La atmósfera Contenido

La atmósfera
Contenido
z Definición y composición
z Extensión y división vertical
z Propiedades físico-químicas
z Temperatura y distribución vertical
z Radioactividad
z Vapor de agua y campo eléctrico
z Nubes de cenizas volcánicas
z Escala de los fenómenos meteorológicos
2
1
Definición y composición
3
Definición y composición
¾Nitrógeno vs. Fertilidad de los suelos
¾Importancia de Anhídrido carbónico y ozono en el
balance de radiación
¾Contaminación que afecta a la meteorología
(visibilidad)
¾Hasta 70 Km:Composición prácticamente invariable
¾70 – 130 Km: Oxígeno llega al 33,5 % y el Nitrógeno
llega hasta el 66,5 %
¾Alturas mayores se produce la ionización del N
aumentando ésta proporción.
¾Proporción variable de vapor de agua.
4
2
Temperatura y distribución vertical
5
Troposfera: 0-7,13 ó 16 (E) Tropopausa (-55ºC, 11 km a 45º)
™ Tropopausa en verano está más alta
Estratosfera:Tropopausa-25
Estratopausa
™ Capa prácticamente isoterma
Mesosfera: 25-80
Mesopausa (-80 y –110 ºC)
Termosfera: 80-800
Termopausa
Exosfera: Más de 800 (Límite de la atmósfera terrestre)
Gradiente vertical de temperatura estándar:
6.5º/1.000 m
Temperatura de la Termosfera (500 ºC a 500 km)
6
3
Propiedades físico-químicas
z Clasificación de la atmósfera según los
procesos físico-químicos:
z Ozonosfera
{ Entre 12 y 50 km (máximo sobre los
20km)
{ O2 + energía = O + O
{ O2 + O = O3 + calor
{ Energía= radiación ultravioleta (λ=.29μ)
z Los niveles de vuelo con cantidades
apreciables de O3, deben ser evitados
(aumenta el gradiente de temperatura
por lo tanto la cizalladura vertical del
viento)
7
Ionosfera
¾Está caracterizada por un brusco aumento de la
conductividad eléctrica. Este hecho es particularmente
intenso a partir de los 80 Kms. En ella los gases están
ionizados al haber perdido los electrones más periféricos
que quedan libres circulando entre iones positivos,
negativos y moléculas neutras.
¾Sus características comienzan a ser parecidas a las de
un conductor metálico. Podemos considerar la
IONOSFERA como un conductor, casi perfecto, donde en
su interior, debido a la gran conductividad, el campo
eléctrico es nulo y sus superficies externas son
equipotenciales.
8
4
Ionosfera
9
Se descubre en 1925 por Kennelly y Heaviside
BCapa D:
60-100 km
Diurna y absorbente
BCapa E:
90-130
Gran poder de reflexión
BCapa F1:
160-280
Similar
BCapa F2:
280-350
Invernal
BNoche F1 + F2 = F
BCapa G:
400-500
10
5
11
Radioactividad
¾Radiación cósmica: procede del sol y las estrellas
(protones y neutrones)
¾Aumenta con la altura y la latitud siendo máxima
en los Polos y mínima en el Ecuador
¾Relación con las tormentas magnéticas y manchas
solares
12
6
Vapor de agua
¾Principalmente en la troposfera
¾Encima de la troposfera las temperaturas son
extremadamente bajas. De todas formas la nubosidad
puede llegar a alcanzar –55ºC.
13
14
7
<>
15
<>
16
8
Campo eléctrico
¾ En la mayoría de los fenómenos atmosféricos se puede
considerar al aire como un aislante casi perfecto, sin embargo
siempre es posible detectar y medir una corriente eléctrica débil
en la atmósfera (con o sin nubes).
¾ En ausencia de nubes, es decir, en condiciones de buen
tiempo, se puede detectar la existencia de un campo eléctrico
muy tenue normal a la superficie terrestre, orientado de arriba a
abajo y que decrece con la altura:
¾E = - dV/dz
¾ Como referencia se considera a la tierra con potencial cero y a
la atmósfera con potencial positivo. El campo de buen tiempo se
debe a la pequeña conductividad que poseen los iones
que se encuentran en la atmósfera producidos principalmente
por:
17
•RAYOS CÓSMICOS: en general son protones muy energéticos que
penetran en la atmósfera chocando con las moléculas neutras del aire
de forma que se puede liberar algún electrón.
•RADIACIÓN ULTRAVIOLETA SOLAR: produce el mismo efecto que
la anterior aunque en este caso la ionización es producida por un
fotón. Ambos fenómenos ocurren principalmente en la alta atmósfera,
por encima de 70 Kms y, aunque su efecto puede llegar a la superficie
terrrestre, su efecto queda muy atenuado.
•RADIACIÓN TERRESTRE NATURAL: principalmente sobre los
continentes y de un efecto muy pequeño comparado con los dos
anteriores.
18
9
19
20
10
¾El modelo eléctrico que generalmente se asocia a la atmósfera es el de
un condensador esférico. Su cara interna sería la superficie
terrestre, cargada negativamente, y la externa, la ionosfera, cargada con
signo opuesto. El campo E disminuye con la altura (mayor en las cercanías
de la superficie terrestre y nulo en la ionosfera ) ya que el aire no es un
dieléctrico perfecto (E sería constante) al poseer cargas debido a procesos
de ionización ya comentados anteriormente.
¾ La corriente eléctrica generada entre las dos placas del "condensador
atmosférico" se denomina CORRIENTE DE BUEN TIEMPO, CORRIENTE
DE RETORNO ó CORRIENTE DE CONDUCCIÓN AIRE-TIERRA. Esta
corriente es independiente de la altitud y produciría la descarga del
condensador eléctrico en aproximadamente una hora. Este hecho no se
produce en la realidad por lo que debe existir algún mecanismo que se
encargue de mantener la diferencia de potencial entre las dos placas y el
campo eléctrico de buen tiempo asociado. El equivalente eléctrico sería
una "pila" que mantenga esta diferencia de potencial y cierre el circuito.
Parece ser que son las tormentas las principales responsables del
mantenimiento y "cierre" de este circuito global.
¾ Campo eléctrico: 100 V/m, decreciendo rápidamente con la altura.Tierra
cargada negativamente
21
22
11
¾CORRIENTES DE CONVECCIÓN: formadas por el transporte de
partículas cargadas desde el suelo a la base de la nube.
¾CORRIENTES DE PRECIPITACIÓN: producidas por el transporte de
cargas hacia el suelo positivas o negativas dependiendo de la zona de la
nube de donde provenga la precipitación.
¾CORRIENTES PUNTUALES O DE CORONA: cargas positivas que
liberan las árboles, vegetación y otros puntos sobre la tierra y que son
atraídas por el núcleo principal de carga negativa de la nube.
¾RAYOS: descargas eléctricas producidas por el aumento de la diferencia
de potencial entre dos puntos de la nube o entre la nube y la superficie de la
tierra.
¾CORRIENTES DE SEPARACIÓN DE CARGAS: distribuyen las cargas
dentro de la nube. Se explican en el apartado siguiente.
¾CORRIENTES DE CONDUCCIÓN: flujo de cargas positivas desde la cima
de la nube y la ionosfera.
23
Fenómenos atmosféricos
¾Nubes de cenizas volcánicas: 2ª Guerra
Mundial. Vesubio 1944. 88 B – 25 afectados
ƒNubes madreperlas (25 Km de altitud)
¾Nubes noctilucentes (82 Km de altitud, en la
mesopausa)
ƒ¿Polvo meteórico?
¾Auroras: Fenómenos electromagnéticos por
ionización de las moléculas de los componentes de
la alta atmósfera. A. Boreal (Polo Norte),
A.Austral (Polo Sur).
24
12
Escala de los fenómenos meteorológicos
25
13
La atmósfera II
Contenido
z Temperatura y densidad
z Gases perfectos
z Fuerza ascensional
z Transmisión del calor: Radiación, conducción
y convección
z Radiación solar y terrestre
z Variación de la radiación con la latitud y la
época del año
z Balance de radiación
2
1
Temperatura
z Definición: Escalas de temperatura
z Diferencias entre calor y temperatura
z Definición de densidad
z Transporte de calor:
{Calor sensible: transporte de masas de aire caliente
{Calor latente: cambios de estado
{Conducción, convección y radiación
M
C
F -32
100
180
K = ºC + 273
ρ = -------V
3
Transmisión del calor
Conducción y convección
Por conducción. Transporte de energía
Convección. Desplazamiento de la masa de aire por
diferencias de densidad.
Recordar:
pv = RT
ó
p = ρRT
Sustentación: L = 0.5 ρ V2 S CL
ρ:densidad del aire; V:velocidad verdadera del avión; S: superficie del ala;
CL coeficiente de sustentación
4
2
5
Radiación solar
z9% radiación ultravioleta (λ<430 mμ)
z45% radiación visible (430 - 690 mμ)
z46% radiación infrarroja (λ>690 mμ)
z99% de la radiación solar, está entre
150 y 4.000 mμ.
zConstante solar: 2 cal/cm2/min
z34% reflejada (albedo) y 66% absorbida
por la tierra
6
3
7
Variación de la radiación con la latitud
8
4
9
10
5
Conceptos sobre la Radiación solar incidente
™Constante solar: Es la cantidad de energía que llega al techo de la
atmósfera por minuto y por cm2. Vale aproximadamente 2 cal/min/cm2. Se
pueden registrar fluctuaciones del orden del 2 por cien de su valor, sin contar
la variaciones estacionales debidas a los cambios periódicos de la distancia
al sol.
™Esta cantidad de energía que la tierra recibe del Sol se reparte por la
superficie de una forma desigual. Se recibe un valor medio de unas 720
calorías diarias.
™La radiación recibida depende de la latitud del punto, de la hora del día y
de la época del año.
™El régimen particular de cada año se repite, formando el régimen normal.
Este régimen normal puede calcularse teóricamente para cada latitud.La
radiación está condicionada con los factores astronómicos.
™La distribución geográfica del régimen normal es sólo función de la
latitud.
11
Radiación terrestre
zEstá entre 4.000 y 100.000 mμ
zEl equilibrio entre la radiación entrante y
saliente, mantiene la temperatura del
planeta
zVariación diurna y estacional de la
temperatura
zEfecto invernadero Ts = Te + ΔT
zTs= 288 K = 15ºC; Te=255 K = -18ºC
12
6
13
14
7
15
Balance de Radiación
9
100
24
9
50
8
Espacio
Nube
15
50
6
Atmósfera
Suelo
27
16
14
Espacio: 100 = 24+27+15+9+9+16
Suelo: Recibe: 27 +16 Emite: 14
+29
Atmósfera: Recibe: 15 + 16 Emite: 50 -29
Atmósfera tiene un déficit de 29% compensado por
transferencia de calor latente y sensible desde el suelo.
16
8
17
oInfluencia del suelo sobre la temperatura
9Temperatura en la capa límite planetaria
oInfluencia del mar sobre la temperatura
9Efecto de las brisas
18
9
19
TEMPERATURA EN SAN JAVIER
T (ºC)
40
30
20
10
0
1
2
3
4
5
6
7
MES
8
9 10 11 12
SAN JAVIER
Med.Max
Med.Min
20
10
30
25
20
15
10
5
1
2
3
4
5
6
7
8
9 10 11 12
MES
SAN JAVIER
ALCANTARILL
A
21
INFLUENCIA DEL MAR SOBRE LA Tª
30
T(ºC)
T(ºC)
INFLUENCIA DEL MAR SOBRE Tª
20
10
0
1
2
3
4
5
6
7
MES
8
9 10 11 12
SAN JAVIER
ALCANTARILLA
GETAFE
22
11
VARIACIÓN LATITUDINAL DE LA Tª
T(ºC)
30
20
10
0
1
2
3
4
5
6
7
MES
8
9
10 11 12
SAN JAVIER
GERONA
23
24
12
Presión atmosférica
Contenido
z Concepto de presión.
z Presión atmosférica: unidades, instrumentos
de medida.
z Variación de la presión con la altura.
z Reducción de la presión a nivel del mar
z Superficies de presión: isobaras e isohipsas.
z Mapas de superficie y mapas de altura
1
Concepto de Presión
Se define presión como el cociente entre la componente normal de la
fuerza sobre una superficie y el área de dicha superficie. La unidad de
medida recibe el nombre de Pascal (Pa).
La fuerza que ejerce un fluido en equilibrio sobre un cuerpo sumergido
en cualquier punto es perpendicular a la superficie del cuerpo. La presión
es una magnitud escalar, y es una característica del punto del fluido en
equilibrio que dependerá únicamente de sus coordenadas
Unidad de presión
Un pascal (Pa) es la presión uniforme que, actuando sobre una
superficie plana de 1 metro cuadrado, ejerce perpendicularmente a
esta superficie una fuerza total de 1 newton.
Unidad de fuerza
Un newton (N) es la fuerza que, aplicada a un cuerpo que tiene una
masa de 1 kilogramo, le comunica una aceleración de 1 metro por
segundo cuadrado.
2
Variación de la presión con la profundidad
Consideremos una porción de fluido en equilibrio de altura dy y de sección
S, situada a una distancia y del fondo del recipiente que se toma como
origen.
Las fuerzas que mantienen en equilibrio a dicha porción de fluido son las
siguientes:
•El peso, que es igual al producto de la densidad del fluido, por su
volumen y por la intensidad de la gravedad, (ρ Sdy)g.
