de la tierra y sus fenómenos.TIEMPO ATMOSFÉRICO: Condiciones actualesCLIMA: Condiciones medias durante un largo periodo (del lugar o región).
  • 4. LA ATMOSFERA La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la tierra y que se mantiene unida al planeta por la fuerza de la gravedad. La atmósfera rodea al planeta Tierra y nos protege impidiendo la entrada de radiaciones peligrosas del sol. La atmósfera es una mezcla de gases que se vuelve cada vez más tenues hasta alcanzar el espacio.
  • 5. Entre sus funciones más importantes cabe destacar que provee alos seres vivos de gases imprescindibles para la vida, forma partedel ciclo hidrológico y distribuye la energía del sol por toda la Tierra.A la atmósfera se le denomina con el nombre de AIRE.
  • 6. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA. La atmósfera terrestre consiste en una mezcla de gases (aire) formada por: – Nitrógeno (78%), – oxígeno (21%), – gases inertes, hidrógeno, dióxido de carbono y vapor de agua. El conjunto adquiere una característica coloración azul debida a la dispersión de la luz solar por las moléculas del aire.
  • 7. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA. Nitrógeno 78,08 % Oxígeno 20,95 % Argón 0,93 % Anhídrido carbónico 0,03 % Neón 0,0018 % Helio 0,0005 % Criptón 0,0001 % Hidrógeno 0,00006 % Ozono 0,00004 % Xenón 0,000008 %
  • 8. DIVISIÓN DE LA ATMÓSFERA.
  • 9. LA TROPOSFERAEs la capa inferior, en ella ocurren los llamados fenómenosmeteorológicos, tiene una altitud 6km en los polos y 20 km en elecuador, contiene el 70% peso de la atmósfera y el gradiente detemperaturas de 6.5° C/km.
  • 10. ESTRATOSFERA.Se caractriza por ausencia vapor de agua y temperatura homogénea (entre -55° C y- 40° C); el oxígeno, en forma triatómica constituye la capa de ozono, queabsorbe radiaciones ultravioleta, evitando que lleguen directamente a la superficieterrestre, ya que destruirían todo vestigio de vida.Cerca del límite superior, la temperatura aumenta bruscamente y considerablehasta los 10° C.
  • 11. MESOSFERAEn la mesosfera, generalmente latemperatura decrece con la altitud hastaalcanzar 95°C o menos, cuando se llega auna altitud aproximada de 80 km. A esteúltimo nivel está situada la mesopausaque es el límite superior de la mesosfera.Se considera que el aire es homogéneohasta la mesopausa, hasta este nivel, lasproporciones de los gases queconstituyen la atmósfera sonprácticamente constantes, salvo lo queconcierne al vapor de agua y al ozono.Esta parte de la atmósfera se designa conel nombre de homosfera.La homosfera comprende la troposfera, laestratosfera y la mesosfera.
  • 12. LA IONOSFERALas regiones de la termosfera y de la mesosferacaracterizadas por la ionización constituyen laionosfera. La importancia de la ionosferaderiva del hecho de que los electrones, enparticular, reflejan las ondas radioeléctricas.Capa enrarecida y compuesta por iones(átomos han ganado o perdido 1 o máselectrones), poseen una carga eléctrica.Empieza a los 80 km y termina a los 400 km.Se reflejan ondas de radio, permitiendo lascomunicaciones a gran distancia, al vencer lacurvatura de la Tierra.Se producen auroras y se ven bólidos.De los 80 a 160 km gran cantidad de átomosde oxígeno e iones, De esa cota a 400 kmabunda el nitrógeno ionizado
  • 13. LA TERMOSFERASe caracteriza por un aumento progresivo de latemperatura. Este aumento de temperatura seproduce hasta cerca de 400 km pero, en períodosde actividad solar, puede llegar hasta 500 km,aproximadamente.La composición de la atmósfera en la termosferaes distinta, ya que debido a los efectos de los rayosultravioleta y de los rayos x emitidos por el sol, lasmoléculas de un gran número de gases se separan,quedando, por lo tanto, libres los átomos que lasconstituían.Los gases tienen menos tendencia a mezclarse ylas moléculas y átomos más pesados se separan delos otros por efecto de la gravedad. Debido a esto,a medida que se asciende, las moléculas denitrógeno, más pesadas, ceden su sitio a losátomos de oxígeno, que a su vez sonreemplazados, a niveles más altos, por los átomosdel hidrógeno, más ligeros.
  • 14. LA EXOSFERASe encuentra a partir de los 1.000 km, y apenasexisten moléculas de materia. Es la región queexploran los satélites artificiales y no tiene lamenor influencia sobre los fenómenosmeteorológicos.La densidad de la atmósfera a nivel de lamesopausa es ya muy pequeña que sonextremadamente raras las colisiones entrepartículas neutras. El recorrido libre medio estan grande que las partículas neutras puedenescapar a la fuerza de atracción terrestre.En esta región las moléculas y los átomospueden ser considerados como proyectilesbalísticos en miniatura. Algunos se elevan ydespués caen, otros se ponen en órbita alrededorde la tierra, y otros se escapan de la atmósfera ypasan al espaciointerplanetario.
  • 15. CALOREs una forma de energía. El calor es energía en tránsito; siempre fluye deuna zona de mayor temperatura a una zona de menor temperatura TEMPERATURAEs la medida del efecto del calor, cuando una sustancia contiene calor estapuede medirse cuan caliente o fría está.Es la propiedad de los sistemas que determina si están en equilibrio térmico.En resumen: los dos términos relativos al propio calor, son, la temperatura,que se expresa en grados, y la cantidad de calor, que se expresa encalorías.
  • 16. ESCALAS TERMOMÉTRICAS Las dos escalas termométricas más comúnmente usadas son la Celsius (centígrados), y la Fahrenheit. La escala Celsius es usada exclusivamente para la temperatura del aire a grandes alturas y está rápidamente siendo adoptada a nivel mundial para la determinación de la temperatura en la superficie. Referencias: punto de fusión del hielo puro y el punto de ebullición del agua NMM. Fusión hielo 0 grados Celsius o 32 Fahrenheit; Ebullición agua 100 Celsius o 212 Fahrenheit. Podemos convertir de una escala a otra con las siguientes formulas: ºC= (ºF-32)/1.8 ºF=(1.8 )( ºC) +32
  • 17. MEDIDAS DE TEMPERATURA Y CALOR La cualidad en los termómetros de mercurio es la dilatación, pero existen otros tipos de termómetros. Se utiliza el mercurio para construir termómetros porque es un metal que es líquido entre -20 ºC y 100ºC y porque se dilata mucho. El metal se encuentra dentro de un tubo fino (capilar). La longitud de la columna es proporcional a la dilatación y el nivel de agitación de la sustancia a medir.
  • 18. EFECTOS DE LA TEMPERATURA EN LA ATMÓSFERA La energía liberada por el sol de la fusión nuclear sale al espacio como luz visible, rayos x, infrarrojos, cósmicos, ondas ultravioletas, etc. De la energía que llega a la tierra, aproximadamente el 50% es reflejado por la atmósfera, absorbiendo la superficie terrestre el 50% restante.
  • 19. MECANISMOS DE CALENTAMIENTO DEL AIREEl aire es diatérmico, absorbe poco del calor solar, la radiación solarcalienta la superficie terrestre, la cual adquiere temperaturasdesiguales, por ejemplo: las tierras se ponen más calientes que lasuperficie del agua, la arena de la playa se pone más caliente que unprado, etc.El aire que se encuentra en contacto con el suelo se calienta porconducción, en una capa delgada.El aire que se calienta por conducción se hace menos denso, dandolugar a corrientes de convección gracias a las cuales la atmósferapuede calentarse hasta altitudes muy considerables.
  • 20. Cuando el suelo se enfría, una capa delgada de aire seenfría también por conducción. Este es el caso de lashoras nocturnas en particular.Cuando el aire se encuentra sobre extensiones de agua,de hielo o nieve, con una temperatura inferior a él, seenfría igualmente por contacto.Por medio del viento, los fenómenos llamados deturbulencia llevan los efectos de calentamiento yenfriamiento a diferentes alturas de la atmósfera.
  • 21. INSOLACIÓNCantidad de energía en forma de radiación solar que llega a unlugar de la Tierra en un día concreto (insolación diurna) oen un año (insolación anual).
  • 22. ALBEDOEl albedo es la relación,expresada en porcentaje, de laradiación que cualquiersuperficie refleja sobre laradiación que incide sobre lamisma. Las superficies clarastienen valores de albedosuperior a las oscuras, y lasbrillantes más que las mates. Elalbedo medio de la Tierra esdel 30-32% de la radiación queproviene del Sol.
  • 23. VARIACIÓN DIURNA DE LA TEMPERATURAAl medio día: superficie recibe más calor, aire másligero, ascenderá originando baja presión.Durante la noche: la superficie se enfría y a su vezenfría el aire próximo originando una capa de aire fríoy denso que desciende; originará una presión alta. Hasta aquí me quede
  • 24. La variación diurna de la temperatura corresponde alcambio de temperatura que experimenta la tierra a causade su rotación del día hasta la noche.Durante el día la tierra se calienta a causa de la radiaciónsolar, pero al mismo tiempo se enfría a causa de laradiación terrestre.Por la noche el proceso es contrario, la tierra no reciberadiación solar pero continua cediendo radiación y a suvez enfría el aire próximo originando una capa de aire fríoy denso que desciende; originará una presión alta.
  • 25.  Para que la tierra y la atmósfera permanezcan en equilibrio es necesario que la cantidad de radiación que reciben sea igual a la radiación emitida, de otra forma resultaría un enfriamiento o calentamiento progresivo. Sin embargo este equilibrio es a nivel global, porque en cada zona se comporta de manera independiente. El color, textura, nubes, lluvia, vegetación, nieve, etc. afectan la absorción de la radiación solar.
  • 26. FACTORES QUE AFECTAN A LA ATMÓSFERAPRESIÓNEl peso total de la atmósfera es de unos 6.000 billones de toneladas La presión debida al peso del aire se denomina presión atmosférica. La atmósfera, que es la cantidad de peso que ejerce una columna de mercurio de 760 milímetros, a la latitud de 45° y al nivel del marDENSIDAD Con la altura no sólo disminuye la presión, sino también la densidad del aire, Ley fundamental de los gases, la densidad de los mismos depende de la presión a que están sometidos.
  • 27. FACTORES QUE AFECTAN A LA ATMÓSFERAHUMEDAD Y PRECIPITACIÓN. La atmósfera contiene cantidades variables de agua en forma de vapor (5 primeros km en troposfera), procedente del fenómeno de la evaporación. La cantidad de vapor de agua, en un volumen dado de aire, se denomina humedad. El agua en atmósfera depende, principalmente, de la temperatura. Más caliente, mayor cantidad de vapor de agua que puede retener.
