La atmósfera
Contenido Definición
y composición Extensión y división vertical Propiedades físico-químicas Temperatura y distribución vertical Radioactividad Vapor de agua y campo eléctrico Nubes de cenizas volcánicas Escala de los fenómenos meteorológicos 2
1
Definición y composición
3
Definición y composición Nitrógeno vs. Fertilidad de los
suelos
Importancia de Anhídrido carbónico y ozono en el
balance de radiación Contaminación que afecta a la meteorología
(visibilidad) Hasta 70 Km:Composición prácticamente invariable 70
– 130 Km: Oxígeno llega al 33,5 % y el el Nitrógeno llega hasta el 66,5 % Alturas mayores se produce la ionización del N
aumentando ésta proporción. Proporción variable de vapor de agua.
4
2
Temperatura y distribución vertical
5
Troposfe Troposfera: ra: 0-7,13 0-7,13 ó 16 (E) Tropopau Tropopausa sa (-55ºC, (-55ºC, 11 km km a 45º) 45º)
Tropopausa en verano 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) 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
Clasificación de la atmósfera según los procesos físico-químicos: Ozonosfera Entre
12 y 50 km (máximo sobre los 20km) O2 + energía = O + O O2 + O = O3 + calor Energía= radiación ultravioleta ( =.29 )
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 Está
caracterizada caracterizada por un brusco aumento 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.
Sus
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 descu descubre bre en 1925 1925 por Kennelly Kennelly y Heaviside Heaviside
Capa Capa
D:
60-1 60-100 00 km
Diur Diurna na y abso absorb rben ente te
Capa
E:
90-130
Gran poder de reflexión
Capa
F1:
160-280
Similar
Capa
F2:
280-350
Invernal
Noche Capa
G:
F1 + F2 = F 400-500
10
5
11
Radioactividad Radiación cósmica: procede del sol y las
estrellas
(protones y neutrones) Aumenta
con la altura y la latitud siendo máxima en los Polos y mínima en el Ecuador
Relación con las tormentas magnéticas y manchas
solares
12
6
Vapor de agua Principalmente en la troposfera Encima de la troposfera las
temperaturas son extremadamente bajas. De todas formas la nubosidad puede llegar a alcanzar –55ºC.
13
14
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<> 15
<> 16
8
Campo eléctrico 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 d ébil en la atmósfera (con o sin nubes).
En ausencia de nubes, es decir, en condic iones 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:
dV/dz E = - dV/dz Como referencia se considera a la tierra con potencial cero y a la atmósfera atmósfera con potencial potencial positivo. positivo. El campo de buen tiempo 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. fotón. Ambos fenómenos fenómenos ocurren ocurren principalmente principalmente en la alta atmósfera, atmósfera, por encima de 70 Kms Kms y, aunque su efecto efecto puede llegar a la superficie 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
El
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. 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. AIRE-TIERRA. Esta corriente es independiente de la altitud y produciría la l a 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 d os placas y el campo eléctrico de buen tiempo asociado. El equivalente eléctrico sería una "pila" que mantenga esta diferencia diferencia de potencial y cierre el circuito. Parece ser que son las tormentas las principales responsables del mantenimiento y "cierre" de este circuito global.
Campo eléctrico: 100 V/m, decreciendo rápidamente con la altura.Tierra cargada negativamente
21
22
11
CORRIENTES
DE CONVECCIÓN: formadas por el transporte de partículas cargadas desde el suelo a la base de la nube. CORRIENTES
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. CORRIENTES
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. RAYOS:
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. CORRIENTES
DE SEPARACIÓN DE CARGAS: distribuyen las cargas dentro de la nube. Se explican en el apartado siguiente. CORRIENTES DE CONDUCCIÓN: flujo de cargas positivas desde la cima de la nube y la ionosfera.