•La fuerza que ejerce el fluido sobre su cara inferior, pS
•La fuerza que ejerce el fluido sobre su cara superior, (p+dp)S
La condición de equilibrio establece que
(ρ Sdy)g+pS=(p+dp)S
dp=-ρ gdy
Integrando esta ecuación entre los límites que se indican en la figura
Si el punto B está en la superficie y el punto A está a una
profundidad h. La ecuación anterior se escribe de forma más cómoda.
Ahora, p0 es la presión en la superficie del fluido (la presión
atmosférica) y p la presión a la profundidad h.
p=p0+ρ gh
3
Medida de la presión. Manómetro
Para medir la presión empleamos un dispositivo denominado
manómetro. Como A y B están a la misma altura la presión en A y
en B debe ser la misma. Por una rama la presión en B es debida al
gas encerrado en el recipiente. Por la otra rama la presión en A es
debida a la presión atmosférica más la presión debida a la
diferencia de alturas del líquido manométrico.
p=p0+ρ gh
Experiencia de Torricelli
Para medir la presión atmosférica,
Torricelli empleó un tubo largo cerrado
por uno de sus extremos, lo llenó de
mercurio y le dio la vuelta sobre una
vasija de mercurio. El mercurio
descendió hasta una altura h=0.76 m al
nivel del mar. Dado que el extremo
cerrado del tubo se encuentra casi al
vacío p=0, y sabiendo la densidad del
mercurio es 13.55 g/cm3 ó 13550 kg/m3
podemos determinar el valor de la
presión atmosférica.
4
Presión atmosférica: unidades e
instrumentos de medida
Experimento de Torricelli
p = d*g*h = 13.59*981*76 = 1.013.216 dinas/cm2=1.013,2mb
presión normal: 760 mm = 1013.2 mb = 29.92 pulgadas
Conversión: 1mb = 3/4 mm ; 1mm = 4/3 hPa ; 1 mb = 1 hPa
La presión atmosférica se mide con el barómetro. Tipos:
Mercurio. Necesita de correcciones
Aneroide. Menos exactos, no necesitan correcciones
Piezométricos: aprovecha las propiedades del cuarzo. Digitales y muy
exactos
Variación de la presión con la altura
Cerca del suelo: -Δp = 1 mb/9m 1 mb / 30 ft
A 6.000 m:
-Δp = 1 mb/17m 1 mb / 55 ft
La atmósfera Standard nos da la disminución media, de la presión con
la altura.
En esa variación influye la temperatura (densidad) del aire.
dp=-ρ gdy considerando una superficie horizontal de 1 m2 (dv=dS*dz)
dp=-ρ gdz Si consideramos dφ = gdz, donde φ es el geopotencial
P = ρ RT
Nivel de vuelo = Altitudes de presión constante
5
,pA = 1.008
mb
P.R.N.M.,
pA = 1.028
mb
A
H = 180 m
↔ 20 mb
B
,pB =
1.029mb
Reducción de la presión a nivel del mar
El astrónomo Le Verrier en el siglo XIX hace el primer mapa del tiempo.
Para que todas las medidas de presión sean comparables hay que reducirlas
a nivel del mar. Siempre que el observatorio este por debajo de 500/600 m.
En caso contrario se reduce a 1000 metros. Esto debido a la variación de
temperatura en el estrato.
Uniendo los puntos de igual presión (cada 4 ó 5 mb, isobaras), optenemos
un mapa de superficie.
En un mapa de superficie, podemos encontrar: Baja, borrasca o ciclón,
depresión secundaria, surco o vaguada, anticiclón, vaguadas, dorsal o loma
de alta presión, collado y frentes.
6
7
Mapas de altura
Se vio más práctico trabajar con mapas de igual presión
8
9
MAPA previsto para las 00Z del día 15/01/04
10
Densidad
Contenido
zConcepto de densidad
zEcuación de los gases perfectos
zRelación entre presión, temperatura y
densidad.
zRelación entre presión, temperatura y
altura.
zEfectos del cambio de densidad en las
operaciones aéreas.
1
Densidad del agua
La densidad del agua a 0ºC es de 999.8 kg/m3 alcanza un
máximo a una temperatura próxima a 4ºC y luego, disminuye
con el incremento de la temperatura (comportamiento
normal).
El coeficiente de dilatación del agua es por tanto, negativo en
el intervalo entre 0ºC y 4ºC, y positivo a partir de dicha
temperatura.
Densidad del aire
M
Densidad absoluta
ρ = ------- g/cm3
V
d1
Densidad relativa
ρ r = --------d0
Patrones: agua destilada a 4º C y aire a 0º C y 760 mm
Densidad del aire: 0.001293 g/cm3 (ISA)
La fuerza aerodinámica es proporcional a la densidad del aire
2
Ecuación de estado del gas ideal
pv = RT
ó
p = ρRT
Sustentación: L = 0.5 ρ V2 S CL
ρ:densidad del aire; V:velocidad verdadera del avión; S: superficie del ala;
CL coeficiente de sustentación
Presión, temperatura, densidad
Considerando el aire como un gas perfecto:
ρ *R*T
p = -----------M
Esta formula es la que se aplica cuando empezamos a
estudiar la termodinámica de la atmósfera y junto con otra
serie de condiciones nos definen una atmósfera ideal, la
atmósfera Standard.
3
Presión, temperatura, altura
¾La altura de una columna de aire no es siempre constante
depende de la temperatura y de la presión.
¾Si T↑ entonces ρ↓ y h ↑
¾A partir de la expresión dp=-ρgh y tomando dφ = gdz,
¾φg=hr= = (R/9,8)Tvln(p1/p2) donde Tv=(1+3/5*q)*T
¾Atmósfera homogénea (ρ cte); Atmósfera isoterma (Tcte);
Atmósfera politrópica (T=T0 – γpdz); Atmósfera adiabática
(T=T0 – γadz); Atmósfera real (T=T(z))
Variación de la densidad con la latitud
¾En superficie la
densidad crece con
la latitud.
¾A 26000 pies la
densidad
es
independiente de la
latitud
¾Por encima de
26000
pies
la
densidad decrece
con la latitud
4
Atmósfera real y atmósfera standard
Los radiosondeos nos definen la atmósfera real del momento
En la atmósfera real, α (gradiente vertical de temperatura)
tiene un valor variable, que nos definirá la estabilidad o
inestabilidad de esa atmósfera o estrato de la atmósfera
considerada.
Atmósfera standard:
Nace para establecer un reglaje uniforme para todos los
altímetros y los valores son siempre iguales.
5
Atmósfera Standard Internacional
1.
Está formada por aire seco, de composición molecular constante.
Masa molecular 28.996 g
2.
Sigue la ley de los gases perfectos
3.
R = 2.8704 * 106 erg*g -1*ºK-1
4.
El aire cumple la ecuación del equilibrio estático
5.
Temperatura de fusión del hielo: 273,16 K
6.
P.N.M. = 1.013,25 mb
7.
Temperatura a nivel del mar 15 ºC = 288,16 K
8.
La masa específica del aire al nivel del mar es 0,0012250 g/cc
9.
Gradiente vertical de temperatura es 0,65ºC/100m
10. Altitud de la tropopausa es de 11000 m.
11. Temperatura de la estratosfera es de –56,5 ºC.
20 km
h
11 km
α=0.65º/100m
T
-56.5º
15º
6
Cuando la altitud de presión se corrige, con la
temperatura verdadera, distinta de la atmósfera tipo, se
obtiene la altitud de densidad. Ésta es la que corresponde
en la atmósfera tipo de OACI a una masa de aire de la
misma densidad que la de referencia.
Se determina teóricamente por la fórmula de Laplace ,
pero en la práctica se calcula por gráficos (Ver Ledesma,
pag.356-357).
Influencia de la temperatura en la altitud de vuelo: aire
frío, respecto a la atmósfera standard
D >>
P>>
H<<
700 mb
A
710 mb
B
7
Influencia de la temperatura en la altitud de vuelo: aire
cálido, respecto a la atmósfera standard
D<<
P<<
H>>
700 mb
690 mb
A
B
8
La Temperatura
Contenido
zConcepto de temperatura
zInstrumentos
zVariación de la temperatura con la
altura
zGradiente térmico
zConcepto de isoterma
zSondeos meteorológicos
zTemperatura en superficie
2
1
Concepto de temperatura
z La temperatura es la sensación física que nos
produce un cuerpo cuando entramos en
contacto con él.
z Observamos cambios en los cuerpos cuando
cambian su temperatura, por ejemplo, la
dilatación que experimenta un cuerpo cuando
incrementa su temperatura. Esta propiedad se
usa para medir la temperatura de un sistema.
Por ejemplo, los termómetros que consisten en
un pequeño depósito de mercurio que
asciende por un capilar a medida que se
incrementa la temperatura.
3
Temperatura
z Definición: Escalas de temperatura
z Diferencias entre calor y temperatura
z Relación temperatura-densidad
z Transporte de calor:
{Calor sensible: transporte de masas de aire caliente
{Calor latente: cambios de estado
{Conducción, convección y radiación
M
C
F -32
100
180
K = ºC + 273
ρ = -------V
4
2
T
H
5
Temperatura y distribución vertical
6
3
7
20 km
h
11 km
α=0.65º/100m
T
-56.5º
15º
8
4
9
oInfluencia del suelo sobre la temperatura
9Temperatura en la capa límite planetaria
oInfluencia del mar sobre la temperatura
9Efecto de las brisas
10
5
TEMPERATURA EN SAN JAVIER
T (ºC)
40
30
20
10
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9 10 11 12
SAN JAVIER
MES
Med.Max
Med.Min
11
T(ºC)
INFLUENCIA DEL MAR SOBRE Tª
30
25
20
15
10
5
1
2
3
4
5
6
7
MES
8
9 10 11 12
SAN JAVIER
ALCANTARILL
A
12
6
INFLUENCIA DEL MAR SOBRE LA Tª
T(ºC)
30
20
10
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9 10 11 12
SAN JAVIER
MES
ALCANTARILLA
GETAFE
13
VARIACIÓN LATITUDINAL DE LA Tª
T(ºC)
30
20
10
0
1
2
3
4
5
6
7
MES
8
9
10 11 12
SAN JAVIER
GERONA
14
7
CONCEPTO DE ISOTERMA
15
8
Altimetría
Contenido
•
•
•
•
•
•
Altimetría y altímetros
Atmósfera Standard Internacional.
Clases de altitudes.
Altura, altitud y nivel de vuelo
Variaciones en la altura del nivel de vuelo
QFE, QFF, QNH.
1
Altímetria
9La altimetría estudia la relación entre la presión y la
altitud con objeto de determinar la altitud en función de la
presión.
9Es decir, consiste en graduar la escala de un barómetro
en metros (m) o en pies (ft) .
9Basados en los barómetros aneróides.
Presión, temperatura, densidad
Considerando el aire como un gas perfecto:
ρ *R*T
p = -----------M
Esta formula es la que se aplica cuando empezamos a
estudiar la termodinámica de la atmósfera y junto con otra
serie de condiciones nos definen una atmósfera ideal, la
atmósfera Standard.
2
Presión, temperatura, altura
¾La altura de una columna de aire no es siempre constante
depende de la temperatura y de la presión.
¾Si T↑ entonces ρ↓ y h ↑
¾A partir de la expresión dp=-ρgh y tomando dφ = gdz,
¾φg=hr= = (R/9,8)Tvln(p1/p2) donde Tv=(1+3/5*q)*T
¾Atmósfera homogénea (ρ cte); Atmósfera isoterma (Tcte);
Atmósfera politrópica (T=T0 – γpdz); Atmósfera adiabática
(T=T0 – γadz); Atmósfera real (T=T(z))
Atmósfera real y atmósfera standard
Los radiosondeos nos definen la atmósfera real del momento
En la atmósfera real, α (gradiente vertical de temperatura)
tiene un valor variable, que nos definirá la estabilidad o
inestabilidad de esa atmósfera o estrato de la atmósfera
considerada.
Atmósfera standard:
Nace para establecer un reglaje uniforme para todos los
altímetros y los valores son siempre iguales.
3
Atmósfera Standard Internacional
1.
Está formada por aire seco, de composición molecular constante.
Masa molecular 28.996 g
2.
Sigue la ley de los gases perfectos
3.
R = 2.8704 * 106 erg*g -1*ºK-1
4.
El aire cumple la ecuación del equilibrio estático (notas)
5.
Temperatura de fusión del hielo: 273,16 K
6.
P.N.M. = 1.013,25 mb
7.
Temperatura a nivel del mar 15 ºC = 288,16 K
8.
La masa específica del aire al nivel del mar es 0,0012250 g/cc
9.
Gradiente vertical de temperatura es 0,65ºC/100m
10. Altitud de la tropopausa es de 11000 m.
11. Temperatura de la estratosfera es de –56,5 ºC.
Clases de altitudes
• Altitud absoluta, h, respecto del terreno
• Altitud verdadera, nivel medio del mar.
• Altitud de presión, altitud del altímetro
ajustado a 1013,2 mb ó 29,92’’.Nivel de
vuelo.
• Altitud de densidad. Valor que corresponde
en la Atmósfera Standard a una densidad
dada
4
980 hPa
010
996 hPa
005
1013.2 hPa
000
1030 hPa
- 005
Los niveles de vuelo son superficies de presión con
intervalos de 500 pies hasta 20000 pies y de 1000 pies a
continuación, expresados en centenares de pies.
Cuando la altitud de presión se corrige, con la
temperatura verdadera, distinta de la atmósfera tipo, se
obtiene la altitud de densidad. Ésta es la que corresponde
en la atmósfera tipo de OACI a una masa de aire de la
misma densidad que la de referencia.
Se determina teóricamente por la fórmula de Laplace ,
pero en la práctica se calcula por gráficos (Ver Ledesma,
pag.356-357).