  • 28. Esa masa de aire o envolturagaseosa en cuyo fondovivimos, tiene un peso, por lo queejerce una presión sobre losobjetos y las cosas. En realidad, esun inmenso océano de aire, en elque viven animales y plantas.El peso total de la atmósfera es deunos 6.000 billones de toneladas.Sin embargo, ese peso apenas lonotamos. A nivel del mar nuestrocuerpo soporta una presiónperiférica de algo más de un kilopor cm², pero esa presión sobre lapiel se equilibra por la que ejercehacia afuera el aire que entra enlos pulmones y la sangre. A causade esto no advertimos los 15.000kilos que soportamos cadauno, más o menos.
  • 29. LA PRESIÓN ATMOSFÉRICALa presión atmosférica es la fuerza por unidad de superficie que ejerce laatmósfera en virtud de su propio peso, numéricamente es igual al peso de unacolumna vertical de aire que tiene por base la unidad de superficie y cuya alturase extiende hasta el límite exterior de la atmósfera.Suele expresarse en forma de los milímetros de una columna de mercurio(densidad 13.5951 gr/cm3), en condiciones de gravedad tipo (980.665cm/s2), capaz de equilibrarla.
  • 30. En meteorología se usa el milibar (mb) equivalente a 103 unidadescegesimales de presión: en el sistema internacional la unidad es elPascal o Newton · m-2; 1 mb = 102 Pascal.Debido a que el aire no es sólido nosotros no podemos pesarlo conescalas convencionales.Torricelli probó hace tres siglos que él podía pesar la atmósfera por elbalanceo del aire contra una columna de mercurio. Lo que realmenteél midió fue la presión, convirtiéndola directamente a peso.
  • 31. P = F/SLa primera unidad para medir presiónatmosférica "milímetro de mercurio" (mmHg), Columna de mercurio, de 760 mm.Países de habla inglesa, de uso frecuentelas "pulgadas de mercurio" (Hg) y las"libras por pulgada cuadrada " (psi).Posteriormente, se empleo el sistemaCGS, centímetro, el gramo y el segundo,"baria",igual a la fuerza de una dinaactuando sobre una superficie de uncentímetro cuadrado.
  • 32. MEDIDORES Y MEDIDAS DE PRESIÓN.El instrumento que diseñó Torricelli para medir la presión fue el barómetro.Los servicios de meteorología en la aviación usan dos tipos de barómetros enla medición de presión, el mercurial y el aneroide (altímetro), ver siguientesdibujos.
  • 33. MEDIDORES Y MEDIDAS DE PRESIÓN. Barómetro de mercurio. Barómetro de Fortin. Barómetro Aneroide.
  • 34. UNIDADES DE MEDIDA DE LA PRESIÓN ATMOSFÉRICALas medidas más conocidas son: “pulgadas de mercurio” y“milímetros de mercurio”.Pero debido a que su presión es fuerza por unidad de área, unaexpresión más correcta de presión es “kg o lbs” por “pulgadacuadrada” o “gramos por centímetro cuadrado”. El términohectopascal (milibar), precisamente expresa presión como unafuerza por unidad de área, un hectopascal es una fuerza de 1,000dinas por centímetro cuadrado.El hectopascal está siendo rápidamente adoptado mundialmentecomo la unidad universal de presión. CONVERSIÓN DE UNIDADES Pulgadas de HG mm de HG HPA 1 25.4 33.86 0.0394 1 1.33 0.0296 0.75 1
  • 35. VALORES DE LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA Torr pulg.UNIDAD Atm. Pa Bar Psi mm Hg. pulg. H20 Hg. Atm. 1 101 325 1.01325 14.69594 760 760 29.9216 407.1894
  • 36. MAREA BAROMÉTRICALa marea barométrica es el cambio de la presión debido a lavariación de la temperatura en el día y la noche.Cuando al medio día la superficie recibe más calor, el aire se tornamás ligero con lo cual ascenderá originando en el lugar una bajapresión, por el contrario durante la noche en las primeras horasdel día la superficie irradió la energía ganada durante el máximocalentamiento con lo cual la superficie se enfría y ésta a su vezenfría el aire próximo a ella originando una capa de aire frío ydenso que desciende con lo cual originará una presión alta.Hay otros cambios de presión muy importantes como sonestacionales, latitudinales, con la altitud, con la temperatura eirregulares.
  • 37. ATMÓSFERA ESTANDAR Atmósfera tipo o ISA (International Standard Atmosphere), es una atmósfera hipotética, cuyas constantes más importantes son: Unos valores en superficie al nivel del mar de:  Temperatura: 15ºC (59ºF).  Presión: 760 mm o 29.92" Hg, 1013.25 mb por cm².  Densidad: 1.325 kg. por m³.  Aceleración debido a la gravedad: 9.8 ms/segundo².  Velocidad del sonido: 340.29 ms/segundo. Gradiente térmico de 1.98ºC por cada 1000 pies o 6.5ºC por cada 1000 mts.
  • 38. ALTIMETRÍAEs la técnica que se encarga de la medida de las distancias verticales, las cuales semiden con el altímetro.EL ALTÍMETRO.- Dispositivo mecánico o eléctrico que se utiliza en las aeronaves paramedir la altura a la que se encuentran con respecto a la superficie de la tierra o el nivelmedio del mar. Es un barómetro aneroide. La diferencia es la escala. El altímetro estágraduado para leer incrementos de altura en lugar de unidades de presión.ALTITUD VERDADERA.- Debido a que las condiciones existentes en la atmósfera realrara vez son iguales a la estándar, las indicaciones de altitud en el altímetro rara vezson altitudes verdaderas. Altitud verdadera es la real o exacta altitud sobre el nivelmedio del mar, si su altímetro no indica altitud verdadera, ¿entonces que indica?ALTITUD INDICADA.- Mostrando el efecto de temperatura media sobre el grosor de lastres columnas de aire. La presión es igual en la parte baja y en la parte alta de las trescapas. Debido a que el altímetro es esencialmente un barómetro, la altitud indicada porel altímetro en la parte alta de cada columna debería ser la misma. Para ver el efectomás claramente nota que en el aire caliente, tu volarías a una altitud más alta. En elaire frío tú volarías más bajo.
  • 39. ELEVACIÓN.- Es la distancia vertical entre un punto o nivel en la superficie de la tierra y elnivel medio del mar (N.M.M.).ALTITUD.- Es la distancia vertical entre un nivel, punto u objeto considerado como punto y elN.M.M.ALTURA.- Es la distancia vertical entre un punto u objeto considerado como punto en elespacio, y un punto de referencia en la superficie terrestre.
  • 40. CORRECCIONES ALTIMÉTRICASReglaje altimétrico es el valor al cual la escala de presión del altímetro esreglada para que el altímetro indique altitud verdadera sobre la elevación delterreno.REGLADO EN QNH.- Valor de la presión de la estación reducida al nivelmedio del mar mediante la agregación de la presión de una columna de airecuyas características de densidad son iguales a la de la atmósfera estándar ycuya longitud equivale a la elevación de la estación. Este reglaje en particulares llamado reglaje altimétrico. La utilización del QNH permite compararinmediatamente y con suficiente precisión la altitud de la aeronave con la delos obstáculos que haya a sus alrededores, obstáculos que en los mapas denavegación figuran medidos a partir del N.M.M.El QNH en vuelo nos proporciona la altitud de la aeronave y al aterrizar laelevación del aeropuerto.
  • 41. REGLADO EN QFE.- Valor de la presión de la estación. Si estando el aviónen tierra reglamos el altímetro a 0 metros (pies), el valor que aparece en laventanilla del limbo graduado como presión inicial, es la presión al nivel delaltímetro; y es por supuesto, la presión al nivel aeródromo, que es la quemide en su barómetro la oficina de meteorología; se llama QFE.Si el piloto en vuelo regla su altímetro sobre QFE, leerá prácticamente 0metros (pies) cuando aterrice. Así, este reglaje es utilizable para lasmaniobras de aproximación por instrumentos, porque en la maniobra finalsiempre se conoce la altura sobre la pista de aterrizaje. Tiene la desventaja,sin embargo, de que no permite una comparación instantánea de lasrespectivas altitudes del avión y de los obstáculos sobrevolados.REGLADO EN QNE.- Valor de presión de la atmósfera estándar, a la altitud“0” (N.M.M. de la atmósfera estándar), o sea, 1,013.25 HPA o 29.92 pulgadasde HG.Este tipo de reglaje garantiza un reglado uniforme e invariable de losaltímetros de todas las aeronaves en ruta, lo cual permite separarverticalmente a los que utilizan un mismo espacio aéreo, asignándolesdiferentes niveles de vuelo y eliminando así prácticamente el riesgo decolisiones. Este reglaje en vuelo nos indica la altitud presión de la aeronave o(nivel de vuelo).
  • 42. EL VIENTOEl viento es la variable de estado de movimiento del aire. En meteorologíase estudia el viento como aire en movimiento tanto horizontal comoverticalmente.Los movimientos verticales del aire caracterizan los fenómenosatmosféricos locales, como la formación de nubes de tormenta.
  • 43. MOVIMIENTO DEL AIRE EN LA HORIZONTAL Y EN LA VERTICALEl movimiento del aire, se acostumbra resolver en dos componentes: UnaHorizontal y la otra en Vertical.La componente horizontal supera considerablemente en magnitud a lacomponente vertical, equivale a decir, que las corrientes de aire son máscercanamente paralelas a la superficie, que a cualquier plano vertical.La componente horizontal recibe el nombre de “Viento”, tal componentehorizontal puede determinarse en cualquier plano horizontal paralelo a lasuperficie, cualquiera que sea su altitud, sin que esto quiera decir que el vientotendrá que ser el mismo a diferentes altitudes, puesto que la componentehorizontal del movimiento del aire de la corriente, no tendrá las mismascaracterísticas en cada una de ellas.
  • 44. En las regiones dentro de las cuales las partículas oscilanverticalmente, de manera que mientras unas ascienden otrasdescienden y viceversa, o sea, donde hay un movimiento verticaldesordenado, existe también un ligero movimiento de traslación en lahorizontal: un viento débil.Al movimiento desordenado en la vertical al que acabamos de eludir,se le denomina “TURBULENCIA”, y su existencia en la atmósfera noes únicamente de interés meteorológico sino también de importanciaaeronáutica, por los riesgos que representa tal fenómeno.
  • 45. FUERZAS QUE INTERVIENEN EN EL MOVIMIENTO DEL AIRE FUERZA DE CORIOLISEn mecánica, es la fuerza ficticia que parece actuar sobre un cuerpo cuando seobserva éste desde un sistema de referencia en rotación.Un objeto que se mueve sobre la Tierra a velocidad constante con unacomponente de dirección Norte-Sur se ve desviado en relación con la Tierra quegira.En el hemisferio norte se desvía en el sentido de las agujas del reloj, y en elhemisferio sur, en el sentido opuesto. El efecto se llama así en honor al físicofrancés Gustave-Gaspard de Coriolis, que fue el primero en analizar elfenómeno matemáticamente.La fuerza de Coriolis tiene una importancia considerable por su influencia sobrelos vientos, las corrientes oceánicas o las trayectorias de vuelo de misiles ycohetes. La aceleración correspondiente a esta fuerza se llama aceleración deCoriolis.