23
Fenómenos atmosféricos Nubes
de cenizas volcánicas: 2ª 2ª Guerra Mundial. Vesubio Vesubio 1944. 88 B – 25 afectados Nubes madreperlas (25 Km de altitud) Nubes
noctilucentes noctilucentes (82 Km de de altitud, en en la mesopausa) ¿Polvo meteórico? Auroras: 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
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13
La atmósfera II
Contenido Temperatura ura Temperat
y densidad densidad
Gases
perfectos Fuerza ascensional Transmisión
del calor: Radiación, conducción y convección
Radiación
solar y terrestre
Variación
de la radiación con la latitud y la época del año
Balance
de radiación 2
1
Temperatura Definición:
Escalas de temperatura Diferencias entre calor y temperatura Definición de densidad 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
= -------V 3
Transmisión del calor Conducción y convección Por conducción. Transporte de energía Convección. Desplazamiento Desplazamiento de de la masa de aire por diferencias de densidad. Recordar:
pv = RT
Sustentación: L = 0.5
ó
p = RT
V2 S C L
ρ:densidad del aire; V:velocidad verdadera del avión; S: superficie del ala; CL coeficiente de sustentación
4
2
5
Radiación solar 9%
radiación ultravioleta ( λ<430 mμ) radiación n visible visible (430 - 690 m μ) 45% radiació 46% radiación infrarroja ( λ>690 mμ) radiación ón solar, solar, está entre 99% de la radiaci 150 y 4.000 m μ. Constante solar: 2 cal/cm 2 /min 34% 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 Está
entre 4.000 4.000 y 100.000 100.000 m μ El equilibrio entre la radiación entrante y saliente, mantiene la temperatura del planeta Variación diurna y estacional de la temperatura Efecto
invernadero T s = Te + ΔT Ts= 288 K = 15ºC; T e=255 K = -18ºC 12
6
13
14
7
15
Balance de Radiación 9
100
24
9
50 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
Atmósfera: Recibe: 15 + 16
Emite: 50
+29 -29
Atmósfera tiene un déficit de 29% compensado por transferencia de calor latente y sensible desde el suelo. 16
8
17
t emperatura oInfluencia del suelo sobre la temperatura Temperatura en la capa límite
planetaria
oInfluencia del mar sobre la temperatura Efecto de las brisas
18
9
19
TEMPERATURA EN SAN JAVIER 40 30
) C º ( 20 T
10 0 1
2
3
4
5
6
7
MES
8
9
10 10 11 12 SAN JAV IER Med.Max Med.Min
20
10
INFLUENCIA DEL MAR SOBRE T ª
30 25 ) 20 C º ( 15 T
10 5 1
2
3
4
5
6
7
8
9
10 11 12
MES
SAN JAVIER ALCANTARILL A
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INFLUENCIA DEL MAR SOBRE LA Tª 30 ) 20 C º ( T 10
0 1
2
3
4
5
6
7
MES
8
9
10 10
11 12
SAN JAVIER ALCANTARILLA GETAFE
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11
VARIACIÓN LATITUDINAL DE LA Tª 30 ) 20 C º ( T 10
0 1
2
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10 10
11 12
MES SAN JAVIER GERONA
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12
Presión atmosférica
Contenido
Concepto de presión.
Presión atmosférica: unidades, instrumentos de medida.
Variación de la presión con la altura.
Reducción de la presión a nivel del mar
Superficies de presión: isobaras e isohipsas.
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 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 está en la superficie superficie y el punto 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 Torricelli empleó empleó un tubo tubo largo largo cerrado cerrado por uno uno de sus sus extremos, extremos, lo llenó llenó de mercurio y le dio la vuelta sobre una vasija de mercurio. El mercurio descendió descendió hasta una una altura 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 13550 kg/m 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: Conversión: 1mb = 3/4 mm 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 Cerc Cerca a del del suel suelo: o: - p = 1 mb/9m 1 mb / 30 ft A 6.000 m:
- p = 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 d = gdz, donde
es el geopotencial
P = ρ RT 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 Concepto
de densidad Ecuación de los gases perfectos Relación entre presión, temperatura y densidad. Relación entre presión, temperatura y altura. Efectos del cambio de densidad en las operaciones aéreas.