5
QFE, QFF, QNH
• QFE.- Presión referida al aeropuerto salida
(se utiliza en aproximación)
• QNE.- Es la altura que señala un altímetro
situado en un aeródromo y reglado a 1013,2
hPa. Nos dará el nivel de vuelo.
• QFF.- Presión reducida a 1.000 mb
• QNH.- Presión referida a nivel medio del
mar según atmósfera Standard.
6
9Margen vertical sobre el terreno. Importante la medida
del QNH de los METAR en la ruta
9Operaciones de aproximación y ascenso
9Altitud de transición: Por debajo la posición vertical se
controla mediante el QNH.
9Capa de transición: Es el espacio aéreo entre la altitud
de transición y el nivel de transición. ≥ 1000 pies.
9Nivel de transición: Es el nivel de vuelo más bajo que
puede utilizarse por encima de la altitud de transición
(QNE).
7
8
1
2
Humedad del aire
Contenido
•
•
•
•
•
Vapor de agua en la atmósfera
Temperatura de rocío
Temperatura del termómetro húmedo
Concepto de saturación
Índices de humedad del aire: razón de mezcla,
humedad absoluta y humedad relativa.
• Cambios de estado: agua en subfusión
• Calor latente y calor sensible
• Variación diurna de la humedad
1
Vapor de agua en la atmósfera
™La atmósfera contiene vapor de agua en cantidades muy variables. Sin vapor
de agua no podría haber nubes, ni niebla, ni precipitaciones, ni engelamiento.
Sólo viento.
™Al decir que el aire es una mezcla de gases, según Ley de Dalton, la presión
total es la suma de las pi, ocupando todo el volumen. Es decir p=pN + pO + ......
+pvapor de agua (e)
™La presión de vapor es el peso del vapor de agua que contiene el aire por
unidad de superficie.
™A las temperaturas atmosféricas (≈35 ºC) la presión que ejerce el vapor de
agua es muy débil siendo su tensión máxima del orden de 56 hPa. En estas
condiciones el vapor de agua puede ser considerado como un gas perfecto.
™ε = R/R’ = 0,622. A la misma temperatura y presión, pesa el vapor de agua
0,622 veces lo que pesa el aire seco. ρseco > ρhúmedo
Vapor de agua en la atmósfera
™La cantidad de vapor del aire y por tanto su e depende de la
temperatura de forma exponencial (ecuación de Clausius-Clapeyron),
siendo, E, la tensión saturante del vapor de agua.
™dP/dT = L(V2-V1)/T
donde L≈600 cal/g
P
l
s
g
T
2
100 %
80 %
3
Punto de rocío
9Se llama así a la temperatura que adquiere una masa de
aire, cuando por enfriamiento, alcanza el punto de
saturación.
9Formas de alcanzar la saturación: por aumento de la
cantidad de vapor o disminuyendo la temperatura.
9¿mA tiene dos puntos de rocío?
9Cuando el vapor de agua condensa desprende calor (calor
latente de condensación ≈600 cal/gr)
9Calor latente de fusión es ≈ 80 cal/gr
9Realmente Lv=L0 – 0,56 t ; Lf = L0+0,6 t
Temperatura
del
termómetro
húmedo
4
Indices de la humedad del aire
9Humedad absoluta: Es la densidad del vapor , es decir,
gramos de agua por centímetro cúbico ρv=mv/V
9Razón de mezcla: Es la masa de vapor que acompaña a cada
unidad de masa de aire seco r=mv/ma = ρv/ ρa ; r =5e/8(p-e)
9Humedad específica del aire seco: Es la masa de vapor
contenida en al unidad de masa de aire húmedo
S= mv/ (mv + ma) ; r ≈ S
9Humedad relativa: Es el cociente entre la tensión de vapor
real y la tensión máxima que corresponde a la temperatura del
aire húmedo
h = 100* e(t)/E(t)
9Nota: h=100*E(td)/E(t) ; E(t): Es la máxima que puede
tener.
Cambios de estado y agua en
subfusión
Hielo
Agua
+80 cal/g
Agua
Hielo
-80 cal/g
Agua
Vapor
+540 cal/g
Vapor
Agua
-540 cal/g
El agua en subfusión puede llegar hasta los -50 ºC, en estado
inestable. Origen del engelamiento en las aeronaves.
5
Calor latente y calor sensible
Variación
diurna de la
humedad
6
Estabilidad y procesos adiabáticos
Contenido
•
•
•
•
•
•
•
•
•
Estabilidad de la atmósfera
Procesos adiabáticos
Gradiente adiabático de aire seco
Estabilidad del aire seco
Gradiente adiabático de aire saturado
Estabilidad del aire saturado
Inestabilidad condicional
Niveles de condensación. Base y tope de nubes
Condiciones de vuelo
1
Concepto de estabilidad
⇒Equilibrio estable, inestable e indiferente
⇒Aplicación a la atmósfera: caso de una burbuja
5º
10º
5º
10º
3º
8º
10º
10º
2
Procesos adiabáticos
⇒Son los que se realizan en un sistema, sin intercambio de
calor.
⇒En la atmósfera, una de las aproximaciones, es suponer
las transformaciones adiabáticas, al considerar la evolución
de una masa de aire, si este proceso es rápido.
⇒Recordar que en un proceso adiabático no hay
intercambio de calor del sistema con los alrededores, pero
eso no quiere decir que el sistema que está sufriendo la
evolución adiabática no cambie de temperatura.
Procesos adiabáticos
⇒Evolución de una burbuja
⇒Disminución de la temperatura del aire seco: gradiente
adiabático del aire seco (-1º C/100 m).
⇒Se denota por γ.
⇒ Hay inestabilidad cuando la curva de estado tiene menor
pendiente que la adiabática seca (γ ≤ α).
3
p
h
300
m
γ
Inestabilidad
α1
Estabilidad
α2
D
C
B
A
1
P
6
T
9
¾Inversión térmica
C
G
γ
α2 < 0
F
α1 > 0
A
T
4
Gradiente adiabático saturado
OJO
¾Gradiente adiabático del aire saturado “0.5º C/100 m”
¾Se denota por Γ.
¾ Hay inestabilidad de aire saturado cuando la curva de estado
tiene menor pendiente que la adiabática saturada.
p
h
300
m
Γ
Inestabilidad
α1
Estabilidad
α2
D
C
B
A
1
6
T
9
5
¾Estabilidad relativa al aire seco y al aire húmedo
P
¾Inestabilidad condicional (γ < α < Γ)
α
γ
Γ
T
Nivel libre de convección (NLC)
Si la masa alcanza éste nivel se
moverá por sí misma.
Γ
P
B
Inestable
D
NLC
α
Estable
C
Estable
NS
γ
A
T
6
Base =Ts –Td*400
ELR (Environmental lapse rate)= α
DALR (Dry adiabatic lapse rate)= γ
SALR (Saturated adiabatic lapse rate)= Γ
LEON
7
A CORUÑA
ZARAGOZA
8
Analisis de la burbuja:
----------------------Punto de rocio (TD)
= 8.4 C
Temperatura potencial (THA)
= 290.5 K
Temperatura potencial equivalente (THE)
= 310.2 K
Proporcion de mezcla (MIX)
= 7.5 g/kg
Nivel de condensacion por ascenso (NCA)
=
890 mb
Temperatura en el NCA (TNCA)
=
7.9 C
Nivel de conveccion libre (NCL)
=
746 mb
Nivel de equilibrio (NE)
=
690 mb
Nivel de condensacion convectivo (NCC)
=
878 mb
Temperatura de disparo (TDIS)
= 12.0 C
Energia pot. convectiva disponible (CAPE) =
3 J/kg
Energia de inhibicion convectiva (CIN)
=
48 J/kg
Maxima THE por debajo de 300 mb
=
316 K
Presion de maxima THE
=
334 mb
CAPE para la maxima THE
= ----Parametros e indices relacionados con la cizalladura del viento:
---------------------------------------------------------------Helicidad relativa a la tormenta (SRH)
=
66 m**2/s**2
Indice de helicidad-energia (EHI)
= 0.0
Cizalladura BL-6km (CIZBL6)
= 15.2 m s-1
Numero de Richardson Global (NRG)
=
0
Diagramas termodinámicos
g(T)
r
T
θps
θ
P
f(p)
¾NCA, NCC, NLC, NE
9
Condiciones de vuelo
¾Vuelo en aire estable
ÎNubosidad
estratificada que puede
producir engelamiento
ÎMala visibilidad en
capas bajas
ÎOndas de montaña
Condiciones de vuelo
¾Vuelo en aire inestable
ÎCorrientes verticales
(Turbulencia)
ÎFormación de hielo (No
siempre)
ÎBuena visibilidad fuera de
la nube
ÎCondiciones de aterrizaje
complicadas por el viento
racheado
10
Viento (I)
Conceptos generales
Contenido
•
•
•
•
•
•
•
•
Definición y medida. Viento absoluto y relativo.
Gradiente de presión y fuerza de Coriolis.
Viento geostrófico y viento del gradiente.
Fuerza centrífuga
Relación entre isobaras y viento.
Efecto del rozamiento del suelo.
Viento ageostrófico.
Gradientes de presión en bajas y altas presiones.
1
Definición
El movimiento de la masa de aire.
La dirección de donde viene el viento se expresa en grados
referidos al N magnético.
Aparatos de medida: anemómetros.
Unidades: 1 m/s = 2 kt = 3,6 km/h
Concepto de viento absoluto y relativo en vuelo:
35 kt
115 kt
2
Ecuación general del viento
Magnitud vectorial y escalar
1
dv
= −2Ωxv − ∇p + g + F
ρ
dt
Variación de l con la latitud ( l = 2*Ω*senϕ ) (parámetro de
Coriolis)
Gradiente (Vector
equiescalares)
normal
a
las
líneas
o
superficies
3
Ecuación general del viento
Magnitud vectorial y escalar
Otra forma de expresar la ecuación del viento
dV
1
----- = - ----- ∇hp – i*l*V
dt
ρ
( i, numero complejo) (1)
Recordatorio números complejos
i2 = -1
y
-1/i = i2/i = i
i
x
4
De acuerdo con la simbología del libro
1
pH = - ----- ∇hp
ρ
D = – i*l*V
C fuerza centrípeta
V2/R
Gradiente horizontal de presión
Posible movimiento del aire de los A a las B, antes de
considerar la fuerza de Coriolis y sólo bajo los efectos de la
presión
El gradiente horizontal de presión, es un vector, cuya
dirección es perpendicular a las isobaras, en el punto
considerado.
Su módulo es:
Δp
∇hp = gradhp = ------Δd
y el sentido de las altas a las bajas presiones.
5
Fuerza de Coriolis
Definición: Fuerza aparente que desplaza los objetos a la
derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el
hemisferio sur.
Perpendicular al movimiento.
Módulo de la fuerza por unidad de masa: l*V
Siendo:
Parámetro de Coriolis:
l = 2*Ω*senϕ
Ω = módulo de la velocidad angular de la tierra
ϕ = latitud del punto considerado
Viento geostrófico
¾Nos referimos solamente a movimientos horizontales, es decir, un
equilibrio entre la fuerza de Coriolis y el gradiente de presión.
¾Supone una primera aproximación en el estudio del movimiento del
aire.
¾Considera la ecuación del movimiento del aire, sin rozamiento y
siguiendo trayectorias rectas.
i
r 1
r
v g = k * ∇p
ρl
¾Dependencia del viento geostrófico (Δp / Δd , ρ*l)
Vg = ------ gradh p ,
6
dV
dV
1
Deducción del
----- = - ----- ∇hp – i*l*V Viento
Geostrófico
dt
ρ
1
0 = - ---- ∇hp – i*l*Vg
----- = 0
ρ
dt
- 1/ρ*∇hp =
i*l*Vg
Vg = -1/iρl*∇hp
Vg = i/ρl*gradhp
p
P+1
P+
2 P+3
P+
4
V
g
-Gradh p
VG = i/ρl*gradhp
7
Viento del gradiente
¾Nos referimos a un equilibrio entre la fuerza de Coriolis, fuerza
centrífuga y el gradiente de presión.
¾Si las trayectorias no son rectilíneas, en la ecuación del movimiento (1),
aparece la fuerza centrípeta (v2/r), que junto con la debida al gradh P y la
fuerza de Coriolis, dan lugar a trayectorias circulares (A y B), con
velocidad del viento > ó < que el geostrófico.
¾Esto explica las trayectorias circulares del viento en las borrascas y
anticiclones.
¾Según el valor relativo de estas fuerzas, varía el módulo del viento del
gradiente, pudiendo llegar a ser de sentido contrario (tornados)
¾Viento geostrófico vs. Viento del
gradiente
dV
ρ
Anticiclones
dV/dt = V2 / R
(C)
Fuerza de Coriolis
(D)
A
D
VG
v
l*R
1
----- = - ----- ∇hp – i*l*V
dt
vg = v +
Fuerza del gradiente
(PH)
PH
C
8
dV
Borrascas
1
----- = - ----- ∇hp – i*l*V
dt
ρ
dV/dt = V2 / R
B
(C)
Fuerza de Coriolis
(D)
PH
Fuerza del gradiente (PH)
D
VG
C
Viento ciclostrófico
¾Nos referimos a un equilibrio entre la fuerza centrífuga y el gradiente
de presión.
1 ∂p
v2
=−
R
ρ ∂n
9
Efecto del rozamiento del suelo
Si complicamos el problema, en (1), y hacemos aparecer la
fuerza de rozamiento del aire en movimiento con el suelo,
aparece una nueva fuerza, opuesta a la dirección del viento y
que al componerse con las anteriores, da lugar a un cambio
en la misma, de forma que el viento ya no es paralelo a las
isobaras.