  • 46. “La fuerza de coriolis es una fuerza inercial y es la responsable de cómo semueven las masas de aire en la tierra , pues la tierra es un sistema rotatorio“
  • 47. FUERZA DE GRADIENTE DE PRESIÓNDiferencias de presión deben crear una fuerza para conducir el viento.Esta fuerza es la fuerza de gradiente de presión. La fuerza es desdepresiones más altas y es perpendicular a las isobaras y suscontornos. Siempre que una diferencia de presión se desarrolla sobreun área, la fuerza de gradiente de presión comienza a mover el aire através de las isobaras. Entre menos espacio haya entre las isobarasmayor será la fuerza de gradiente de presión, entre más fuerte sea elgradiente de presión mayor será la intensidad de viento.
  • 48. De un análisis de presión, tu puedes tener una idea general de la intensidaddel viento desde los contornos o del espacio entre las isobaras. A causa del desigual calentamiento de la tierra, la presión es más baja sobrelas regiones ecuatoriales y alta sobre las regiones polares. Una fuerza degradiente se desarrolla de los polos hacia el ecuador. Si la tierra no rotara, lafuerza de gradiente sería la única fuerza actuando sobre el viento. Lacirculación sería dos corrientes convectivas gigantescas hemisféricas.El aire frío sería hundido sobre los polos; éste aire fluiría directamente de lospolos hacia el ecuador; el aire caliente del ecuador sería forzado a subir; y losvientos de altos niveles fluirían directamente hacia los polos. Sin embargo, latierra gira, y debido a su dirección, esta simple circulación se ve enormementedistorsionada.
  • 49. Una circulación como esta sería si no hubiera rotación en el globo. El intensocalentamiento sobre el ecuador hace que el aire sea menos denso y sube. Elaire más denso fluye desde los polos hacia el ecuador forzando al aire menosdenso a subir hacia donde el aire fluye hacia los polos. La circulación seria dedos gigantescas corrientes convectivas hemisféricas.
  • 50. FUERZA DE FRICCIÓNLa fricción entre el viento y la superficie del terreno hace que el viento sefrene.La rugosidad del terreno hace más grande la fricción. También,dependiendo de la intensidad del viento será lo grande del efecto defricciónLa fricción es una fuerza es real y efectiva siempre actuando en contra delviento.Como la fuerza de fricción frena la velocidad del viento, la fuerza deCoriolis disminuye, sin embargo no afecta a la fuerza de gradiente depresión.
  • 51. DIRECCIÓN E INTENSIDAD DEL VIENTOSe entiende por dirección del viento, la dirección de donde viene el viento.Así pues un viento del Este viene del Este.Se puede indicar la dirección del viento con la ayuda de la rosa de losvientos. Cada cuadrante determinado por los puntos cardinales está divididoen ocho partes iguales. Cada división está numerada partiendo del Norte ygirando en el sentido de las agujas del reloj. Hay, pues, treinta y dosdirecciones diferentes.
  • 52. Actualmente, se da la dirección del viento en decenas de grados “ddd” porejemplo: ddd=290, significa un viento que viene de los 290º.La intensidad del viento comenzó el hombre estimándola según los efectosque producía sobre las cosas o los objetos que están al aire libre: árboles,banderas, humo, etc. De ahí nació la escala Beaufort.En los códigos meteorológicos, en la intensidad del viento la unidadestándar es el nudo (1mn. por hora), y se indica por las letras ff. Así ff=32significa una intensidad de 32 kt.Una lectura de viento 25010 significa viento de los 250 grados con unaintensidad de 10 nudos;
  • 53. Si la intensidad es de 100 nudos o mayor se reportará el valor exacto en tresdígitos tomando el lugar de los elementos ff o fmfm. (Metar), así un viento de240 grados con 115 nudos se reportará: 240115KTLos instrumentos de medición son el anemómetro para intensidad y veletapara la dirección o por medio de un radar.En ausencia de estos equipos analógicos o digitales la medición se puedehacer por medio del reconocimiento de los efectos sensibles cuando el vientoes en superficie (escala beaufort).
  • 54. LA HUMEDAD DEL AIREVAPORIZACIÓN.- Es la parte del fenómeno en el cual, un cierto número demoléculas de agua líquida, abandonan ese estado físico y pasan al estadogaseoso. La cantidad de moléculas sujetas a ese cambio de estado dependede varios factores; si el agua es pura y se mantiene constante la presión, y sino hay viento por añadidura, su cantidad depende únicamente de latemperatura del agua líquida.Si dicha temperatura es alta, mayor será la cantidad de moléculas de agualíquida que pasarán al estado gaseoso y viceversa.La magnitud de esa cantidad, la daría el valor de presión, que ejerce el vaporde agua producido, que es lo que se le llama TENSIÓN DE VAPOR DE AGUA.Según lo antes dicho, la tensión de vapor del agua es directamenteproporcional a la temperatura del agua líquida.
  • 55. . HUMIDIFICACIÓN.- Se refiere a la acumulación de vapor de agua en el aire originalmente seco. El valor que en un momento dado tiene la acumulación del vapor de agua en el aire, está indicado por el vapor de la presión que en ese momento ejerce el vapor de agua que contiene, a la cual se le llama PRESION DEL VAPOR. LOS PROCESOS DE CONDENSACIÓN, SUBLIMACIÓN Y CONGELACIÓN EVAPORACIÓN.- Paso del estado líquido al gaseoso. CONDENSACIÓN.- Paso del estado gaseoso al líquido. CONGELACIÓN.- Paso del estado líquido al sólido. FUSIÓN.- Paso del estado sólido al líquido. SUBLIMACIÓN.- Paso directo del estado sólido al gaseoso o viceversa
  • 56. CALOR LATENTE DE EVAPORACIÓN O DE CONDENSACIÓNPara evaporar el agua, es necesario suministrarle calor. Este calor se liberade nuevo en la transformación inversa, es decir en la condensación. Sellama calor latente de evaporación, o de condensación, a la cantidad decalor que es necesario suministrar a un gramo de agua para evaporarla oque, en su caso, es liberada por un gramo de vapor de agua que secondensa.Calentando el agua hasta la ebullición. Cuando ésta se inicia, el calorsuministrado es utilizado totalmente para que el agua pase a vapor; a partirde ese momento en que se ha alcanzado la temperatura de ebullición, estapermanece constante, siendo su valor de 100ºC para una presión de 1013,2HPA.La transpiración impide subir la temperatura del cuerpo humano porque, alevaporarse, consume calor.La lluvia, al evaporarse parcialmente, refresca el suelo y la atmósfera. Porla misma, la gasolina, al evaporarse, hace bajar la temperatura delcarburador
  • 57. CALOR LATENTE DE FUSIÓN O CONGELACIÓNMientras dura una u otra de las transformaciones mencionadas, latemperatura de la mezcla permanece en 0ºC. Por esta razón se utiliza lamezcla de hielo y agua para determinar el cero de los termómetros cuandose gradúan.La constancia de la temperatura de la mezcla agua + hielo se explica por elhecho de que la fusión del hielo absorbe el calor aportado del exterior. Cadagramo del hielo que se funde consume 80 calorías. Es lo que se llama fusióncalor latente de congelación. CALOR LATENTE DE SUBLIMACIÓNSe llama así a la cantidad de calor que es necesario suministrar a un gramode hielo para transformarlo directamente en vapor. Es también la cantidadde vapor liberada por la formación de hielo directamente a partir del vaporde agua. El calor de sublimación es igual a la suma del calor latente defusión y el calor latente de evaporación.
  • 58. ESTABILIDAD E INESTABILIDAD DEL AIRESe dice que la atmósfera se halla estable cuando hay una gran resistencia aque en ella se desarrollen movimientos verticales, por lo que si una "burbuja"se desplaza de su posición de equilibrio tiende a recuperarlo.En caso de inestabilidad ocurre lo contrario. Una "burbuja" de aire que seadesplazada de su nivel de equilibrio por cualquier causa. Si es más fría (por lotanto, más densa) que el aire que encuentra, tenderá a bajar hasta recuperarsu nivel de equilibrio en el lugar en que el aire que la rodee tenga su mismadensidad. Pero si es más caliente (menos densa) que el aire de alrededorcontinúa ascendiendo y no vuelve a su punto de partida. La temperatura queadquiere la burbuja es independiente de la que encuentra en la atmósferadurante su ascenso, con la cual, ya vimos, apenas intercambia calor.
  • 59. Si la burbuja al ascender y enfriarse encuentra una atmósfera máscaliente que ella, bajará y volverá al nivel de partida (estabilidad) .Si el aire de alrededor es más frío que ella, proseguirá su ascenso(inestabilidad).El vapor de agua es sumamente importante, ya que el aire húmedopesa menos que el aire seco y además desde el momento en el que sealcanza la saturación por medio de ascensos adiabáticos (nivel decondensación) su dinamismo se acelera, pues al recoger el calordesprendido en la condensación, su "flotabilidad" aumenta y losmovimientos verticales se aceleran.
  • 60. LA VISIBILIDADEl término “visibilidad” es usado, comúnmente en aviación, como lamáxima distancia horizontal a la cual un objeto prominente puede servisto y reconocido como tal.VISIBILIDAD HORIZONTAL.- Es la mayor distancia a la cual unobjeto de características bien definidas, puede ser visto o identificadocomo tal, sin la ayuda de instrumentos ópticos. Y son aquellos que seobtienen únicamente en el plano horizontal.VISIBILIDAD VERTICAL.- Es la que se obtiene perpendicularmenteal horizonte hacia arriba o hacia abajo.VISIBILIDAD OBLÍCUA.- Es la que se mide entre la vertical y elhorizonte.
  • 61. VISIBILIDAD EN PISTA.- Es la distancia a la que un piloto puededistinguir la pista, del área adyacente a ella.En realidad el concepto visibilidad tiene la intención de hacer unaapreciación de la “Transparencia del aire”.Mientras más lejos se encuentre un objeto prominente más brillante seve, por esta razón es que muchos manuales para observadores,recomiendan que los objetos que usen para estimar la visibilidadhorizontal, sean tan obscuros como sean posibles, ya que mientrasmás claro sea el objeto, más fácilmente se hace invisible, debido a labrillantez que adquiere con la distancia.
  • 62. DETERMINACIÓN DE VISIBILIDAD HORIZONTAL (PREDOMINANTEY POR SECTOR)VISIBILIDAD PREDOMINANTE (VP).- Es la máxima visibilidad que escomún a todos los sectores no necesariamente contiguos que comprendanmás de la mitad del circulo del horizonte (que sumen más de 180º).VISIBILIDAD POR SECTOR.- Es la comprendida dentro de porciones delcirculo del horizonte. DETERMINACIÓN DE LA VISIBILIDAD VERTICALCuando no hay nubes en el cielo nuestra visibilidad vertical seráilimitada, cuando haya nubes cubriendo la totalidad del cielo, nuestravisibilidad vertical será la distancia (altura) que hay entre nosotros y lasnubes, cuando un fenómeno nos obstruye la visión debido a que cubre latotalidad del cielo, nuestra visibilidad vertical será la máxima distancia quenosotros alcanzamos a ver dentro de ese fenómeno.