En los anticiclones tiende a desviarse hacia fuera
En las borrascas tiende a converger hacia el centro.
Variación de 30º en
dirección (back)
Reducción de un 50%
en la intensidad
Variación de 10º en
dirección (back)
Reducción de un 30%
en la intensidad
10
Viento ageostrófico
• Viento añadido al viento geostrófico, para
obtener el viento real
• No confundir con la cizalladura del viento.
• El viento ageostrófico disminuye con la
altura, por disminuir las diferencias entre el
viento real y el geostrófico.
11
Viento (II)
Viento en niveles bajos:Vientos
locales
Contenido
• Variación diurna del viento
• Variaciones en el viento causadas por los
frentes.
• Vientos locales.
• Brisas de mar y tierra.
• Viento orográfico: efecto Bernoulli.
• Vientos anabáticos y catabáticos.
• Viento Föehn.
• Vientos en superficie.
1
Variación diurna del viento
El viento en superficie,
aumenta durante el día
y disminuye por la
noche, “generalmente”
Variación diurna del viento
Al revés a 1500 pies
2
Variaciones de viento causadas por
los frentes
Especialmente los frentes fríos producen una sensible
variación en la dirección y fuerza del viento.
El viento gira al N, en el sentido de las agujas del reloj.
La intensidad aumenta sensiblemente, de acuerdo con la
actividad del frente.
Vientos locales
Cuando las condiciones sinópticas o la orografía del terreno,
es favorable aparecen los vientos locales, que aunque tengan
la misma dirección, tienen distintos nombres según las
localidades.
Brisas.
Viento orográfico.
Viento Föehn.
3
Brisas de mar y tierra
Son debidas al distinto calentamiento de la tierra y del mar y
más fuertes cuanto mayor sea la temperatura alcanzada
durante el día.
Las brisas siempre se forman de manera que el aire se mueve
hacia la zona de mayor temperatura y la fuerza del viento
producida es proporcional a la diferencia de temperatura o
meteorológicamente, al gradiente de temperatura.
≈ 13 y 22 Km
≈ 10 y 15 KT
4
≈ 8 Km
≈ 5 KT
Brisas de valle y montaña
Vientos anabáticos y catabáticos
De forma similar se producen estas brisas.
Durante las primeras horas después del orto del sol, las
laderas de la montaña se calientan más que el fondo del valle,
debido a la mayor radiación por unidad de superficie y el aire
fluye hacia arriba (vientos anabáticos o brisa de valle)
Por la noche se invierten las condiciones de temperaturas
relativas entre la parte alta de la montaña y el valle y se
produce un viento que fluye, ladera abajo (viento catabático o
brisa de montaña)
5
Efecto de la inclinación
de la radiación
2.0
1.5
1.
5
Tl > Tv
Brisa de Valle
6
7
Viento orográfico: efecto Bernoulli
Cuando una corriente de aire se encuentra con una orografía
que canaliza el flujo de aire en una dirección, casos: valle del
Ebro, estrecho de Gibraltar, ....
Los vientos predominantes tiene siempre la misma dirección
y su velocidad aumenta, según el teorema de Bernoulli.
Explicación de la ley de la continuidad
Ley de continuidad
SA * vA = SB * vB
Como SA > SB ,
vA < vB
La velocidad es mayor en el estrechamiento
A
S2
v2
B
S1
v1
8
Viento Föehn
También llamado efecto Föehn, se produce cuando una masa
de aire se ve obligada a superar una montaña y sus efectos son
tanto mayores cuanto mayor sea la altura de la montaña.
La masa de aire pierde humedad en su recorrido y cuando
alcanza el pie de la montaña la parte de sotavento, es un aire
seco y cálido.
(recordar valores de γ y Γ)
Puede producir aludes e influye en el carácter de las personas.
9
Viento (III)
Turbulencia
Contenido
•
•
•
•
•
•
•
Introducción.
Viento térmico
Turbulencia mecánica.
Ondas en la atmósfera
Turbulencia orográfica: ondas de montaña.
Turbulencia térmica.
Convergencia y divergencia.
1
Viento térmico
2
Si el perfil térmico de la atmósfera es estable el
penacho de contaminación dispersa lentamente en
forma "tubular".
Si el perfil térmico es neutro el penacho dispersa
en forma "cónica".
3
Si el perfil térmico es inestable el penacho
dispersa en forma "serpenteante".
Introducción
⌦El movimiento turbulento de un fluido (aire)
comienza a partir de cierta velocidad del movimiento y
da lugar a la aparición de remolinos (cambios bruscos
en la velocidad horizontal y/o vertical)
⌦Es cualquier desviación entre el viento real y el
campo de vientos
⌦Clasificación de la turbulencia por el área que
abarca:
⌦Gran escala, corriente en chorro (3.000 km). Escala
media, frentes y ondas de montaña (100 km). Pequeña
escala (1000m) y micro escala (100m).
⌦Definición de racha
4
⌦Los remolinos que produce la turbulencia en vuelo, pueden
afectar a la estructura del avión, especialmente si se produce el efecto
de resonancia mecánica, que se produce si la frecuencia de las
perturbaciones originadas por la turbulencia, coincide con la
frecuencia propia de vibración de la estructura de la aeronave.
⌦Las ascendencias y descendencias de los remolinos de la zona
turbulenta, varían continuamente las cargas de los planos.
⌦Es conveniente disminuir la velocidad.
⌦Clasificación de la turbulencia por el factor de carga (n = L/W):
⌦Turbulencia ligera 5kt≤ v ≤ 15kt
⌦Turbulencia moderada 15kt≤ v ≤ 25kt
L:Sustentación
⌦Turbulencia fuerte v> 25 kt
⌦Turbulencia extrema
W:Peso del avión
5
Turbulencia mecánica
⌦Es la ocasionada por el rozamiento del aire con el suelo.
⌦Este rozamiento da lugar a una capa turbulenta de
unos 1.000 m.
⌦Las mayores turbulencias se producen a sotavento de
los obstáculos
6
Ondas de la atmósfera
Ondas largas: Anticiclones y Borrascas
Ondas Cortas:
Ondas de gravedad (olas del mar)
♠ Ondas de montaña
Ondas de gravedad – cizalladura
♠ Además se necesita un gradiente de
temperatura y densidad.
Ondas de cizalladura
♠ Discontinuidad en el campo de viento
Turbulencia orográfica: onda de
montaña
⌦Se produce con viento perpendicular a un sistema
montañoso, en las siguientes condiciones
⌦Viento a nivel de la cima > 15 kt. (75 - 150 kt a nivel
troposfera)
⌦Marcada inversión de temperatura cerca de la cima.
7
8
Características O.M.
•
•
•
•
•
•
•
Se propaga corriente abajo.
Se debilita 3 km por encima de montaña.
La máxima perturbación hasta 7 km.
λ perpendicular o hacia la izquierda.
Si el aire es muy seco, faltan las nubes.
Zonas de turbulencia: baja, intermedia y alta
Clasificación respecto a la nubosidad: oculta,
normal o invisible.
• Vuelo en O.M.
9
Turbulencia térmica
Con aire inestable se producen
corrientes
convectivas
ascendentes, compensadas con
otras descendentes.
Formas
térmica:
de
inestabilidad
Calentamiento de las capas
bajas de la atmósfera.
Enfriamiento de las capas
superiores de la atmósfera.
La
turbulencia
disminuye por la noche.
térmica
La turbulencia térmica es
aprovechada por los planeadores.
Convergencia y divergencia
Los movimientos verticales del aire están relacionados
con la convergencia o divergencia del movimiento de las
masas de aire.
Convergencia y divergencia de un campo de vientos.
Convergencia y divergencia en superficie y en altura,
su relación con el tiempo.
Ascendencias, si: Convergencia
divergencia en altura.
en
superficie
y
Descendencias, si: Divergencia
convergencia en altura
en
superficie
y
10
Divg.
Conv.
Conv.
Divg.
Inestabilidad
Estabilidad
11
Viento (IV)
Viento en niveles altos: Corriente en
chorro y TAC
Contenido
• Introducción.
• Origen de la corriente en chorro y condiciones
que la favorecen.
• Estructura general.
• Clasificación de las corrientes.
• Fenómenos relacionados.
• Reconocimiento del chorro.
• T.A.C.
1
Introducción
4Descubrimiento en la 2ª Guerra Mundial, cuando los
bombarderos americanos, volando a 11.000 m, hacia el
W, apenas podían avanzar.
4El chorro es una fuerte y estrecha corriente de aire,
con una fuerte cizalladura horizontal y vertical. Tiene
una longitud de miles de kms, una anchura de cientos de
kms y un espesor de varios kms.
4La corriente en chorro va ligada a variaciones
importantes en la velocidad del viento, que constituye la
cizalladura.
4CV (4 –7 kt/1000ft), CH (10 kt / 60 NM), V > 60 kt
Origen de la corriente en chorro
4Teoría de Nammias y Clapp.
4Es la unión de zonas de confluencia y cierto gradiente de
temperatura, lo que trae consigo un aumento del viento a nivel de
tropopausa.
4Es a nivel de la tropopausa, donde se cumplen las condiciones de
Nammias y Clapp y donde se establece una fuerte cizalladura
vertical.
4Def. Es una corriente rápida de vientos del oeste en altura; da
la vuelta al planeta en ambos hemisferios. Tiene una velocidad
mínima de 120 Km/h, posee una forma tubular, achatada y es
casi horizontal, se presenta en la atmósfera superior, con una
longitud de varios miles de kilómetros, algunos cientos de
anchura y un espesor del orden de tres km.
2
Estructura general
4La corriente en chorro, se ve claramente en las
topografías próximas a la tropopausa, 300 mb.
4Se representa por una serie de isolíneas de igual
velocidad, llamadas isotacas, dibujadas de 20 en 20 kt o de
25 en 25 kt., rodeando una flecha negra que corresponde
al centro del chorro.
3
4
Clasificación de las corrientes en
chorro
• Chorro polar
• Chorro subtropical
• Chorro ecuatorial
Chorro polar
5
Chorro subtropical
¾Vientos del W que alcanzan su máxima intensidad a los
200 mb, debido a que la Tropopausa tropical está más alta.
¾Es más estable que el chorro polar
6
Chorro ecuatorial
Vientos medios (entre 300 hPa y 200 hPa)
Esta disposición general de vientos se mueve 15º al sur en Enero y
15º al norte en Julio
7
Fenómenos relacionados con la corriente en
chorro
Posición
ideal para el
vuelo, en las
proximidades
del chorro
Reconocimiento del chorro
•Nubosidad.
•Cirros
•Bandas cruzadas de cirros a la derecha de la corriente.
•Temperatura.
8
9
10
T.A.C.
Turbulencia en SKC, en niveles próximos a la troposfera.
T.A.C debida a:
•La corriente en chorro: curvatura de la corriente
•Cizalladura vertical del viento
•Onda de montaña
•Tropopausa
11
T.A.C. y corriente en chorro
El 64% de las observaciones de turbulencia moderada o
fuerte se producen cerca del chorro y es más importante a la
izquierda por la mayor cizalladura horizontal.
12
Cizalladura vertical y horizontal
4Cizalladura vertical del viento, es la variación de
velocidad del viento cada 1.000 ft. Si en 5.000 ft, Δv = 20kt,
Cv = 4 kt
4Cizalladura horizontal del viento es la variación del viento
cada 60 NM. Luego dada la variación de velocidad entre dos
puntos y su distancia en NM, deducimos la cizalladura
horizontal de la velocidad del viento, entre ellos.
Cizalladura vertical
100
0
Cizalladura
horizontal
60 NM
13
TAC en curvaturas
¾TAC al norte de la baja
¾TAC delante de la vaguada
¾TAC detrás de la dorsal
¾TAC sobre la dorsal
¾TAZ intensa en la confluencia de dos chorros
T.A.C. y onda de montaña
Recordar las condiciones para la formación de onda de
montaña
En la zona de la inversión de temperatura suele haber fuerte
cizalladura vertical, que en algunos casos pueden romper la
estabilidad de la capa, dando lugar a zonas de T.A.C.
Si la onda de montaña viene asociada a una fuerte corriente en
chorro, la turbulencia puede ser fuerte o extrema en la alta
troposfera.
Reglas para el piloto
14
Visibilidad: Nieblas
Contenido
• Curva de condensación
• Influencia de las inversiones en la
formación de las nieblas
• Tipos de niebla
• Meteoros de disminución de la visibilidad
1
E(t)
(e,t)
Inversiones
¾Las inversiones de temperatura pueden ocurrir en
cualquier estrato. Corresponden a una capa de gran
estabilidad.
¾Las más conocidas:
¾Inversión de tierra.
¾Inversión de subsidencia.
¾Inversión del alisio.
2
Tipos de niebla
•
•
•
•
•
Irradiación.
Advección y evaporación.
Prefrontal.
Orográficas.
Nieblas heladas.
3
Las nieblas de irradiación
™Se debe al enfriamiento nocturno. Exige:
™Gran humedad
™Vientos flojos o en calma
™Gran estabilidad (inversión térmica)
™Todo esto se da en los anticiclones continentales de
invierno.
4
Nieblas de advección
™Por enfriamiento de una masa cálida y húmeda al pasar
por un suelo frío.
™Necesitan un viento de cierta persistencia y velocidad, lo
que las diferencia con las nieblas de irradiación.
™Pueden darse en cualquier hora del día.
™Requieren una mínima turbulencia que favorezca el
descenso de temperatura del estrato.
™Suele alcanzar mayor extensión y espesor que las nieblas
de irradiación.
™Nieblas de evaporación. Aire frío sobre una capa de aire
cálido. Son inestables. Nieblas humeantes.
5
Nieblas prefrontales
™Gotas que caen en un aire más frío.
™Pueden ser de carácter menos local y más espesas que las
de irradiación.
™La evaporación de las gotas disminuye la temperatura de
la masa fría.
™Se producen fundamentalmente delante de los frentes
cálidos. Estas nieblas o estratos prefrontales, se mueven
delante del frente.
6
Nieblas orográficas o de montaña
™Se producen en una masa de aire que sube deslizándose
a lo largo de una pendiente
™Es necesario que la masa sea muy húmeda y que tenga
una estratificación muy estable.
™Generalmente es de gran espesor.
™Se produce con los vientos anabáticos, nunca con los
catabáticos, por el aumento de temperatura.
7
Nieblas heladas
™Se llaman también cenceñadas, aunque este nombre
corresponde a los depósitos de hielo que pueden formar.
™Tienen lugar en invierno, con temperaturas < 0º C.
™Podemos tener gotas de agua subfundida, que se
congelaran en el choque contra los obstáculos (depósitos de
hielo).
™Según la velocidad del viento, se produce la cenceñada
blanda o dura.
8
Fenómenos con poca visibilidad
•
•
•
•
Nieblas
Neblinas
Calima
Humos
fg
br
hz
fu
9
Todos los fenómenos de disminución de visibilidad: niebla,
neblina, humo, calima o cenizas volcánicas, difieren en la
visibilidad horizontal o en la causa que origina esa
disminución de la visibilidad (agua o polvo)
10
11
Nubes
TCu
Contenido
• Formación y disipación de las nubes
• Clasificación de las nubes
• Tipos de nubes: características y
descripción.
• Condiciones de vuelo en cada tipo de nubes.
1
2
Procesos de formación y disipación
de las nubes
¾La curva de saturación del vapor de agua, explica estos
procesos.
¾Generalmente, el enfriamiento es por ascenso y el
calentamiento por descenso de la masa de aire.
¾Ascensos: turbulencia térmica o mecánica, ascensos
(frentes o montañas) y convergencia en superficie
(borrascas).
¾Descensos: orografía y
subsidencia (anticiclones).
divergencia
en
Divg.
Conv.
Conv.
Divg.
Inestabilidad
Estabilidad
superficie:
3
Clasificación de las nubes
•
•
•
•
•
•
Altas (Cirros) - 20.000 ft Ci, Cs, Cc
Medias (Altostratos) - 8.000 ft As, Ac
Bajas (Estratos) - 2.000 ft
St, Sc
Nimbostratos (baja y media)
Ns
De desarrollo vertical - 3.000 - 4.000 ft
Cu, Tcu y Cb
ÄCirros, nubes de hielo, color blanco, no precipitaciones,
preceden a los frentes cálidos. Forman halo.
ÄAltocúmulos, cielo aborregado.
ÄEstratos. Capa uniforme, similar a la niebla.
ÄNimbostratos. Nubes de lluvia. Oscuras. En ocasiones
presentan zonas de turbulencia. Tienen gran espesor, puesto
que van del nivel de las nubes bajas hasta el techo de las
nubes medias.
ÄCúmulos. Son nubes de desarrollo vertical, con corrientes
ascendentes y descendentes en su interior, tanto más fuertes
cuanto mayor sea su desarrollo, que puede terminar en Cb.
4
Ci
5
Sc
Ns
6
TCu
TCu
Cb
7
Yunque
Cb
Cb
Ac
Tipos de nubes
¬Orográficas. Con estabilidad (inversión) en la cima o
inestabilidad
¬De turbulencia. En general St o Sc. Al orto. Están
limitadas por la inversión. Locales.
¬Convectivas. Cu, TCu y Cb. Si no hay inestabilidad en las
capas superiores de la atmósfera, terminan estratificándose.
La inestabilidad requiere diferencia de temperatura
(enfriamiento en capas altas o calentamiento en capas
bajas) y humedad del aire en capas bajas. Mayor desarrollo
cuanto mayor sea el espesor de la capa inestable.
8
TD
T
Tdisparo
De advección. St. Similar al caso de las nieblas.
Frontales. De tipo estratiforme en el Frente Cálido, y
de tipo Cu en el Frente Frío.
9
Condiciones de vuelo en nubes
Cirros su mayor importancia está en denunciar la
proximidad de un frente, corriente en chorro o Cb.
Ac. No suelen dar problemas.
As. Suelen acompañar a un frente cálido y engelamiento
débil.
Ns. Pueden producir engelamiento y turbulencia.
St. Su mayor peligro la proximidad al suelo.
Sc. Pueden tener engelamiento y turbulencia débil.
Cu. El engelamiento puede ser fuerte en zonas de
montañas. Se debe rodearlos o pasarlos a la máxima
altura posible, salvo que haya margen por debajo.
10
Precipitaciones
Contenido
• Definición
y
desarrollo
de
las
precipitaciones
• Modelos conceptuales de la precipitación
• Tipo de precipitaciones por la temperatura
de la nube
• Tipos de precipitaciones por el origen
(forma de generarse la nube)
• Efectos de las precipitaciones en el vuelo
1
Desarrollo de las precipitaciones
9Agua en subfusión o superenfriada.
9Tensión superficial: Las superficies de los líquidos
tienden a contraerse (Hg).
Para condensar el agua
sería necesario alcanzar h > 100.
9Nucleación homogénea (gotitas) y heterogénea
(partículas).
9Acciones de los núcleos de condensación: volumen,
eléctricas e higroscópicas.
2
Nubes consisten en gotas de agua de 0,02 mm de diámetro.
Teoría de Bergeron: En niveles altos de la nube, algunas gotas
de agua se solidifican y crecen por sublimación de vapor de
agua y colisión con gotas de agua superenfriadas. Las gotas
congeladas será más pesadas que las gotas de vapor existentes
y caerán al fondo de la nube. Será nieve o agua dependiendo
de su temperatura
Teoría de la coalescencia: Asume la presencia de gotas con
un tamaño determinado, de forma que las más pequeñas se
van uniendo a las más grandes en su caída, hasta la lluvia o
llovizna. (Nubes cálidas)
3
Tipos de nubes
¾Nubes frías. Temperatura < 0º C en toda o parte.
¾Cristales de hielo (núcleos de sublimación), agua y agua
subfundida. Precipitación sólida o líquida.
¾Nubes calientes. Temperatura > 0º C en toda la nube.
¾Fundamentalmente en los trópicos.
¾Tienen gotas “gigantes” que al caer aumentan más su
tamaño dando lugar a +shra
Tipos de precipitaciones
• Sólidas
– Granizo
• Menudo gs
• Grueso gr
– Nieve
sn
• Líquidas
– Llovizna
dz
– Lluvia
ra
– Chubasco
shra
Granizo: 5 a 50 mm (Colisión con
gotas superenfriadas)...
Nieve: Desde 1mm a 2-5 mm
Llovizna: 0,2 a 0,5 mm
visibilidad: 500 a 3000 m
Lluvia: 0,5 a 5,5 mm visibilidad:
3000 a 5500 m
4
FORZAMIENTO FRONTAL
Las bajas o borrascas generan, en su dinámica, estrechas zonas de
contacto entre masas de aire de distintas características, que se
denominan frentes o fronteras. En estas zonas se producen circulaciones
atmosféricas directas con componente ascendente que pueden producir
precipitaciones. El forzamiento frontal aparece pues asociado a los tipos
con bajas dinámicas. Aunque la posición del frente no es determinable en
los tipos de la clasificación (como configuraciones promediadas que son),
sí puede aceptarse que, estadísticamente, los frentes "barren" la zona de
flujo ciclónico, del suroeste al este de la baja en superficie. Además, la
dirección de incidencia del frente (de gran importancia en la determinación
del forzamiento orográfico) coincide aproximadamente con la del flujo
geostrófico superficial.
Genéricamente, este forzamiento frontal debería incluirse entre los
denominados forzamientos dinámicos, generados directamente por la
dinámica atmosférica (a diferencia de los forzamientos topográfico y
térmico, en los que la superficie terrestre protagoniza directamente su
génesis). Los sistemas frontales están asociados a los chorros de la alta
troposfera. En lo sucesivo no se hará referencia al carácter dinámico del
forzamiento frontal. La denominación "forzamiento dinámico" se reservará
al forzamiento dinámico cuasigeostrófico que se explica posteriormente.
5
Precipitación frontales
6
FORZAMIENTO TOPOGRAFICO
Cuando un flujo superficial encuentra en su camino un obstáculo, tiende a
rodearlo o a fluir por encima. Si esto último ocurre, el ascenso forzado que
sufre la masa de aire puede provocar condensación y precipitación en la
ladera de barlovento. A sotavento, el aire desciende, y sufre un fuerte
calentamiento, alcanzándose a las mismas cotas mayor temperatura que
en la ladera de barlovento, debido al calor de condensación liberado en el
ascenso. Además, la humedad absoluta también es menor que a
barlovento, por la descarga de agua sufrida. Por tanto, la humedad relativa
desciende bruscamente, y en general, desaparecen las precipitaciones. Es
el denominado efecto Föehn.
Cuando el flujo presenta actividad frontal, el efecto de la topografía se
multiplica. Por un lado, el obstáculo topográfico ralentiza el paso del frente,
con lo que las precipitaciones en la vertiente de barlovento se
incrementan. Por otro, la descarga de precipitación hace que la humedad
absoluta de la masa disminuya, con lo que el frente presenta a sotavento
menor actividad.
Por todo ello, en flujos superficiales con componente perpendicular al eje
de una cordillera, las precipitaciones van a acusar los efectos de este
forzamiento topográfico presentando máximos en las vertientes de
barlovento y mínimos a sotavento.
7
FORZAMIENTO DINAMICO (CUASIGEOSTROFICO)
Los vientos en superficie presentan casi siempre velocidades mucho
menores que en 500 hPa, por lo que las advecciones que ocasionan
resultan despreciables frente a las de los vientos de atmósfera libre. Es por
ello que en lo sucesivo sólo se atenderá al campo de 500 hPa para
determinar este forzamiento dinámico, que será positivo (ascensos,
precipitaciones) a la salida de las vaguadas, y negativo (subsidencias, no
precipitaciones) a la salida de las dorsales.
En las situaciones frontales, es generalizada la presencia de vaguadas en
altura al oeste de la baja superficial, coherentemente con el modelo
cuasigeostrófico para ondas en desarrollo. Esto produce un forzamiento
dinámico cuasigeostrófico sobre la zona frontal, que favorece los ascensos,
y
por
tanto la actividad del frente. Sin embargo, en los tipos claramente frontales
se prescindirá de hacer hincapié en la influencia de este forzamiento
dinámico, porque la mera dirección de incidencia del frente, unida a la
orografía, permiten explicar perfectamente el patrón de precipitaciones.
FORZAMIENTO TERMICO
En épocas de fuerte insolación, el calentamiento diferencial de la
superficie terrestre puede provocar ascensos incipientes de masas
superficiales de aire. La evolución posterior de esas masas, en
condiciones
de baja estabilidad de la atmósfera, puede generar desarrollos
convectivos que produzcan precipitaciones.
8
Precipitación convectiva
Provienen de los: Cu, Tcu y Cb.
Cu humilis nunca dan precipitación
Tcu, pueden empezar a dar precipitaciones a los 3.000 m.
Cb:
Lluvia si las ascendencias no son fuertes, pueden verse virgas.
Si las fuertes ascendencias superan los 0º C, se forma el
granizo
Las precipitaciones de las nubes convectivas shra
Ns
Virga
9
Efectos de las precipitaciones en el
vuelo
¾Efectos de la lluvia
¾Efectos del granizo y pedrisco
¾Efectos de la nieve
10
Masas de aire
Contenido
• Introducción: meteorología sinóptica
• Definición.
• Origen o zonas manantiales de las masas de
aire: evolución.
• Clasificación de las masas de aire.
• Factores que modifican las características
de las masas de aire.
1
Definición
¾Masa de aire es una gran porción de la atmósfera
(troposfera) de características uniformes, (temperatura,
humedad,
densidad,
gradiente
térmico
vertical,
visibilidad,....).
¾Extensión horizontal > 1.000 millas .
¾El sentido de uniformidad, significa que las variaciones
son mucho menores que las que se dan, en la misma
distancia, al pasar a masas adyacentes.
Origen y evolución
¾Las grandes zonas del planeta donde el aire puede
permanecer largo tiempo, en condiciones de gran
estabilidad y clima uniforme, cuya área supera los 3*106
km2, constituyen las regiones manantiales.
¾Grandes anticiclones casi estacionarios, subtropicales,
polares o continentales de invierno.
¾El movimiento de la masa de aire (trayectoria) es su
recorrido. Ej.: Masa continental sobre el mar o marítima
sobre el continente en invierno y verano.
¾La modificación de sus variables constituye su evolución
y dependerá de su recorrido.
2
Evoluciones según recorrido
Estación
Masa de aire
Recorrido
Evolución
Invierno
Continental
Mar
Inestable
Invierno
Marítima
Verano
Continental
Mar
Estable
Verano
Marítima
Continente
Inestable
Continente
Estable
Evolución según naturaleza del terreno:
Föehn
Ascensión forzada
Inversión por enfriamiento del suelo
Sobrecalentamiento
3
Clasificación de las masas de aire
• Artica (A): mA y cA.
• Polar (P)
– Polar Fría (PF): mPF y cPF.
– Polar Cálida (PC): mPC y cPC.