  • 63. CODIFICACIÓN DE LA VISIBILIDAD EN LOS INFORMES METEOROLÓGICOS AERONÁUTICOSLa codificación de la visibilidad en los informes meteorológicos aeronáuticoses en millas terrestres (estatutas) que equivalen a 1.609 mts. CRITERIOS PARA LA ESTIMACIÓN DE LA VISIBILIDADSe recomienda que la visibilidad sea determinada por la torre de control, cuandola visibilidad se reduzca a menos de 3 millas, a la vez que se haga una estimacióndesde el lugar comúnmente usado para hacer esta determinación.
  • 64. La figura nos muestran el porqué en ocasiones se debe tomar como VisibilidadPredominante la visibilidad de TWR cuando por normatividad debe de hacersedesde la superficie.
  • 65. Para la determinación de la visibilidad se tomarán referencias en la que sepuedan determinar las distancias en millas terrestres desde el punto de vista delobservador.
  • 66. FENÓMENOS DE OBSCURECIMIENTONIEBLA (FG)NEBLINA (BR)BRUMA (HZ)HUMO (FU)POLVO (DU)TOLVANERA (DS)VENTISCA (BLSN)TEMPESTAD DE ARENA (SS)
  • 67. FENÓMENOS DE TIEMPO PRESENTELos fenómenos atmosféricos que deben ser reportados caracterizandolas condiciones de tiempo presente son los siguientes:Tornado, Tromba, Tormenta y todos los tipos de precipitación.Todos los demás fenómenos (litometeoro o hidrometeoro), que nosean nubes o precipitación, están comprendidos dentro de losfenómenos de oscurecimiento.
  • 68. PRECIPITACIÓNSe da el nombre de “precipitación”, a todos los hidrometeoros que provenientesde la condensación del vapor de agua atmosférico, caen y llegan hasta lasuperficie de la tierra, ya sea en forma líquida o sólida.Formas de precipitación serán por consiguiente: la lluvia, la llovizna, la nieve, elgranizo, etc.La precipitación se va a clasificar como líquida, helada y congelada.La precipitación líquida la constituyen: la lluvia y la llovizna.La precipitación helada la constituyen: la lluvia helada y la lloviznaheladaLa precipitación congelada la constituyen: los cristales de hielo,pelotitas de nieve, el granizo, la nieve y el aguanieve.
  • 69. CARÁCTER DE LA PRECIPITACIÓNEl carácter de la precipitación se determina de acuerdo con lossiguientes criterios:Continua: Se dice que la precipitación es continua, cuando su intensidadaumenta o disminuye gradualmente, pero su duración es superior a unahora.Intermitente: Se dice que la precipitación es intermitente, cuando seinterrumpe y comienza al menos una vez en el lapso de una hora y suintensidad disminuye o aumenta gradualmente.Achubascada: Es aquella precipitación que comienza y terminasúbitamente y su intensidad varia rápidamente (Este tipo se produce enlas nubes cumulus, cumulonimbus y nimbostratus).Combinaciones: Precipitación Achubascada, continua o intermitente,puede ocurrir simultáneamente en un momento dado. Cuando este es elcaso, la precipitación no siempre cesa del todo y su intensidad variasúbitamente, ya que los chubascos comienzan y terminan súbitamente.Nota. Cuando se produzca precipitación Achubascada continua o intermitente, se deberáreportar únicamente el tipo de precipitación que prevalece en el momento de la observación.
  • 70. INTENSIDAD DE LA PRECIPITACIÓNLa intensidad de la precipitación es una indicación de la cantidad de lluvia quecae en el tiempo de la observación.Se expresa como, ligera, moderada o fuerte. CRITERIOS PARA DETERMINAR LA INTENSIDAD DE LA LLUVIALigera. En la lluvia ligera las gotas son fácilmente identificables unas de otras,las salpicaduras que producen también son fácilmente identificables sobrepavimentos, techos, vidrios o cualquier otra superficie seca expuesta; lavisibilidad no se reduce a menos de 6 millas.Moderada. En esta lluvia no se pueden identificar gotas individuales; lassalpicaduras producidas se observan a cierta altura del suelo y otrassuperficies expuestas. La visibilidad se reduce a 6 millas o menos.Fuerte. Esta lluvia parece caer en mantos, no se pueden identificar gotasindividuales; las salpicaduras que se producen se levantan a varios centímetrosde las superficies expuestas, la visibilidad es bastante restringida.
  • 71. FORMACIÓN DE DIFERENTES TIPOS DE NIEBLANIEBLA DE ADVECCIÓN.- (Se llama advección a la afluencia de aire portraslación horizontal). Cuando el aire cálido y húmedo fluye horizontalmente y sedesliza sobre una superficie fría, su temperatura desciende; y si llega a ser dos otres grados inferior a su punto de rocío inicial, se forma una niebla llamada nieblade advección.NIEBLA DE RADIACIÓN.- Tipo muy común de niebla que se forma sobre el suelodurante las noches en las que, con vientos débiles, cielo despejado o casidespejado y el aire es húmedo a niveles bajos de la atmósfera; las dos primerascondiciones son las esenciales; la niebla se produce por el enfriamiento radiactivodel suelo, hasta que el descenso de temperatura es suficiente para determinar lacondensación del vapor de agua contenido en las capas inferiores, donde lapresencia de núcleos higroscópicos, especialmente en las zonas industriales,facilita la formación de la niebla.NIEBLA FRONTAL.- Niebla que se produce a lo largo de un frente, debido a lamezcla que tiene lugar entre las dos masas de aire que entran en contacto.
  • 72. CONDICIÓN DE CIELO Y TECHOLA CONDICIÓN DE CIELO.- Es la evaluación de cielo cubierto parcial o totalpor capas de nubes (opacas o delgadas) y/o por fenómenos de oscurecimientoo de obstrucción a la visión.La cantidad de cielo cubierto se evalúa en octas de cobertura de la bóvedaceleste sobre el horizonte y tomando como referencia el sitio de observación.Con la determinación de la condición de cielo se pretende indirectamentedeterminar aspectos tales como la estabilidad o inestabilidad del aire.TECHO.- Es la altura de la capa más baja que constituya un nublado o cerrado.
  • 73. . LA EXTENSIÓN Y ESTRATIFICACIÓNLA EXTENSIÓN.- Es la medida del grado de ocultamiento de la bóveda celeste, se midey expresa en fracciones de la propia bóveda celeste; “UN OCTA”, que es la octava partede la bóveda celeste Bóveda celeste dividida en octas
  • 74. Cuando una formación de fenómenos de los que ocultan la bóveda tiene unaextensión igual o superior a una octa, y en toda su extensión la base de dichaformación tiene la misma altura, se dice que tal formación constituye unaCAPA. dos capas a diferentes alturas
  • 75. CAPA OPACA.- Es aquella que cubre el cielo, no permite observar capas más altas oel azul del cielo. Capa Opaca
  • 76. CAPA DELGADA O TRANSPARENTE.- Es aquella que cubre pero no oculta elcielo. Capa Transparente
  • 77. LA ESTRATIFICACIÓNEs la distribución vertical de las diferentes capas que en un momento y lugar ocultan labóveda celeste, se fija mediante la altura o altitud de la base de todas y cada una detales capas.En los informes de observaciones de superficie y en los pronósticos de terminales quese refieren a los diferentes aeropuertos, tal medida es dada en términos de la altura dela base de cada capa.“las unidades que se emplean para la medida y expresión de la estratificación son el metro o el pie, en los informes meteorológicos utilizaremos el PIE”.
  • 78. CODIFICACIÓN DE LA COBERTURA DE LA BÓVEDA CELESTECon relación a la codificación de la cobertura de la bóveda celeste la podemos dividir en dostipos:Fenómenos de obstrucción a la visión, entiéndase todos aquellos fenómenos que limitan lavisibilidad horizontal y que tiene su base en la superficie.Fenómenos de oscurecimiento y/o nubes, son fenómenos de oscurecimiento todos aquelloslitometeoros que ocultan la bóveda celeste y que sus bases no están en contacto con lasuperficie.Los fenómenos de oscurecimiento y las nubes se codifican de la siguiente manera: NOMBRE CODIFICACIÓN COBERTURA Despejado SKC Cielo totalmente despejado Algunos FEW 2 octas. Medio Nublado SCT Cielo cubierto de 4 octas. Nublado BKN Cielo cubierto de 5 hasta 7 octas. Cerrado OVC Cielo totalmente cubierto es decir las 8 octas
  • 79. La codificación de la altura de la base de las nubes o de fenómenos deoscurecimiento se hará de acuerdo a las siguientes normas:Las alturas deberán codificarse en cientos de pies aproximando la cifra a lacentena más próxima. Cuando esta altura se encuentra entre dos valoresreportables, se usará el valor inferior.Cuando la altura sea de 5,000 pies o menos, se reportará en intervalos de100 pies.Cuando la altura sea entre 5,000 y 10,000 pies, los intervalos serán cada 500pies.Cuando las alturas estén arriba de 10,000 pies los intervalos serán de 1,000pies.
  • 80. NUBESLa nube es un conjunto visible formado por minúsculas partículas deagua líquida o hielo, o ambas cosas a la vez, que se encuentra ensuspensión en la atmósfera; dicha aglomeración puede incluir tambiénpartículas de agua o hielo de mayor tamaño, partículas no acuosas osólidas procedentes, por ejemplo, de gases industriales, humo o polvo.Se forman, principalmente, como resultado del movimiento verticaldel aire, como ocurre en la convección, o en la ascensión forzada sobreun terreno elevado o en los movimientos verticales a gran escalaasociados con depresiones y frentes.Las nubes se clasifican según diversos criterios: por la altura a que sepresentan (bajas, medias y altas), y luego, en géneros, dentro de éstosen especies y variedades con características suplementarias que secalifican mediante las correspondientes palabras tomadas del latín.
  • 81. Existen tres típicas formas de nubes claramente diferenciables:• Cirrus (Ci)• Cumulus (Cu) y• Stratus (St)Todas las nubes son estas formas puras o modificaciones y combinaciones deellas a distintos niveles, donde las diversas condiciones del aire y la humedadson causa de sus formas variables.Por su altura se clasifican en bajas, medias y altas.
  • 82. Los cirrus (Ci) son las nubes más altas; están constituidas por filamentosblancos y delicados, bandas estrechas y están formadas por cristales dehielo, por lo que tienen un aspecto fino, fibroso, o en forma de cabellera ysiempre de color blanco.Los Cumulus (Cu) se presentan siempre en forma de masas nubosasindividuales, con bases planas y generalmente densas y de contornosbien delimitados, que se desarrollan verticalmente en forma deexuberancias, cúpulas o torres; con frecuencia tienen aspecto de coliflor, ysus dimensiones verticales predominan siempre sobre su extensiónhorizontal. Las partes de estas nubes iluminadas por el sol songeneralmente de un blanco brillante; su base, relativamente sombría, seencuentra sensiblemente horizontal.Los stratus (St), como su nombre indica, se extienden en forma de capao manto, cubriendo grandes porciones de cielo; sus dimensioneshorizontales superan en gran manera a su desarrollo vertical; a menudoforman un manto de nubes, en el que si bien cabe apreciar algunairregularidad, no resulta posible distinguir nubes individuales.