• Tropical (T): mT y cT.
• Mediterránea (M).
4
5
6
7
Masa de aire mediterráneo
Mecanismos causantes de las
modificaciones
¾Calentamiento por debajo: inestabilidad
¾Enfriamiento por debajo: Inversión de temperatura.
¾Aumento de evaporación, con el aumento de humedad.
¾Aumento o disminución
condensación o evaporación.
del
calor
latente,
por
¾Mezcla turbulenta.
¾Ascenso cadena montañosa.
8
Frentes
1
2
Contenido
• Superficie frontal: definición
• Frente polar, Frente ártico, frente
mediterráneo e ITCZ.
• Clasificación
• Frente frío y frente cálido: nubes asociadas
• Oclusiones
• Condiciones de vuelo en los frentes
3
Superficie frontal
S. F.:Límite de separación de dos masa de aire (500 m)
Frente: intersección con el suelo
Origen: Encuentro de dos masas de aire de diferentes
características (temperatura)
Sentido de masa fría y cálida.
Frente Polar
¾Corresponde a la superficie de separación de la masa de
aire polar y tropical.
¾Desde 35 ºN hasta 65 ºN
¾Teoría de Bjerknes
Frente Ártico
¾Corresponde a la superficie de separación de la masa de
aire polar y el ártico.
¾Se mueve por latitudes más altas que el frente polar
4
Frente Mediterráneo
¾Corresponde a la superficie de separación de la masa de
aire polar continental o marítimo desde Europa y la massa
de aire tropical continental del norte de Africa.
¾Se extiende de oeste a este a través del Mediterráneo.
Desaparece en verano
Zona de convergencia intertropical
(ITCZ)
5
Frentes en Enero
Frentes en Julio
1
4
2
3
6
Chubascos
Lluvia
Llovizna
Lluvia
s. cálido
Clasificación de los frentes
•
•
•
•
•
Cálido
Frío
Oclusión cálida
Oclusión fría
Estacionario
7
Frente cálido
La masa cálida avanza sobre la fría remontando la
superficie frontal.
Al ascender el aire formará nubes, generalmente, de tipo
estratiforme.
Al paso del frente cálido, sube la temperatura
Representación:
8
Frente frío
La masa fría avanza hacia la cálida.
La distinta inclinación por la diferente densidad.
Las nubes de desarrollo vertical.
El descenso de temperatura y el cambio de viento son unas
de sus características.
Representación:
9
Precipitación frontal
10
Amplio cinturón de
lluvia de tipo estable
Cs
Cb
As
Aire cálido
Aire frío
Ns
Aire cálido
Aire más frío
O. Cálida
Cb
Ac
Cs
Ns
Aire más frío
Aire frío
O. Fría
Frente estacionario
La dirección de los vientos coincide con la línea del frente
Su recorrido puede bloquearse por un anticiclón
11
Vuelo en frentes
Aviones de reacción y convencionales
F. Cálido: Mala visibilidad y nubes bajas. Mejores
alternativos detrás del frente frío.
Engelamiento frecuente en nimbostratos. Volar alto y
nunca paralelos.
F. Frío: Se deben atravesar perpendicularmente. Las
intensidades pueden reducir la visibilidad a cero.
Importancia de la primera racha y granizo, turbulencia y
engelamiento de los Cb.
12
Vuelo en frentes
Si la base de los Cb está por encima del nivel mínimo de
seguridad, se puede intentar pasar por debajo, pero suele
ser más aconsejable volar lo más alto posible y aguantar las
condiciones desfavorables tratando de cruzarlos lo antes
posible.
Oclusiones: Características de frente cálido y frente frío,
perdiendo actividad al envejecer.
13
Sistemas de presión: Anticiclones
Contenido
• Movimientos de los sistemas de presión:
isalobaras
• Efectos de las cordilleras en los frentes
• Generalidades
• Anticiclones calientes
• Anticiclones fríos
– Estacionarios
– Dinámicos
• Dorsales, situación omega
1
Tendencia barométrica
Representa la tendencia de la presión en las pasadas
horas, de forma que podamos extrapolar la trayectoria del
sistema de presión.
Efectos de las cordilleras en los
frentes
Cuando un frente frío o uno cálido, en su movimiento, se
encuentran un sistema montañoso, su comportamiento es
diferente.
El frente frío da lugar a precipitaciones, que pueden ser
intensas, primero a barlovento y luego a sotavento, al pasar
la línea del frente la cima de las montañas.
El frente cálido, por su distinta inclinación, generalmente,
forma un frente cálido en altura, ampliandose la zona de
nubosidad y precipitaciones a sotavento de la cadena
montañosa.
2
3
Generalidades
¾Los anticiclones suelen comprender extensas áreas, con
presiones en el centro, alrededor de los 1.040 mb.
¾El viento en la zonas centrales es flojo, aumentando en
los puntos donde aumenta el gradiente horizontal de
presión.
¾Una de las
subsidencia.
características
más
importantes,
la
T
A
B
4
Anticiclones calientes
9Están formados por aire caliente.
9Estacionarios. Son de grandes dimensiones. En contra de
lo que pudiese parecer, en verano, se forman sobre el mar.
9Dinámicos. Provienen de un anticiclón estacionario. No
son de gran extensión y se mueven por las corrientes en
altura.
9Tanto en unos como en otros, la nubosidad es escasa o
nula, los vientos suelen ser flojos y favorecen la formación
de nieblas.
5
Anticiclones fríos
ƒPueden ser también estacionarios y dinámicos.
ƒSe forman en invierno sobre los continentes.
ƒUno de los más importantes, el Eurasiático.
ƒPueden dar lugar a cencellada. Las nieblas de
irradiación suelen durar más tiempo que los anticiclones
cálidos.
ƒAnticlón frío dinámico esta formado por cuñas
6
Situación Omega
7
B
A
A
B
8
Sistemas de presión: Depresiones no
frontales
Contenido
•
•
•
•
•
Gota fría: DANA
Depresión térmica
Borrasca orográfica
Ciclones tropicales
Tornado y tromba marina
1
Gota fría (DANA)
⇒Se caracteriza por su pequeño tamaño, comparado con
las borrascas normales, su baja temperatura en el centro,
el movimiento errático en el estado final, los violentos
fenómenos que le acompañan (CTu o Cb, tormentas o
chubascos intensos,...).
⇒Cuando aparecen en el mapa de superficie se denomina
borrasca fría (aislada o polar)
⇒Los vientos de componente S, son más fuertes que los de
componente N, lo que favorece la formación.
"Una depresión cerrada en altura que se
ha aislado y separado completamente de la
circulación asociada al chorro, y que se
mueve independientemente de tal flujo
llegando, a veces, a ser estacionaria o,
incluso, retrograda (su desplazamiento es,
en estos casos, de dirección este-oeste)".
2
3
Condiciones de vuelo en G. Fría
⇒Cb embebidos en nubes estratiformes, visibles con el
radar de abordo o el tormentoscopio.
⇒Puede haber engelamiento fuerte.
⇒La máxima inestabilidad corresponde a las zonas
montañosas.
⇒Pueden generar onda de montaña a Sotavento.
⇒Para el aterrizaje, los mejores alternativos están detrás
de la gota, con vientos de componente N
4
Borrasca térmica
⇒Fenómeno “inverso” de la gota fría.
⇒Se forma exclusivamente en verano.
⇒Afecta a las capas superficiales. Al aumentar la
temperatura, notablemente, disminuye la densidad, la
presión y se forma una borrasca sin frentes, que no da
nubosidad, ni precipitaciones.
5
Condiciones de vuelo
⇒Turbulencias, más acusadas en las zonas montañosas
y a partir del mediodía.
⇒El vuelo no reviste caracteres de peligrosidad y es
muy utilizado en el vuelo a vela, pero puede resultar
incomodo para el pasaje.
⇒La visibilidad, será más o menos buena en función de
las ascendencias que se produzcan.
⇒En alguna zona montañosa aislada pueden formarse
nubes de desarrollo vertical si las condiciones de
humedad en las capas bajas los favorecen
Borrascas orográficas
⇒Se forma a sotavento de las altas montañas con viento
perpendicular a las mismas.
⇒El tiempo es despejado, ya que el viento Föehn, disipa la
nubosidad.
6
Ciclón tropical o huracán
⇒Borrasca formada en los mares tropicales, con vientos >65kt, en el
centro y diámetro entre 80 y 400 km.
⇒Suelen producirse entre los meses de agosto y octubre.
⇒Llega hasta la Tropopausa y se pueden considerar tres capas.
⇒- Capa de entrada, hasta 10.000 ft. Viento hacia el centro y más
intenso, a la dcha. Según el movimiento.
⇒- Capa de ascenso. De 10.000 a 20.000 ft. El viento asciende. Zona de
nubosidad y chubascos intensos.
⇒- Capa de salida. Desde los 20.000 ft hasta la tropopausa.
⇒Fuera del centro del ciclón el aire se desploma, según la siguiente
imagen.
7
8
Características de los ciclones
• Temperatura elevada
• Origen y desarrollo
–
–
–
–
Existencia de una perturbación inicial
2*Ω*senϕ > valor mínimo
Temperatura del agua > 28º C
Cizalladura vertical del viento pequeña
• Velocidad. Primero del E y después del S.
• El ciclón pierde actividad al adentrarse en
tierra
Tornados y trombas marinas
⇒Aunque uno y otro representan unos fenómenos
extremadamente violentos, por su corta vida, su pequeño
diámetro (250 m) y su visibilidad por el polvo (tornados)
o la columna de agua (tromba marina).
⇒La presión en el centro, unos 25 mb menor que en la
periferia y los vientos superiores a los 200 kt., son unas de
sus principales características.
⇒Mientras que los tornados, parten de la base de un Cb,
las trombas marinas, pueden producirse sin la existencia
de Cb.
9
10
11
Engelamiento
Contenido
•
•
•
•
•
•
•
Definición, subfusión
Factores de hielo durante el vuelo
Clases de engelamiento
Condiciones de vuelo en nubes engelantes
Efectos orográficos
Isocero
Idea sobre el comportamiento del avión al
producirse engelamiento
1
Factores de hielo durante el vuelo
ÄFactores meteorológicos comprenden:
BEl contenido de agua subfundida en el aire
BEl contenido de cristales de hielo en el aire
BLa temperatura y la humedad
BLa distribución por tamaños de gotitas y cristales
ÄFactores aerodinámicos:
BLa eficiencia de la aeronave
BLa velocidad de la aeronave
BLa temperatura de la superficie de la aeronave
2
Resumiendo
ÄFactores físicos del engelamiento:
BTemperatura entre 0ºC y –20ºC (límite –40ºC)
BEl contenido de agua líquida
BTamaño de las gotas (afecta a la velocidad de
engelamiento)
BEficiencia de captura
BCalentamiento aerodinámico
BCondiciones básicas para la formación de engelamiento:
BTsfc del avión < 0ºC
BEn la ruta haya gotitas de agua líquida subfundida
Clases de engelamiento
⇒Hielo granular: Opaco, blanco y de estructura fibrosa.
No pesa y se adhiere poco. Cuando el avión choca con
pequeñas gotas superenfríadas. T < -8º hasta -20º C.
⇒Hielo claro: Es el más peligroso. Denso, transparente y
cristalino. Se desprende con dificultad. Lo producen
grandes gotas superenfríadas. T entre 0 y –10ºC. Se forma
en general entre 0º y -1º C.
⇒Nieve: Si es seca no se adhiere, pero si, si está húmeda
(gotas de agua subfundida + cristales de hielo)
⇒Escarcha: En invierno, al bajar la temperatura
superficial de 0º C, el vapor se sublima. Lo que origina
depósitos de hielo muy frágiles.
3
Lluvia helada
⇒Se produce esta clase de engelamiento al volar un avión
por debajo de nubes, cuando se produce una precipitación
con temperatura de las gotas de agua próxima a los 0º C,
volando en una zona de temperatura < 0º C.
⇒Da lugar a la formación de hielo claro
Eliminación del calor latente
⇒Recordar calor de condensación (-80 cal/g)
⇒La única forma de disipar este calor es por evaporación
(540 cal/g) de parte del agua.
⇒La evaporación de 1/8 de agua líquida, consume el calor
de congelación de los 7/8 restantes. La rápida evaporación
está favorecida por la fuerte ventilación.
⇒Si t=0º C, el engelamiento es máximo en los bordes de la
nube, donde la humedad disminuye.
⇒El engelamiento es máximo entre 0º y -8º C y el avión se
mantiene a 0º C, mientras las gotas se congelan.
4
Razón de engelamiento y
condiciones de vuelo
⇒Es la cantidad de hielo que se forma por unidad de
tiempo. Puede ser: débil, moderado y fuerte.
⇒Engelamiento débil: se produce lentamente y tras muchos
minutos alcanza cierto espesor.
⇒Engelamiento moderado: En corto espacio se enturbian
los cristales de cabina. Acumulación de hielo de 5–50
mm/5min. Se puede perder el 15% de velocidad.
⇒Engelamiento fuerte. Acumulación instantánea de hielo.
Acumulación >50mm/5min. Fuerte pérdida de potencia. La
velocidad puede reducirse en un 25%.
5
Nubes engelantes, condiciones de vuelo
⇒Cu y Cb.- Puede haber engelamiento
especialmente en la mitad superior de los Tcu.
→Aconsejable, rodearlos. Los Tcu,
engelamiento más fuerte que los Cb.
fuerte,
pueden
dar
⇒Ns.- Engelamiento ligero, salvo en las proximidades de las
montañas. Debido a su extensión, puede haber importante
acumulación de hielo.
⇒St y Sc.- Puede ser moderado en el tope de la nube. Si cae
nieve de los St, no hay engelamiento (no hay agua)
⇒Ac.- Ordinariamente ligero y ocasionalmente moderado.
Se evita fácilmente cambiando de nivel de vuelo.
Nubes engelantes
⇒As.- No suelen producir engelamiento por estar formados
solo por cristales de hielo.
→Si hay As y Ac, el engelamiento puede ser ligero.
⇒Ci, Cs y Cc.- Raramente hay engelamiento
6
Efectos orográficos
⇒Los sistemas orográficos intensifican los efectos de
engelamiento.
⇒El engelamiento más fuerte se observa a barlovento de
las montañas y sobre las costas.
Isocero
⇒Altitud de la isoterma de 0º C.
⇒Una inversión de temperatura puede dar lugar a
varias isoceros.
⇒A veces puede localizarse con la ayuda del radar
♠Calentamiento del avión por velocidad
♠La operación aérea con hielo
7
Tormentas
Son exhalaciones de masas
aire húmedo en capas bajas
que ascienden a las capas
superiores
y
quedan
controladas por los fuertes
vientos
allí
existentes
(Aristóteles, 384 – 322 a.C.)
Contenido
•
•
•
•
Condiciones de formación
Estructura de una tormenta
Efectos del reventón descendente
Clasificación de las tormentas
– Frontales
– De masa de aire
• Vuelo a través de tormentas: radar y
tormentoscopio
1
Condiciones de formación
Aire inestable:
¾Aumento de temperatura en capas bajas
¾Enfriamiento en capas altas
¾Humedad en las capas bajas
Con estas condiciones se producen las nubes de desarrollo
vertical, que pueden dar lugar a precipitaciones en forma
de chubascos. Si van acompañadas de relámpagos, hay
tormenta y Cb.
Estructura de una tormenta
El Cb es la nube, típica, de tormenta.
En su parte baja anterior está una nube en forma de
torbellino, sumamente peligrosa por la turbulencia,
precipitaciones, en su parte inferior y corrientes
descendentes, como indica la figura 1.
El interior de la torre que forma el Cb, tiene fuertes
corrientes ascendentes y descendentes, lo que da lugar a
fuertes turbulencias y favorece el desarrollo del granizo.
2
Movimiento
Fig.-1
3
Estructura de una tormenta II
La fig. 2, muestra el desarrollo de un Cb.
A.- Estado de desarrollo. Todas las corrientes
ascendentes y particularmente intensas por encima de
0ºC.
B.- Estado de madurez. Las gotas o cristales de hielo no
pueden mantenerse y empiezan las precipitaciones, lo
que da lugar a corrientes descendentes, más fuertes por
debajo de los 0º C.
Primera racha
C.- Estado de disipación. Predominan las corrientes
descendentes. Las precipitaciones disminuyen.
4
Figura 2
5
Reventón descendente y expansivo
Corresponde a un modelo, Fujita, ligeramente distinto,
en el cual las corrientes verticales más fuertes se
originan en las capas más bajas, fig.3.
Los vientos fuertes a nivel del yunque y la acumulación
de aire por las corrientes ascendentes, producen una
fuerte corriente descendente, disparada hacia abajo, que
se extiende hacia fuera al llegar a a la superficie.
La velocidad vertical del reventón descendente es de
unos 11m/seg a 300 ft y 1.000 m las dimensiones
horizontales.
Fig. 3
6
Clasificación de las tormentas
• Tormentas frontales (cualquier hora)
– Frente frío
– Frente cálido (Cb entre Ns)
– Líneas de turbonada (barrera de Cb)
• Locales (De masas de aire)
– De origen térmico
• Terrestres (Convectivas, verano)
• Marítimas (Pf, sobre agua caliente, invierno)
– Orográficas
– Mezcla turbulenta
Vuelo a través de tormentas: Radar y
tormentoscopio
Turbulencia.
Las ascendencias y descendencias, en los Cb de f.f., pueden
sobrepasar los 30m/seg. Entre zonas de ascendencia y
descendencia hay zonas de transición. Se recomienda
disminuir la velocidad al atravesar estas zonas.
Precipitaciones.
La probabilidad de formarse granizo, es tanto más elevada
cuanto mayores sean las corrientes ascendentes. Las
dimensiones del granizo, pueden ser muy grandes y
ocasionar daños importantes, sobre todo si su velocidad es
elevada.
7
Estadísticamente se ha comprobado la existencia de 2 capas
con alto índice de daños por granizo: entre 1.200 y 3.600 m y
entre 5.800 y 9.500m. Las precipitaciones, se encuentran,
fundamentalmente, en las zonas de las corrientes
descendentes.
Fenómenos eléctricos
La figura 4 explica el desarrollo de la carga eléctrica en un
Cb, que da lugar a campos eléctricos de varios miles de
voltios por cm en el interior de la nube y que pueden dar
lugar a descargas eléctricas entre la tierra y la nube o entre
puntos de la nube.
La “Jaula de Faraday”, que constituye el avión, impide que el
pasaje sufra daños si la aeronave es alcanzada por un rayo.
No ocurre lo mismo con los equipos electrónicos que se ven
afectados por los campos eléctricos del Cb.
Fig. 4
8
9
10
Variación del viento con las tormentas.
Durante las tormentas, las ráfagas pueden alcanzar de 40 a
60 kt, originandose bruscos cambios de dirección.
En el caso de una tormenta de tipo convectivo, los cambios
de dirección son difíciles de prever.
Distinto es en el caso de una tormenta frontal
Vuelo en tormenta
Es fácil rodear las tormentas locales, pero no así las, frontales.
Si la base está bastante alta, se puede intentar pasar por
debajo, “volando, al menos, 1.000 m por encima de los
obstáculos más elevados.”
Si se trata de un frente frío es preferible, evitar pasar por
debajo.
Si hay que atravesar el frente frío, se debe de hacer como
indica la figura 5
Fig. 5
11
Radar y tormentoscopio
El radar nos permite conocer mejor la posición de los Cb,
teniendo en cuenta que el radar nos mide ecos reflejados
en las gotas y que en los Cb, se dan las precipitaciones más
intensas.
El tormentoscopio nos da la zona con descargas eléctricas.
12
13
METAR, SPECI
1
Luxemburgo
LELC
151000Z
San Javier
2
Unidades del viento
KMH, KT ó MPS
Si v > 100 kt (50MPS ó 200KMH), la intensidad del viento, será:
P99KT, P49MPS ó P199KMH
LELC 120800Z 340P99KT
Visibilidad
Dv:
N, NE, E, SE, S, SW, W, NW
3
Alcance visual en Pista
Valores de i: U, aumentando; N, sin cambios; D, disminuyendo
Fenómenos meteorológicos
observados
w’w’
4
NSC
5
APHPHPHPH
LEGT 070800Z 04001KT 0350 R25L/1500N
R25R/1100D R02/0300V400N FG VV/// 00/00
Q1038=
LESA
121100Z
33020G35KT
6000
+TSRAGR VCSN
FEW010 BKN015CB
OVC070 01/M01 A2965=
LERI 050930Z 150P99KT 9999 +PO NSC
19/08 Q1016=
6
7
8
USA
La visibilidad se mide en millas terrestres y/o fracciones de
milla.
El RVR, se cifra en pies, 1.000 a 6.000 ft.
RDRDR/VRVRVRVRFT
El viento del grupo dddff, corresponde a los 2 minutos que
preceden a la observación.
9
TREND y Clave TAF
ELEMENTO METEOROLÓGICO (CRITERIOS)
Viento en la superficie
a. Cuando la dirección media del viento en la superficie
haya cambiado en 60º o más, siendo la velocidad
media de 20 Km/h (10 kt) o más, antes y/o después del
cambio;
b. un cambio en la velocidad media del viento de 20 km/h
(10 kt) o más; y
c. cambios en el viento pasando por valores de
importancia para las operaciones. Los valores límite
deberían establecerse por la autoridad meteorológica en
consulta con la autoridad ATS competente y con los
explotadores interesados, teniéndose en cuenta los
cambios del viento que:
d. requerirían un cambio en las pistas en uso; e
e. indicarían que los componentes de cola y transversal
del viento en la pista cambiarán pasando por valores
que representan los límites normales de utilización,
correspondientes a las aeronaves que ordinariamente
realizan operaciones en el aeródromo.
1
Visibilidad
Cuando se prevea que la visibilidad mejore a, o pase
por uno o más de los siguientes valores, o cuando
se prevea que la visibilidad empeore y pase por
uno o más de los siguientes valores:
1. 150, 350, 600, 800, 1500 ó 3000 m
2. 5000 m, cuando haya una cantidad considerable de
vuelos que operen por las reglas de vuelo visual
Tiempo significativo
El TREND indicará el inicio, cese o cambio de intensidad previstos
de uno o más, hasta un máximo de tres, de los siguientes
fenómenos meteorológicos o una combinación de los mismos:
•precipitación engelante
•niebla engelante
•precipitación (incluyendo chubascos) moderada o fuerte
•ventisca baja de polvo, arena o nieve
•ventisca alta de polvo, arena o nieve (incluso tempestad de nieve)
•tempestad de polvo
•tempestad de arena
•tormenta (con o sin precipitación)
•turbonada
•nube(s) de embudo (tornado o tromba marina)
•otros fenómenos meteorológicos si se prevé que provocarán un
cambio significativo en la visibilidad.
La terminación prevista de estos fenómenos se indicará mediante
la abreviatura: NSW
2
Nubes
Cuando se prevea que la altura de la base de una capa de nubes de
extensión BKN u OVC aumente y cambie a, o pase por uno o
más de los siguientes valores, o cuando se prevea que dicha
altura descienda y pase por uno o más de los siguientes valores:
1. 30, 60, 150, 300 y 450 m (100, 200, 500, 1000 y 1500 ft);
Cuando se prevea que la altura de la base de una capa de nubes
descienda por debajo o suba por encima de 450 m (1500 ft), el
TREND indicará también los cambios en la cantidad de nubes:
1. de SKC, FEW o SCT aumentando a BKN u OVC; o
2. de BKN u OVC disminuyendo a SKC, FEW o SCT.
Cuando no se pronostiquen nubes cumulunimbus ni nubes por debajo
de 1500 m (5000 ft), o de la mayor altitud mínima de sector, de
ambos valores el mayor, y no corresponda utilizar CAVOK ni
SKC, se utilizará la abreviatura NSC.
Visibilidad vertical
Si se prevé que el cielo permanecerá oscurecido o que
se oscurecerá, y se dispone en el aeródromo de
observaciones de visibilidad vertical, y se pronostica
que ésta mejorará y cambiará a, o pasará por uno o
más de los siguientes valores o cuando se pronostica
que empeorará y pasará por uno o más de los siguientes
valores: 30, 60, 150 o 300 m (100, 200, 500 ó 1000 ft).
NOTA: Para la indicación de cambios que se basen en
mínimos de utilización de aeródromos locales, se
utilizarán criterios distintos a los especificados
anteriormente por acuerdo entre la autoridad
meteorológica y los explotadores interesados.
3
4
5
081019 ...... BECMG 1519 .........
081019 ....... TEMPO 1216 ........
081019 ....... PROB30 TEMPO 1015 ....
081019 ....... FM14 ........