  • 83. La estructura de los distintos tipos de nubes viene en general descritapor su propia denominación (p. ej., stratocumulus = cumulus que sehan extendido hasta formar un estrato)o prefijos agregados a un tipo clásico, por ejemplo, si una nube seforma por encima de su cota normal, el prefijo alto precederá a sunombre, como es el caso de los altostratus o altocumulus; si vaasociada a precipitación, se utiliza la palabra latina nimbus(nimbostratos), etc.Para fines sinópticos se estableció una clasificación a base de nuevetipos de nubes, para cada uno de los tres niveles, bajas, medias y altas,las correspondientes letras clave Son CL CM Y CH, el propósito es poderdescribir el aspecto global del cielo, en lugar de nubes individuales.Por acuerdo internacional, las diversas nubes se agrupan en 10géneros: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus,nimbostratus, stratocumulus, stratus, cumulus y cumulonimbus; estosgéneros se subdividen en 14 tipos y nueve variedades
  • 84. DESCRIPCIÓN DE LOSDIFERENTES TIPOS DE NUBES NUBES ALTAS CHCIRRUS, CIRROSTRATUS Y CIRROCUMULUS NUBES MEDIAS CM ALTOCUMULUS, ALTOSTRATUS, NIMBOSTRATUS NUBES BAJAS CL STRATOCUMULUS,STRATUS, CUMULUS Y CUMULONIMBUS
  • 85. ETAPAS DE FORMACIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS TORMENTASCuando la atmósfera es térmicamente inestable o pseudo-inestable(inestabilidad húmeda) se pueden formar las nubes del tipo cumulonimbus.Tales nubes suelen dar lugar a precipitaciones en forma de chubascos. Siestos fenómenos son acompañados por descargas eléctricas o relámpagos,se dice que hay tormenta.Los relámpagos provocan un fenómeno acústico, generalmente muyintenso, el trueno.Los chubascos tormentosos pueden ser extremadamente fuertes, las másintensas de todas las precipitaciones conocidas. En la mayor parte de loscasos, los chubascos son de lluvia; pero ésta puede ir acompañada porgranizo, de efectos desbastadores.
  • 86. DIVERSOS TIPOS DE TORMENTASTodas las causas que pueden conducir a la formación de cumulonimbuspueden provocar tormentas.Estas son, por otra parte, más violentas cuando mayor sea la inestabilidad; odicho de otra manera, cuanto mayor sean las corrientes ascendentes queengendran los cumulonimbus. Podemos tener las dos siguientes grandescategorías de tormentas:Tormentas localesTormentas frontales
  • 87. TORMENTAS LOCALESSon las que se producen sobre una porción restringida, de algunasdecenas de km² y que pueden ser:De origen térmico, cuando la formación de los cumulonimbus esdebida a corrientes de convección elevándose desde el suelo.Sobre el océano, las tormentas térmicas pueden producirse eninvierno, cuando el aire polar se desliza sobre corrientes marinascálidas.De origen orográfico, cuando el aire es conducido hasta la zona depseudo inestabilidad por causa de corrientes ascendentesprovocadas por el relieve.
  • 88. TORMENTAS FRONTALESSon las que se producen cuando la masa de aire cálido, que se ve obligadaa subir por la superficie frontal, es pseudo inestable. Las tormentas frontalesviajan con los frentes; su extensión es mucho más considerable que la delas tormentas locales, pueden cubrir, en profundidad, algunas decenas dekilómetros, mientras que en longitud pueden, según los casos, extendersehasta algunos centenares de kilómetros. Puede haber:•Tormentas de frente caliente,•Tormentas de frente frío,•Tormentas de frente ocluido,•Tormentas de frente frío en la altura.
  • 89. En las tormentas de frente caliente, los cumulonimbus son dispersos y lascorrientes ascendentes no son muy intensas, las tormentas son menosintensas que en los frentes fríos. En efecto, estos últimos, gracias a su fuertependiente, dan lugar a corrientes ascendentes mucho más violentas yconcentradas en una zona mucho más estrecha.En las oclusiones y en los frentes fríos en la altura, la base de loscumulonimbus está más alta que en los frentes calientes o fríos.Las tormentas de origen térmico, se producen poco después del mediodía opor la tarde, salvo sobre el mar donde se producen generalmente de noche.Por el contrario, las tormentas de otros tipos pueden producirse a cualquierhora, puesto que las ascendencias que las desencadenan dependen muchomenos de la variación diurna de la temperatura.
  • 90. LOS TRES ESTADOS DE VIDA DE UNA CÉLULA TORMENTOSALa convección se organiza en diversas células, de las que algunas puedenproseguir su desarrollo hasta originar nubes de tormenta, es decircumulonimbus. Las investigaciones sistemáticas llevadas a cabo en losEUA sobre la naturaleza y la estructura de las tormentas, ha puesto enevidencia que una célula pasa por tres estados de desarrollo característicos
  • 91. El estado cúmulo es la fase inicial, que se caracteriza de ascendencias generalizadas entoda la célula tormentosa. La ascendencia no es uniforme, sino quegeneralmente está formada por un cierto número de burbujas de airecálido distintas. El aire en el interior de la nube es, naturalmente, máscálido que el aire de los alrededores. La nube está formada por gotitasde agua cuyo número y dimensiones crece a medida que la nube sedesarrolla. Se encuentra agua muy por encima de la isoterma de 0º C, amenudo en forma de gotas de lluvia mezcladas con cristales de nieve;cuanto más se asciende en la nube, más aumenta la proporción denieve.
  • 92. El estado de madurezsuele aparecer de 10 a 15 minutos después de que el cúmulo hayaatravesado, en su crecimiento, la isoterma 0º C. En ese momento, las gotasde agua o las partículas de hielo se han hecho demasiado pesadas parapoder mantenerse en suspensión dentro de la corriente ascendente, ycomienzan a caer en una parte de la nube.Es el comienzo de las precipitaciones, que indica que la nube ha pasado alestado de madurez. Se establece entonces un cambio de circulación,formándose una corriente descendente en la zona de precipitación, mientrasque la ascendencia continúa en el resto de la nube. Las ascendencias másfuertes existen al principio del estado de madurez; aumentan de intensidadcon la altitud y sobrepasan a menudo los 30m/seg en algunos lugares.Las corrientes descendentes, al encontrarse con el suelo, provocan ráfagasque son características de la zona de precipitación y sus inmediatasproximidades. La yuxtaposición de zonas de ascendencia y zonas dedescendencia intensas provocan una turbulencia muy fuerte. Es durante elestado de madurez cuándo se forma el granizo.
  • 93. El estado de disipaciónSe alcanza cuando las descendencias se generalizan a toda la nube; las gotas delluvia cesan de formarse, y las precipitaciones y la actividad tormentosadisminuyen rápidamente. El viento en tierra cesa, igualmente, la nube terminapor desaparecer.
  • 94. FENÓMENOS IMPORTANTES CARACTERÍSTICOS DE LAS TORMENTAS TURBULENCIALas ascendencias en nubes de tormenta pueden alcanzar, sobre todo lastormentas de frente frío, una velocidad extremadamente grande, que puedesobrepasar los 30m/seg. (6,000 pies/min). Por supuesto, estas ascendenciasvan acompañadas de remolinos y son compensadas pordescendencias, igualmente muy intensas.Un avión volando en una nube de tormenta está sometido a aceleracionesverticales extremadamente fuertes que pueden someterle a fuerzas otensiones muy peligrosas. La entrada de un avión en una ascendenciafuerte, produce el mismo efecto que una brusca y violenta maniobra.
  • 95. Los cumulonimbus rebasan hacia arriba la superficie isoterma de 0 grados; asípues contiene gotas de agua en sub-fusión. El agua está cristalizada en suparte superior (yunque). Los cristales de hielo que aún se encuentran enpresencia de pequeñas gotas de agua, no tardan en crecer rápidamente aexpensas de estas gotas.Se hacen así más pesados y tienden a caer a un nivel inferior; pero si seencuentran en una corriente ascendente muy fuerte, permanecen mucho tiemposuspendidos en el interior de la nube y pueden llegar a aumentar de volumenconsiderablemente, convirtiéndose en grandes pedriscos.Los pedriscos que caen antes de haber alcanzado un gran tamaño pueden muybien fundirse después de haber atravesado la isoterma cero, llegando al sueloen forma líquida (lluvia). Los que por el contrario, han podido permanecermucho tiempo en suspensión dentro de la nube, pueden caer en forma degranizo. La probabilidad de formación de granizo es, por lo tanto, más elevadacuanto más fuertes sean las corrientes ascendentes (es decir, la inestabilidad dela atmósfera).
  • 96. FENÓMENOS ELÉCTRICOSLa tierra se comporta como un cuerpo cargado positivamente, el campo eléctricoterrestre es del orden de la magnitud de un voltio por centímetro en las proximidades delsuelo, y disminuye con la altitud en la troposfera. Está sometido a numerosasfluctuaciones, debido a los fenómenos eléctricos atmosféricos.Los cumulonimbus se cargan de electricidad mediante un proceso que se ha intentadoexplicar con ayuda de diversas teorías. Una de ellas (Simpson), se basa en el hecho deque las gotas grandes de agua, suspendidas en el interior de las corrientes ascendentes,pueden romperse; bien sea porque se hacen demasiado gruesas y estallan, o biendebido a choques con otras gotas. Este fenómeno da lugar (y ello está demostrado porexperiencias en laboratorio), a la aparición de finas gotitas cargadas de electricidadpositiva.Estas, arrastradas por el ascenso hacia la cúspide de la nube, la cargan allípositivamente, mientras que la base de la nube queda cargada negativamente. El suelodebajo de la nube, se carga entonces positivamente, por un efecto de influencia. Lasprecipitaciones que provienen de la cúspide de la nube, están cargadas positivamente.En realidad, estos fenómenos son más complejos y el reparto de las cargas no es tanesquemático. Como quiera que sea, se producen en el interior de la nube camposeléctricos de varios millares de voltios por centímetro. En cambio, el campo eléctricoentre el suelo y la base de la nube no alcanza valores tan elevados.
  • 97. Entre los puntos separados por un campo eléctrico de valor suficiente, seproducen descargas disruptivas, que son los relámpagos.Estos pueden producirse entre dos partes distintas de una misma nube, entredos nubes próximas, entre la base de la nube y el suelo o, a veces, entre lanube y el cielo despejado de alrededor. No duran más que una pequeñafracción de segundo.La descarga sigue un curso sinuoso y caprichoso con ramificaciones. Enrealidad, un solo relámpago puede consistir en numerosas descargassucesivas, durando cada una de ellas algunos microsegundos.La luminosidad de los relámpagos es muy intensa; si el piloto se ve obligadoatravesar una tormenta, hará bien en llevar lentes obscuros para evitar eldeslumbramiento.
  • 98. VARIACIONES DEL VIENTOCuando se trata de tormentas de tipo térmico, se observa primero un ligeroviento, de dirección variable, mientras se están formando loscumulonimbus.A continuación hay un período de calma, a menudo opresivo o agobiante.En el momento en que caen las primeras gotas grandes de lluvia, el vientoempieza a fluir a ráfagas, durando lo que la tormenta propiamente dichaesté en plena actividad. Luego, hacia la fase final, cuando sólo quedanrelámpagos, sobreviene una calma progresiva.Durante la tormenta, las ráfagas pueden alcanzar de 40 a 60 nudos,originándose con frecuencia bruscos cambios en la dirección del viento. Elpiloto de un avión que está a punto de aterrizar, puede ser peligrosamentesorprendido por estos cambios y entrar en pérdida de velocidadrepentinamente, por causa de una ráfaga inesperada de viento de cola.Aunque la aproximación la hace con viento de frente, puede encontrar, enun momento en que aterriza, viento de cola o cruzado, que puede sercausa de un aterrizaje demasiado largo.
  • 99. TURBULENCIA CLASIFICACION Y TIPOS
  • 100. INTENSIDAD DE LA TURBULENCIAEstá caracterizada por el movimiento desordenado del aire, o lo que es lomismo, sin constituir una corriente uniforme en el sentido horizontal verticalu oblicuo, sino formando una especie de torbellinos o remolinos en los quemientras unas partículas ascienden, otras descienden.Es importante el reconocimiento de la naturaleza de la turbulencia debidoa que los movimientos verticales ascendentes y descendentes del aireasociados con ella, traen como consecuencia bruscos ascensos ydescensos de las aeronaves que vuelan dentro de la región en la queexiste.
  • 101. Los pronósticos que se elaboran para la aeronáutica como losinformes de los pilotos, no únicamente se refieren a la turbulenciadesde el punto de vista de su existencia o inexistencia, sino tambiéndesde el punto de vista de su grado de intensidad y pueden ser :• TURBULENCIA LIGERA• TURBULENCIA MODERADA• TURBULENCIA SEVERA• TURBULENCIA EXTREMA
  • 102. Las causas de que el movimiento ordenado del aire que forma unacorriente, se han perturbado en alguna porción de ella dando lugar a laturbulencia, son:• El excesivo calentamiento del aire cerca de la superficie terrestre.• La presencia de prominencias u obstáculos tanto ortográficos como culturales.• Aumentos considerables de velocidad del viento hacia una cierta altitud o hacia una cierta latitud, a los que llamaremos deslizamiento lateral del aire en la vertical y en la horizontal respectivamente.• Otra clase de turbulencia que bien puede llamarse “artificial”, es la que se presenta en la estela de grandes aeronaves.
  • 103. TIPOS DE TURBULENCIA.A)TURBULENCIA CONVECTIVA
  • 104. B) TURBULENCIA OROGRAFICA:
  • 105. EL DESLIZAMIENTO LATERAL DEL AIRE Y LA TURBULENCIA:
  • 106. TURBULENCIA EN LA ESTELA DE UNA AERONAVE:
  • 107. FORMACION DE HIELO EN LAS AERONAVES (CLASIFICACION Y TIPOS) EL AGUA SOBRE ENFRIADA Y LA FORMACION DE HIELOEl agua en estado liquido, puede ser encontrada en la atmósfera aúndonde la temperatura del aire es hasta –35°C. No siendo el estadoliquido el que a tan bajas temperaturas corresponde al agua, sucongelación tiene que ser inminente.Para que pueda tener lugar la congelación del agua sobre enfriada, senecesita la concurrencia de varios factores. Uno que es importante paraello, es el aumento de temperatura que deben experimentar las gotaspara que al adquirir la temperatura que originalmente tenían, pasen alestado físico que les corresponde que es el estado sólido.
  • 108. Las aeronaves en vuelo que cruzan una región atmosférica dentro de lacuál abundan las gotas líquidas sobre enfriadas, inducen al aumento detemperatura necesario para la congelación de esas gotas, por medio delchoque entre ellas y ciertas partes de las aeronaves tales como losbordes de ataque de sus alas o de su empenaje, las palas de las hélices,los postes de sus antenas, o en el tubo de admisión del aire de losmotores de las aeronaves de reacción, o también en la toma de presióndinámica del velocímetro o tubo Pitot.Estando en estado líquida la gota que choca contra cualquiera de esaspartes, al chocar y congelarse instantáneamente en contacto con ellas, seadherirá a tales partes para así originar la FORMACION DE HIELO enellas.
  • 109. El peligro de la la formación de hielo, no radica tanto en el peso que adquiereal acumularse si no en la deformación que produce en los perfilesaerodinámicos que resta eficiencia a las alas como elementos de tracción y elempenaje como elemento estabilizador, o en la obstrucción que produce en eltubo de admisión del aire de las turbinas que reduce su potencia, o en la deltubo pitot que hace erróneas las indicaciones de velocidad.Debido a que en cualquier caso la masa de cada gota sobre enfriada espequeña, el efecto calorífico del choque también es pequeño, y por ello entreotras causas, resulta más improbable la congelación de las gotas cuantomenor es su temperatura. En la práctica se ha visto que que es más probablee intensa la formación del hielo por choque, cuando la temperatura del aire yde las gotas es entre 0º y 7ºC, aunque dicha formación de hielo puede tenerlugar aún cuando la temperatura del aire es hasta de –18ºC.
  • 110. TIPOS E INTENSIDAD DE FORMACION DE HIELO HIELO CRISTALINO.El aspecto característico del hielo que se forma, depende básicamente deltamaño de las gotas sobre enfriadas. Cuando éstas son relativamentegrandes, al chocar contra un cualquiera de las partes de la aeronavecitadas en párrafo anterior, cada una de ellas se extiende sobre lasuperficie de tal parte formando una finísima película líquida queinstantáneamente se congela. Al producirse el choque sucesivo y frecuentecon otras gotas del mismo tamaño, se superponen con tal rapidez laspelículas congeladas formadas por cada una, que a la postre la masacongelada adquiere una consistencia compacta, de gran dureza, que leproporciona gran adherencia a la consistencia por sobre cual se haformado y de aspecto translúcido o cristalino, y de aquí que a tal hielo sele llame HIELO CRISTALINO.
  • 111. HIELO AMORFOCuando las gotas son de menor tamaño, éstas se congelan sin sufrirprácticamente la deformación o extensión que experimentan las de mayortamaño, y el hielo que se formará como consecuencia, estará constituidopor gránulos soldados entre sí con aire en los intersticios entre ellos, queimprimirán al hielo formado características de porosidad y fragilidad queno tiene el hielo cristalino, y que lo harán lucir de color blanco. Este es elhielo llamado HIELO AMORFO.
  • 112. HIELO MIXTOSi las gotas se hayan entremezcladas con gotas pequeñas, el hielo que ental situación se forma es llamado HIELO MIXTO. Es éste el tipo de hilo quenormalmente se forma; mismo que puede adquirir predominantemente lascaracterísticas que corresponden al hielo cristalino, cuando el número delas gotas grandes predomina sobre el de las gotas pequeñas, o las quecorresponden al hielo amorfo, cuando el número de las gotas pequeñaspredomina sobre el de las grandes.
  • 113. LA FORMACION DE HIELO EN LOS DIFERENTES TIPOS DE NUBESEL crecimiento de las gotas dentro de una nube, depende directamente del grado deinestabilidad del aire dentro del cuál se ha formado la nube. Aunque no se mencionóexplícitamente en esa parte, el número de elementos de la nube por unidad devolumen, es otro de los factores que determinan la probabilidad de su crecimiento.Como esa densidad o número de gotitas o elementos de las nubes por unidad devolumen, depende del contenido de vapor de agua del aire, es obvio que laprobabilidad de crecimiento. Como esa densidad o número de góticas o elementos delas nubes por unidad de volumen, depende del contenido de vapor de agua del aire,es obvio que la probabilidad de crecimiento también habrá de hallarse en razóndirecta de la temperatura del aire.Todo ello significa que dentro de las nubes de inestabilidad ilimitada, habrá un númeropredominante de gotas grandes, aunque su tamaño se reducirá dentro de ellas amedida que desciende la temperatura. En las nubes de inestabilidad limitada, no sehará notable el predominio de unas sobre las otras, en tanto que dentro de las nubesestratiformes, predominarán las gotas pequeñas sobre las de mayor tamaño.
  • 114. LA FORMACION DE HIELO EN LOS DIFERENTES TIPOS DE NUBESEs evidente pues, que dentro de las nubes de inestabilidad ilimitada exceptoen los Ci, siempre que la temperatura del aire sea la adecuada, se formará enlas aeronaves que vuelen a través de ellas hielo predominante CRISTALINO,cuya intensidad será mayor cuanto más cerca de la temperatura 0ºC. Vuelela aeronave.Dentro de las nubes de inestabilidad limitada, excepto en los Cc. , Laformación de hielo en las aeronaves que vuelan a través de ellas cuando latemperatura es adecuada, será del tipo MIXTO y su intensidad será general,inversamente proporcional a la altitud a la que tales nubes sean cruzadas.Del mismo modo, volando en condiciones de formación de hielo dentro decualquier nube estratiforme que no sea Cs; en la aeronave se formara hielopredominantemente AMORFO.
  • 115. LA CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERAEl aire de la atmósfera experimenta unos procesos de circulación decarácter general que determinan la climatología y la estacionalidad yevolución de los fenómenos meteorológicos.La energía calorífica de la radiación solar es la generatriz de todos losprocesos meteorológicos y climáticos que se dan en la tierra. Al incidir sobreel planeta, atraviesa el gas atmosférico sin apenas calentarlo; en cambio sícalienta la superficie terrestre que es la que acaba transmitiendo el calor alaire atmosférico en contacto con ella. Así pues, es la tierra la que calientadirectamente la atmósfera y no la radiación solar. Esto tiene una importantetrascendencia para entender la dinámica de todos los procesos que se danen meteorología.Sin embargo, no toda la superficie de la tierra recibe por igual la mismaenergía: los polos son las que menos y las zonas ecuatoriales son las quemás. De este modo, la superficie de la tierra no transmite de una formauniforme el calor al aire que tiene sobre ella.
  • 116. Esto origina que se produzcan intercambios térmicos entre las zonas máscalientes y las más frías para restablecer el equilibrio: el aire caliente sedesplaza hacia los polos y el aire frío hacia el ecuador. De este modo, lasmasas de aire nivelan y suavizan el clima en la Tierra y establecen losprincipios de la circulación general.