6
7
8
SA 20/09:00
LELC 200900Z 07014KT 9999 FEW015 SCT028 OVC045 13/10 Q1001 NOSIG=
SA 20/09:00
LEAL 200900Z 04014KT 9999 -RA SCT015 BKN020 11/07 Q1003 NOSIG=
SA 20/09:00
LEVC 200900Z 04010KT 6000 -RA SCT030 OVC070 09/07 Q1006 NOSIG=
SA 20/09:00
LERI 200900Z 07010KT 3500 -RA BR SCT005 OVC012 09/09 Q1002 NOSIG=
SA 20/09:00
LEAB 200900Z 13008KT 3000 DZ SCT010 BKN019 05/05 Q1002 NOSIG=
SA 20/09:00
LEAM 200900Z 05012KT 9999 FEW015 SCT030 BKN090 13/06 Q1000=
SA 20/09:00
LEGT 200900Z 07007KT 9000 -SG OVC018 04/M02 Q1002=
SA 20/09:00
LETO 200900Z 05008KT 9000 -SN FEW003 BKN020 02/M02 Q1002 NOSIG=
9
SA 20/11:00
LELC 201100Z 05015KT 6000 -RA FEW009 BKN014 OVC050 13/11 Q0999
NOSIG=
SA 20/11:00
LEAL 201100Z 04014KT 9999 BKN016 11/08 Q1001 NOSIG=
SA 20/11:00
LEIB 201100Z 08017KT 040V110 8000 FEW006 BKN014 OVC020 13/11
Q1003 NOSIG=
SA 20/11:00
LEPA 201100Z 05013KT 9999 FEW009 BKN022 BKN060 12/10 Q1006 NOSIG=
SA 20/11:00
LEMH 201100Z 08015KT 9999 -RA FEW014 BKN023 OVC060 12/09 Q1008=
SA 20/11:00
LEVC 201100Z 04010KT 6000 RA SCT030 OVC070 09/08 Q1005 NOSIG=
SA 20/11:00
LEAM 201100Z 06015KT 9000 RA FEW015 BKN030 OVC080 13/08 Q0998=
SA 25/11:00
LELC 251100Z VRB01KT 2500 SHRA BR FEW008 BKN030TCU BKN070 14/12
Q1007 BECMG 6000 NSW=
SA 25/11:30
LEAL 251130Z 00000KT 9999 FEW007 SCT012 BKN025 14/12 Q1007 NOSIG=
SA 25/11:30
LEVC 251130Z 00000KT 9999 BKN007 BKN010 13/10 Q1007 NOSIG=
SA 25/11:00
LERI 251100Z 09005KT 1500 BR BKN012 13/13 Q1006 NOSIG=
SA 25/11:00
LEAB 251100Z 15005KT 120V200 4000 BR FEW005 SCT020 BKN030 09/09
Q1007 NOSIG=
SA 25/11:30
LEAM 251130Z 20009KT 9999 -RA FEW010 SCT030 BKN080 15/12 Q1007=
SA 25/11:00
LEGT 251100Z 23003KT 5000 BR BKN008 BKN015 10/07 Q1005 RERA=
SA 25/11:00
LETO 251100Z 22004KT 6000 SCT007 BKN012 09/07 Q1005 NOSIG=
10
FC 20/05:00
LELC 200500Z 200716 06015KT 9999 SCT030 TEMPO 0716 5000 SHRA
BKN025 TEMPO 0712 07020KT=
FC 20/08:00
LEAL 200800Z 201019 05012KT 9999 SCT025 TEMPO 1019 5000 RA BKN020
TEMPO 1014 06016KT=
FC 20/08:00
LEVC 200800Z 201019 04010KT 9999 SCT030 TEMPO 1019 5000 RA BKN025
TEMPO 1018 09015KT=
FC 20/08:00
LERI 200800Z 201019 09005KT 3000 BR SCT008 BKN020 TEMPO 1019 RA
BECMG 1215 SCT010 BKN030=
FC 20/08:00
LEAB 200800Z 201019 14014KT 7000 SCT010 BKN018 TEMPO 1019 15020KT
5000 RA BKN010 OVC018=
FC 20/08:00
LEAM 200800Z 201019 07016KT 9999 FEW015 SCT030 BKN090 TEMPO 1019
07016G26KT 5000 SHRA SCT015 BKN025 OVC090=
FC 20/08:00
LEGT 200800Z 201019 07012KT 9999 BKN020 BECMG 1214 13012KT TEMPO
1019 5000 RA SCT006 OVC015=
FC 20/08:00
LETO 200800Z 201019 04005KT 9999 BKN020 BKN040 TEMPO 1012 7000
-SNRA BECMG 1214 14015KT 4000 RA BKN012 OVC025=
FC 20/05:00
LELC 200500Z 200716 06015KT 9999 SCT030 TEMPO 0716 5000 SHRA
BKN025 TEMPO 0712 07020KT=
FC 20/11:00
LEAL 201100Z 201322 05012KT 9999 SCT020 TEMPO 1322 5000 RA BKN020
TEMPO 1315 06016KT BECMG 1720 VRB03KT=
FC 20/11:00
LEIB 201100Z 201322 09017KT 9999 FEW010 SCT025 PROB40 TEMPO 1322
5000 RA BKN018 TEMPO 1322 08020G30KT=
FC 20/11:00
LEPA 201100Z 201322 08015KT 9999 SCT020 SCT030 PROB40 TEMPO 1322
5000 RA BKN018 TEMPO 1322 08020G30KT=
FC 20/11:00
LEMH 201100Z 201322 08015KT 9999 SCT020 SCT030 PROB40 TEMPO 1322
5000 RA BKN018 PROB40 TEMPO 1322 08020G30KT=
FC 20/11:00
LEVC 201100Z 201322 05010KT 9999 SCT030 TEMPO 1322 5000 RA BKN025
TEMPO 1318 08015KT BECMG 1921 VRB03KT=
FC 20/11:00
LEAM 201100Z 201322 06015KT 9999 SCT015 BKN030 TEMPO 1322 5000
SHRA BKN020 PROB30 TEMPO 1319 06015G25KT=
11
FC 25/08:00
LELC 250800Z 251019 22008KT 8000 SCT030 TEMPO 1315 15008KT=
FC 25/11:00
LEAL 251100Z 251322 VRB03KT 8000 BKN015 TEMPO 1319 4000 RA BKN010
BECMG 1518 21007KT SCT030 PROB30 TEMPO 1922 4000 RA=
FC 25/11:00
LEVC 251100Z 251322 VRB03KT 8000 BKN015 TEMPO 1322 05006KT 4000 RA
BKN010=
FC 25/08:00
LERI 250800Z 251019 19005KT 2000 BR SCT010 BKN030 TEMPO 1012 1000
BR PROB40 TEMPO 1019 RA=
FC 25/08:00
LEAB 250800Z 251019 17008KT 7000 FEW020 SCT030 BKN090 TEMPO 1019
3000 DZ SCT005 BKN020 OVC040 PROB30 TEMPO 1219 TSRA FEW025CB
OVC030=
FC 25/11:00
LEAM 251100Z 251322 22010KT 9999 FEW010 SCT030 TEMPO 1316 5000
SHRA FEW010 BKN025 PROB30 TEMPO 1316 2000 TSRA SCT025CB=
FC 25/11:00
LEGT 251100Z 251322 VRB03KT 8000 SCT010 BKN015 PROB40 TEMPO 1322
5000 RA=
FC 25/11:00
LETO 251100Z 251322 24007KT 8000 SCT010 BKN015 BECMG 1517 6000 RA
SCT006 BKN010=
12
Información meteorológica III
Claves aeronáuticas
Contenido
•
•
•
•
SIGMET
GAMET
AIRMET
Avisos
AVISOS DE AERÓDROMO
AVISOS DE CIZALLADURA DE
VIENTO
1
SIGMET
INFORMACIÓN SIGMET: Información expedida por una Oficina de Vigilancia
Meteorológica, relativa a la existencia real o prevista de fenómenos meteorológicos en
ruta especificados, que puedan afectar la seguridad de las operaciones de aeronaves."
(Anexo 3. Capítulo 1- OACI)
Las oficinas de vigilancia meteorológica: Funciones respecto al SIGMET
a) mantendrán la vigilancia de las condiciones meteorológicas que afecten a las
operaciones de vuelo dentro de su zona de responsabilidad;
b) prepararán información SIGMET y otra información relativa a su zona de
responsabilidad;
c) proporcionarán información SIGMET y, cuando se requiera, otras informaciones
meteorológicas a las dependencias de los servicios de tránsito aéreo asociadas;
d) difundirán la información SIGMET;"............(Anexo 3. Capítulo 3- OACI)· Las
Oficinas de Vigilancia Meteorológica operativas en España son: el Centro Nacional de
Predicción y Vigilancia (C.N.P) y el Grupo de Predicción y Vigilancia (G.P.V) de Las
Palmas de Gran Canaria.
SIGMET
ZONAS DE RESPONSABILIDAD
Límites Horizontales:
-Centro Nacional de Predicción (LEMM): FIR/UIR de Madrid y
FIR/UIR de Barcelona.
- G.P.V de Las Palmas (GCGC) : FIR/UIR de Canarias.VER
ANEXO II: COORDENADAS Y MAPA DE LAS
FIR/UIR.
Límites Verticales:
El espacio de responsabilidad de los SIGMET’s, abarca desde la
superficie (SFC), hasta el espacia aéreo ilimitado (30000 pies).
FIR: Región de Información de vuelo( SFC – FL245)
UIR: Región superior de Información de vuelo(>FL245)
2
EJEMPLO 1 (Ejemplo ficticio, sin incluir el encabezamiento de
comunicaciones.):
YUCC SIGMET 5 VALID 221215/221600 YUDOAMSWELL FIR SEV TURB OBS AT 1210 YUSB FL250 MOV E 40
KMH WKN =
Significado: El quinto mensaje SIGMET (identificado en lenguaje claro
abreviado por el Centro de Control de Área YUCC Amswell) expedido por
la oficina de vigilancia meteorológica YUDO para la región de información
de vuelo de AMSWELL desde las 0001 UTC; el mensaje es válido de las
1215 UTC a las 1600 UTC del día 22; se observó turbulencia fuerte a las
1210 sobre el aeropuerto de Bistock (YUSB) al nivel de vuelo 250; se prevé
que la turbulencia se desplazará hacia el Este a 40 Km por hora y que
decrecerá su intensidad.
3
EJEMPLO 2 (Ejemplo ficticio, sin incluir el encabezamiento de
comunicaciones):
YUCC SIGMET 3 VALID 251600/252200 YUDOAMSWELL FIR TC GLORIA OBS 27.1N 73.2W AT 1600 UTC FRQ TS
TOP FL500 WI 150 NM OF CENTRE. MOV NW 10KT NC
OTLK TC CENTRE 260400 28.5N 74.5W 261000 31.0N 76.0 W
Significado: El tercer mensaje SIGMET expedido por la oficina de vigilancia
meteorológica YUDO para la región de información de vuelo de AMSWELL
desde las 0001 UTC; El mensaje es válido de las 1600 a las 2200 horas del día
25; Se observó a las 1600 el ciclón tropical Gloria a 27.1 grados de latitud
norte y 73.2 grados de longitud oeste. Está acompañado de tormentas
frecuentes con los topes de las nubes en el nivel de vuelo 500 y dentro de un
margen de 150 millas marinas del centro. El ciclón se mueve hacia el noroeste
con una velocidad de 10 nudos. No se preve ningún cambio en la intensidad.
Se pronostica que el movimiento del centro del ciclón después del término del
período de validez será, en períodos de seis horas: a las 0400 del día 26 su
posición será 28.5N 74.5W, y a las 1000 horas del día 26 su posición será
31.0N 76.0W.
B WSMC31 GMMC
WSMC31 GMMC 180835
GMMM SIGMET 7 VALID 180835/181235 GMMCCASABLANCA FIR ISOL EMBD TS OBS/FSCT BASED
ON SATELLITE MAINLY:
- OVER LAAYOUNE AERA
- NORTH OF ANTI ATLAS MONTAINS
CB TOP FL280 MOV NE SLW NC=
4
GAMET
DEFINICIÓN Pronóstico de área en lenguaje claro abreviado para vuelos por debajo
del FL150 en una región de información de vuelo (FIR) o en una subzona de la
misma. Superficie hasta FL150, para áreas montañosas. Cada 6
horas, 0500, 1100, 1700, 2300 Z.
En España, serán las Oficinas de Vigilancia Meteorológica (OVM) las encargadas de
confeccionar y emitir el GAMET:
•Centro Nacional de Predicción (CNP) LEMM
•Grupo de Predicción y Vigilancia (GPV) de Las Palmas de Gran Canaria GCGC
ZONAS DE RESPONSABILIDAD
Las zonas de responsabilidad para cada una de las OVM son:
Área Unidad Responsable
Madrid FIR subzona Norte--------------------------- CNP (Madrid) ⇒ LEMM
Madrid FIR subzona Sur------------------------------ CNP (Madrid) ⇒ LEMM
Barcelona FIR-----------------------------------------CNP (Madrid) ⇒ LEMM
Canarias TMA---------------------------------------- GPV(Las Palmas) ⇒ GCGC
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B FAEW41 LEMM
FAEW41 LEMM 180500
LECS GAMET VALID 180900/181500 LEMMMADRID FIR SUBZONA SUR BLW FL150
SECN I:
SFC WSPD: S 30 KT W ANDALUCIA
SFC VIS: 2000-4000 M LOC RASH
SIG WX: ISOL TS COLD FRONT
MT OBSC: ALL SUBZONA
SIG CLD: ISOL EMBD CB 030-050/ABV150 HFT AMSL COLD
FRONT
ICE: MOD 080/110 HFT AMSL E SUBZONA
MTW: MOD 070/120 HFT AMSL NE SISTEMA BETICO
SECN II:
SYNOPSIS: PSYS L 994 HPA 1200 N43 W018 MOV N SLW NC
COLD FRONT 1200 N39 W006/N36 W007 MOV E SLW
CLD: BKN CLD LYR 030-060/080-ABV150 HFT AMSL ALL SUBZONA
WND/T:
020HFT
050HFT
100HFT
150HFT
200HFT
300HFT
GIBRALTAR
-------------227/020KT PS17
230/029KT PS10
224/034KT MS01
220/042KT MS10
218/048KT MS19
235/047KT MS42
ALBACETE
-------------195/009KT PS17
234/026KT PS11
235/035KT MS01
228/037KT MS10
223/039KT MS20
227/055KT MS43
BADAJOZ
-------------191/021KT PS14
209/031KT PS07
216/046KT PS00
219/046KT MS10
221/048KT MS20
222/058KT MS43
FZLVL:
097 HFT AMSL
097 HFT AMSL
098 HFT AMSL
MNM MSL: 1015 HPA
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AIRMET
DEFINICIÓN: La información AIRMET dará, para vuelos por debajo del FL150, una
descripción concisa en lenguaje claro abreviado del acaecimiento y/o acaecimiento
previsto de fenómenos meteorológicos en ruta especificados que no hayan sido
incluidos en la Sección I de los pronósticos de área para vuelos a poca altura
(GAMET) y que puedan afectar a la seguridad de dichos vuelos, y la evolución de
esos fenómenos en el tiempo y el espacio.
Período de validez no debe ser superior a 6 horas y
de preferencia no exceder de 4 horas. Se cancela al
finalizar los fenómenos
Las Oficinas de Vigilancia Meteorológica (OVM) serán las encargadas de
confeccionar y emitir el AIRMET. En España estas oficinas son:
•Centro Nacional de Predicción (LEMM)
•GPV de Las Palmas (GCGC)
ZONAS DE RESPONSABILIDAD
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Información meteorológica
Mapas
Contenido
• Contenido y uso de los documentos
meteorológicos prevuelo:
– Mapas significativos
• Baja, media y alta cota
– Mapas de viento
• Intensidad y dirección
• Corriente en chorro
– Mapas de predicción
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