  • 117. Regiones depresionarias y anticiclónicasEl aire caliente de la zona ecuatorial se hace más ligero y se eleva. Alascender, se dirige en altura hacia los polos. A medida que se desplaza haciael polo sufre la acción de la fuerza de Coriolis, desviándose hacia su derechaen el hemisferio Norte y hacia su izquierda en el hemisferio Sur.Cuando el aire se enfría cae, y una vez en la superficie de la tierra retorna alecuador absorbido por las bajas presiones que se generan en la zona alascender el aire caliente. En este trayecto se vuelve a desviar debido a lafuerza de Coriolis, de manera que al llegar a la zona subtropical es ya unviento del Noreste en el hemisferio Norte, y del sureste en el hemisferio Sur.Estos vientos son los denominados alisios.
  • 118. En los polos ocurre lo contrario. El aire frío y pesado se desplazadesde la zona polar a ras de suelo en dirección al ecuador. La fuerzade Coriolis, lo desvía al Noreste en el hemisferio Norte, y al suresteen el hemisferio Sur.Al descender de latitud el aire se calienta y asciende, volviendo al lazona polar por arriba, absorbido por la depresión en altitud quegenera el aire. Sobre el polo vuelve a enfriarse descendiendo y secerrando el ciclo.El ciclo ecuatorial abarca desde el ecuador hasta los 30º de latitud enambos hemisferios. El polar desde ambos polos hasta los 60º.
  • 119. En las latitudes templadas que quedan entre los 30 y los 60º de latitudse origina otro ciclo. El aire de la zona es más caliente que el polar ymás frío que el subtropical.El aire de la zona tiene tendencia a trasladarse hacia el polo parallenar el vacío dejado por el aire ascendente en los 60 º de latitudAl ser desviados de nuevo por la fuerza de Coriolis adquieren unamarcada componente oeste en ambos hemisferios. Son losdenominados vientos de los oestes cuyo predominio en la zonatemplada genera el denominado "cinturón de los oestes”
  • 120. VIENTOS LOCALESLos efectos el calentamiento y enfriamiento de la superficie terrestre,no sólo inducen las variaciones diurnas de velocidad de viento, sinoqué además, producen regímenes de vientos en la troposfera inferiory dentro de extensiones limitadas, que se caracterizan por variacionescíclicas, tanto estacionales como diurnas, no sólo en la velocidad, sinotambién en la dirección del viento. Entre tales regímenes de viento o circulaciones secundarias comotambién se le denomina, lugar tanto a lo largo de las costas o de lasriberas de los lagos, como en los valles. La orografía o rugosidad del terreno, influye a su vez de tal modo enel movimiento o circulación libre del aire, que las ponencias ydepresiones que de manera particular caracterizan a una ciertalocalidad o región; determinada la existencia dentro de ella, de vientosque a su vez, resultan característicos también, de dicha localidad oregión.
  • 121. CIRCULACION MONZONICASe ha encontrado que el calor específico de las aguas oceánicas es bastantemayor que el calor especifico de los continentes. Esto significa que los océanostardan más tiempo en calentarse y enfriarse que los continentes adyacentes.De aquí se desprende que en verano los continentes alcanzan a calentarsemás que los océanos y en invierno se enfrían más, y a la vez, másrápidamente. La diferencia de calentamiento mencionado en el párrafo anterior crea zonasde relativamente alta presión sobre los continentes en invierno y derelativamente baja presión en verano, haciendo que los vientos soplen del marhacia la tierra en verano y desde la tierra hacia el mar, en invierno. Tal régimende vientos se conoce con el nombre de “MONZON”.La circulación tipo monzón es particularmente notable es el hemisferio norte,donde las masas continentales tienen preponderancia sobre las oceánicas. Enel hemisferio sur, la preponderancia la tienen los océanos, por lo que este tipode circulación casi no se nota. Deberemos decir, que en todos los continentesse produce el fenómeno, en unos con más intensidad que otras, dependiendoesto del tamaño del continente.Debido a la magnitud del continente asiático, los monzones tienen aquí unaintensidad bastante marcada. Ellos son los responsables de las torrencialeslluvias de verano de esa región.
  • 122. BRISAS DE MAR Y TIERRALas brisas de mar y tierra no son más que circulaciones de tipomonzón, en pequeño. Se deben al desigual calentamiento queadquieren las regiones costeras con respecto a los océanosadyacentes.Durante el día, el sol calienta la superficie terrestre, pero las playasabsorben más calor, en el mismo tiempo, que los océanos adyacentes.El aire que está en inmediato contacto con el terreno se calienta másrápidamente que el que está sobre el agua. De esto resulta que seforma una región de relativamente baja presión sobre el océanoinmediatamente adyacente.Las partículas del aire se elevan sobre las playas y descienden sobre elagua. Este movimiento determina que el aire se mueve desde el marhacia el continente, dando lugar a la formación de la “brisa del mar”
  • 123. Debido a que el aire está descendiendo sobre el mar, el aire que ascendió sobre laplaya es obligado a dirigirse desde del continente hacia el mar. Formando una brisa detierra, en la altura.
  • 124. Durante la noche ocurre exactamente lo contrario. Después de lapuesta del sol, los continentes se enfrían más rápidamente bajapresión sobre los océanos y de relativamente alta presión sobre loscontinentes. Esto hace entonces que el gradiente de presión estedirigido hacia el mar y el viento sopla desde los continentes.Este sistema de vientos recibe el nombre de “Brisa de tierra”.De esta parte, podríamos explicar la circulación que se establececerca de las costas, en la noche.
  • 125. VIENTOS ANABÁTICOSDurante el día, el aire que se encuentra en inmediato contacto conlas laderas de los cerros se calientan más que el aire que seencuentra un poco más arriba.Esto determina que el aire en inmediato contacto con el sueloadquiera movimiento ascendente haciendo que se produzcan unmovimiento de partículas hacia arriba, a lo largo de la pendiente. Elviento que de esta manera se genera recibe el nombre de “VIENTOANABÁTICO.
  • 126. El calentamiento de las partículas en contacto del suelo produce viento a lo largode la pendiente, hacia arriba.En terreno montañoso, las corrientes anabáticas pueden llegar a producir turbulencia lacual puede adquirir hasta fuerte intensidad.Esta situación es particularmente notable entre las 2 y 5 P.M. en los calurosos días deverano.La intensidad de las corrientes anabáticas decrece a medida que se acerca la hora dela puesta del sol y desaparece por completo durante la noche.
  • 127. VIENTOS KATABÁTICOSDurante la noche, el enfriamiento que experimentan las laderas de los cerrosproducen un fuerte enfriamiento en las partículas de aire que se encuentranen su inmediato contacto. Las partículas enfriadas, por haber aumentado depeso, comienzan a resbalar cuesta abajo dando origen a que forme un vientodesde la parte más alta de los cerros hacia su parte inferior, hacia los valles.Estos vientos se conocen con el nombre de “VIENTOS KATABÁTICOS”Cuando los valles son relativamente estrechos, este efecto se conoce con elnombre de “DRENAJE DE VALLES” y es el causante de la formación denubes St muy delgados y bajos, cuando el aire es húmedo.
  • 128. EFECTOS OROGRÁFICOS EN LA CIRCULACIÓN DEL AIRELa presencia de cerros aislados o cadenas de montañas puede producirfuertes alteraciones en el sentido de la circulación del aire. Estudiaremosdetalladamente los efectos más importantes.En general, podemos decir que se producen corrientes ascendentes en ellado de barlovento de los cerros y corrientes descendentes en el lado desotavento. La intensidad de estas corrientes depende de dos factores laintensidad de los vientos y la pendiente del cerro.Si el viento es débil, las corrientes ascendentes y descendentes tendránpoca intensidad. Por otro lado, si la pendiente del obstáculo orográfico esmuy pequeña, por fuerte que sea el viento, la desviación queexperimenta es pequeña y las corrientes resultantes son también de pocaconsideración.
  • 129. Corrientes ascendentes en el lado de barlovento y descendentes del ladode sotavento.Las corrientes descendentes en el lado de sotavento de los cerros puedenllegar a ser de tal intensidad que si se vienen volando a poca altura porencima del obstáculo, la trayectoria del vuelo puede ser bruscamentemodificada pudiendo, a veces, no ser posible controlar el avión con lasdesastrosas consecuencias inherentes.
  • 130. MASA DE AIRE Y LAS CONDICIONES ASOCIADAS. MASAS DE AIRE POLARES Y TROPICALES:Los enormes volúmenes de aire cuya característica destacada es lahomogénea distribución horizontal de la temperatura y de la humedad (yconsecuentemente de la densidad), se designan con el nombre de MASASDE AIRE.Básicamente se reconocen dos clases o tipos diferentes de masa de aire. Una,es la que se localiza hacia el polo respecto a la corriente de chorro, y que portal motivo es llamada MASA DE AIRE POLAR. La otra, es la que se localizahacia el ecuador respecto a la misma corriente de chorro y que es designadacomo MASA DE AIRE TROPICAL. Estas masas de aire se caracterizanrespectivamente, por su baja temperatura y reducida capacidad de contenciónde vapor de agua, y por su alta temperatura y gran capacidad para contenervapor de agua. En la práctica además, dichas masas de aire se identificanmediante las letras mayúsculas “P” y “T” que se emplean para designarlarespectivamente.
  • 131. Dado que dentro de la región en la que se extiende la masa de aire polar, lasuperficie de la Tierra no es homogénea sino que está compuesta porextensiones en las que o bien imperan los hielos eternos, o están libres dehielo, o sólo estacionalmente se encuentran cubiertas por él, dentro de la masapolar toda, habrá fracciones en las que el aire sea más frío que en otras.El aire más frío de la masa polar; que es el que durante el periodo de formaciónde la misma ha permanecido por sobre el casquete polar, constituye de sí, unamasa de aire diferente, y por ello en el hemisferio norte, a dicho aire se ledenomina MASA DE AIRE ARTICA reservando la designación de MASA DEAIRE POLAR, para aquel gigantesco volumen de aire adquirió suscaracterísticas térmicas fuera del casquete polar.Ocurre otro tanto dentro de la masa de aire tropical propiamente dicha, ya queparte del aire que la compone, adquiere una temperatura muy elevada porpermanecer durante el período de formación de la masa de aire sobre aquellaregión geográfica situada cerca del ecuador que es en la que la insolación tienemayor valor. A ésta fracción de la masa de aire tropical propiamente dicha, quede por sí constituye una masa de aire, se le llama MASA DE AIREECUATORIAL, dejando el nombre de MASA DE AIRE TROPICAL, paradesignar aquella parte de la masa del aire tropical propiamente dicha, queadquirió sus características térmicas permaneciendo fuera de la regiónecuatorial.
  • 132. MODIFICACIONES QUE EXPERIMENTAN LAS MASAS DE AIREDespués de formada una cierta masa de aire, la circulación de la atmósferaobliga al aire que la forma a abandonar su región de origen. Así es comoeventualmente una masa de aire polar puede invadir la región de origen delas masas de aire tropical y viceversa.Es natural que a medida que una masa de aire cualquiera abandona suregión, experimente modificaciones o cambios en las características queoriginalmente la identificaban al extremo de que, dichas modificaciones,pueden determinar su transformación en una masa totalmente diferente.Los cambios que puede experimentar cualquier masa de aire que seencuentre fuera de su región de origen, fundamentalmente dependen:a) De su edad, o sea, del tiempo transcurrido a partir de su formación.b) De la diferencia de temperatura entre el aire que la forma y el terreno por sobre el cual yace.c) De la naturaleza de terreno sobre el que se ubica, esto es, si se trata de una superficie marina o continental.
  • 133. MODIFICACIONES DE LA CARACTERISTICA POLAR O TROPICALCuando una masa tropical (T) se mueve hacia latitudes mayores,particularmente durante el invierno, va encontrando superficies cuyatemperatura es menor que la del aire que la formas. En tales condiciones, elaire se estabiliza al ser enfriado desde abajo, y el enfriamiento afectará comoconsecuencia, al aire que está en inmediato contacto con la superficie.Al mismo tiempo que eso ocurre, la masa de aire tropical que se desplazahacia mayores latitudes, eventualmente encontrará aire polar que la obligaráa ascender. Al dejar el aire de estar en contacto con la superficie, deja deestar sometida al enfriamiento y cesa la modificación impuesta por él. Estoquiere decir que una masa de aire tropical, es difícil que pudieratransformarse en masa de aire Polar.En cambio, cuando una masa de aire de origen polar avanza hacia la zonatropical, va encontrando superficies cuya temperatura es mayor que la deaire que la forma. En tales circunstancias el aire sé inestabiliza y permite quelas corrientes conectivas penetren a grandes altitudes produciendo unaumento tal en la temperatura de todo el aire, que fácil y rápidamente puedeconvertir su característica polar en tropical.
  • 134. MODIFICACION DE LA CARACTERISTICA MARITIMA O CONTINENTALLa transformación de la característica continental de una masa de aire, enmarítima, se realiza con toda facilidad particularmente durante el invierno,durante el cuál el aire que proceda del continente adquirirá la temperatura deéste, que es menor que la del mar. Al mismo tiempo que tal circunstanciafavorece la vaporización, también inestabiliza al aire y permite lahumidificación aún de aquel que se encuentra a muy grandes altitudes.Por el contrario, la transformación de la característica marítima de una masade aire en característica continental, requerirá la condensación y precipitacióndel vapor de agua que contiene, que naturalmente tiene que ocurrir en formamucho muy lenta y parcial. Por ejemplo, si una masa marítima llega a situarsepor sobre un continente durante el invierno, el aire está enfriado y de talenfriamiento resultará la condensación de una parte del vapor de agua quecontiene. Pero como el enfriamiento se circunscribe al aire próximo a lasuperficie, la condensación afectará la forma de niebla o de estratus cuyasgótitas componentes serán evaporadas por la acción del sol y el vaporresultante reingresará al aire.El único caso en el que la característica marítima puede fácilmente cambiar acontinental, es cuando la masa de aire se mueve a través de una barreramontañosa. En este caso, a barlovento a medida que el aire asciende, seformarán nubes de las que tendrá origen una precipitación que reducirá elgrado de humedad del aire.
  • 135. MODIFICACION DE LA CARACTERISTICA TERMODINAMICA DE LAS MASAS DE AIREEsta es quizás, la característica de más fácil cambio, por ejemplo, si unamasa de aire se ubica por sobre una superficie continental en la cual, laamplitud de la variación diurna de la temperatura es bastante grande, bienpuede ocurrir que durante el día, el aire tenga menor temperatura que lasuperficie, en tanto que durante la madrugada, el aire será enfriado desdeabajo, o sea que tendrá mayor temperatura que la superficie. En éste ejemplo,se ve con claridad que durante el día la masa de aire tendrá la característicatermodinámica “k”, en tanto que durante la madrugada, su característicatermodinámica será “w”.Ya en el primer párrafo de la sección anterior, se dijo que, cuando durante elinvierno, el aire que ha sido enfriado por un continente llega a ubicarse porsobre un océano, va a ser calentado desde abajo, o lo que es lo mismo, comodurante su enfriamiento en el continente su característica era “w”, al llegar aestar sobre el mar cambiará a “k”. También durante el verano, una masa deaire que habiéndose originado sobre el mar que tiene menor temperatura, alavanzar por sobre un continente va a empezar a ser calentada desde abajo ycambiará su característica original “w” en “k”.
  • 136. LOS SISTEMAS FRONTALES Y LAS CONDICIONES ASOCIADAS LOS FRENTESAl entrare en contacto dos masas de aire que tienen diferentes temperaturay humedad y diferente densidad como consecuencia, el aire entre ellas,adquiere una temperatura y humedad que difiere de las que caracterizan auna u otra de las dos masas de aire. Tampoco se puede decir que el aireentre ellas constituya una tercera masa de aire, dado que su temperatura yhumedad no son homogéneas en la horizontal sino que varían dentro de lazona en que se encuentra, desde el que caracterizan a la masa de aire quese extiende a partir del borde es ésta misma zona.La ZONA limítrofe o de transición entre dos masas de aire diferentes queestán en contacto, es lo que se denomina: FRENTE.
  • 137. FRENTES: FRIO, CALIENTE Y ESTACIONARIO. El FRENTE FRIODe hecho es el borde delantero de una masa de aire polar o ártica que sedesplaza hacia menores latitudes. Dicho frente se inclina hacia la masa de aire polar o ártica a una razón quefluctúa entre 1:100. Con ello se quiere decir que la altura del frente fríoaumenta una unidad, por cada 30 ó 100 unidades de distancia contadas apartir del punto en el que el frente intercepta a la superficie terrestre.
  • 138. Cuando un frente frío activo pasa por una estación deobservación, se registra en ella: Un súbito y considerable descanso de la temperatura ambiente. Un cambio de la dirección del viento, que en el hemisferio norte ocurre en el sentido de las manecillas del reloj, desde una dirección con componente del sur, hasta otra con componente del norte. Un súbito y notable aumento de valor de la presión atmosférica.Frecuentemente ocurre también: Un arrachamiento del viento de superficie. Tormentas eléctricas y precipitaciones de carácter achubascado.
  • 139. EL FRENTE CALIENTEPor su parte, constituye de hecho el borde delantero de una masade aire tropical que avanza hacia mayores latitudes.Su pendiente es extraordinariamente inferior que la del frente frío yfluctúa entre las razones de 1:100 y 1:400.En éste caso, el aire caliente que reemplaza al aire frío quecompone a la masa de aire que se extiende por delante del frente,asciende deslizándose gradualmente por encima de él, siguiendo lapendiente.
  • 140. Al pasar un frente caliente por las diferentes estaciones deobservación, en cada una de ellas se registra: Un aumento súbito de la temperatura ambiente. Un aumento gradual en la presión atmosférica. Un cambio de la dirección del viento que el hemisferio norte ocurre en sentido contrario al de las manecillas del reloj, aproximadamente del SW al SE.Estos cambios ocurren normalmente a continuación de: Aparición de nubes Ci, Cs, Cc que avanzan en la dirección en que avanza el frente y que gradualmente se van espesando Aparición de As y Ac a continuación de los cuales aparecen Ns de los que proviene una precipitación de intensidad creciente y de carácter continuo; y frecuentemente a continuación. St con techos bajos y niebla que reduce la visibilidad, dentro de una distancia de entre 75 y 250 kilómetros de frente.
  • 141. FRENTE ESTACIONARIOEn algunas ocasiones, las fuerzas que ejercen las masas de aire adyacentes,son de tal naturaleza, que el frente o no se mueve o se mueve en formaprácticamente imperceptible. En tales casos, los vientos tienen direccionesparalelas al frente y no perpendiculares o transversales a él como en el casode los frentes fríos o calientes. Puesto que ninguna de las dos masas de aireinvolucradas en el fenómeno frontal está reemplazando o desplazando a laotra, el frente en cuestión se le llama FRENTE ESTACIONARIO.
  • 142. FRENTES OCLUIDOSDebido a que frentes fríos se mueven más rápidamente que los frentes caliente, tanpronto el frente polar experimenta una ondulación en la que se presentan un frentefrío y otro caliente, el primero de ellos se aproxima gradualmente al frente calientehasta alcanzarlo. Desde el momento mismo en el que se produce tal alcance, el sector caliente de laonda se “ESTRANGULA u OCLUYE”, y la masa de aire que lo ocupaba deja deestar en contacto con la superficie terrestre manteniéndose en contacto con ella,solamente las masas de aire que se extienden por detrás del frente frío y por delantedel frente caliente. Estas dos masas de aire pasarán a ser colindantes, y estaránseparadas entre sí por el frente resultante del alcance al que se ha hecho mención,que es el llamado FRENTE OCLUIDO.
  • 143. El tipo de frente ocluido resultante, está determinado por la diferenciade densidad entre el aire de las dos masas de aire separadas por él.Así por ejemplo, si el aire de la masa que sigue al frente frío es mayorque la del aire de la masa que se extiende por delante de frente frío esmayor que la del aire de la masa que se extiende por delante del frentecaliente, al continuar el proceso de oclusión después de haber ocurridoel alcance entre los frentes tantas veces mencionado, la masa de aireque sigue al frente frío y que a la velocidad de éste invade la zonaoriginalmente ocupada por el aire del sector caliente, penetrará comouna cuña por debajo de la masa de aire que hay por delante del frentecaliente, de manera que le frente caliente será hecho ascender a lolargo de la pendiente del frente frío este tipo de frente ocluido recibe elnombre de
  • 144. El tipo de frente ocluido resultante, está determinado por la diferenciade densidad entre el aire de las dos masas de aire separadas por él.Así por ejemplo, si el aire de la masa que sigue al frente frío es mayorque la del aire de la masa que se extiende por delante de frente fríoes mayor que la del aire de la masa que se extiende por delante delfrente caliente, al continuar el proceso de oclusión después de haberocurrido el alcance entre los frentes tantas veces mencionado, lamasa de aire que sigue al frente frío y que a la velocidad de ésteinvade la zona originalmente ocupada por el aire del sector caliente,penetrará como una cuña por debajo de la masa de aire que hay pordelante del frente caliente, de manera que le frente caliente seráhecho ascender a lo largo de la pendiente del frente frío este tipo defrente ocluido recibe el nombre de: FRENTE OCLUIDO TIPO FRENTE FRIO
  • 145. Si por el contrario, el aire de la masa que precede al frente calientees él más denso de los dos, penetrará por debajo del aire de lamasa que sigue al frente frío a medida que éste se vayadesplazando a partir del momento de haberse producido el alcanceentre los frentes de la onda. Al continuar el proceso de referencia, elfrente frío deja de estar en contacto con la superficie y asciende a lolargo de la pendiente del frente caliente, que es, el que en éstecaso, se mantendrá en contacto con la superficie terrestre paradarle su nombre al tipo de frente ocluido que resulta. Este frenteocluido se designa con el nombre de: FRENTE OCLUIDO TIPO FRENTE CALIENTE.