1
Densidad del agua La densidad del agua a 0ºC es de 999.8 kg/m 3 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 = ------------ g/cm g/cm3 V d1 Densidad relativa ---------r = -------d0 Patrones: Patrones: agua agua destilad destiladaa a 4º C y aire aire a 0º C y 760 mm mm Densidad del aire: 0.001293 g/cm 3 (ISA) La fuerza aerodinámica es proporcional a la densidad del aire
2
Ecuación de estado del gas ideal
pv = RT
ó
p = RT
Sustentación: L = 0.5 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: *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 definen una atmósfera ideal, ideal, la atmósfera Standard.
3
Presión, temperatura, altura La
altura de una columna de aire no es siempre constante depende de la temperatura y de la presión.
Si
T entonces
A
partir de la expresión dp=- gh y toman tomando do d = gdz,
g=hr=
yh
= (R/9,8)Tvln(p1 /p2) donde Tv=(1+3/5*q)*T
Atmósfera
homogénea ( cte); Atmósfera isoterma (Tcte); Atmósf Atmósfera era politr politrópi ópica ca (T=T (T=T0 – pdz); Atmósfera adiabática (T=T0 – adz); Atmósfera real (T=T(z))
Variación de la densidad con la latitud En
superficie la densidad crece con la latitud. A
26000 pies la densidad es independiente de la latitud Por
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, (gradiente vertical de temperatura) tiene un valor valor variable variable,, que nos definirá definirá la estabilidad 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 Está formad formadaa por aire aire seco, seco, de comp composi osició ciónn molecu molecular lar cons constan tante. te. Masa molecular 28.996 g 2. Sigue Sigue la ley ley de de los los gase gasess perf perfec ecto toss 3. R = 2.8704 * 106 erg*g -1*ºK-1 4. El aire aire cumpl cumplee la ecuac ecuación ión del del equil equilibr ibrio io estát estático ico 5. Temper Temperatu atura ra de de fusió fusiónn del del hielo hielo:: 273,1 273,166 K 6. P.N. P.N.M. M. = 1.0 1.013 13,2 ,255 mb mb 7. Temper Temperatur aturaa a nivel nivel del mar 15 ºC = 288, 288,16 16 K 8. La masa masa específic específicaa del aire al al nivel nivel del mar es es 0,001225 0,00122500 g/cc g/cc 9. Gradie Gradiente nte verti vertical cal de de tempera temperatur turaa es 0,65ºC 0,65ºC/10 /100m 0m 10. Altitud Altitud de la tropop tropopausa ausa es es de 11000 11000 m. 11. Temperatura Temperatura de la la estratosfer estratosferaa es de –56,5 –56,5 ºC.
20 km
h 11 km =0.65º/100m
-56.5º
15º
T
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 determina teóricamente teóricamente por 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 Concepto
de temperatura Instrumentos Variación de la temperatura con la altura Gradiente térmico Concepto de isoterma meteorológicos Sondeos meteorológicos Temperatura en superficie 2
1
Concepto de temperatura
La temperatura es la sensación física que nos produce un cuerpo cuando entramos en contacto con él. 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 Definición:
Escalas de temperatura Diferencias entre calor y temperatura Relación temperatura-densidad 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
= -------V 4
2
T H
5
Temperatura y distribución vertical
6
3
7
20 km
h
11 km =0.65º/100m
T -56.5º
15º 8
4
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oInfluencia
del suelo sobre la temperatura t emperatura
Temperatura en la capa límite oInfluencia
planetaria
del mar sobre la temperatura
Efecto de las brisas
10
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TEMPERATURA EN SAN JAVIER 40 30
) C º ( 20 T
10 0 1
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10 10 11 12 SAN JAV IER
MES
Med.Max Med.Min
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INFLUENCIA DEL MAR SOBRE T ª
30 25 ) 20 C º ( 15 T
10 5 1
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INFLUENCIA DEL MAR SOBRE LA Tª 30 ) 20 C º ( T 10
0 1
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SAN JAVIER
MES
ALCANTARILLA GETAFE
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VARIACIÓN LATITUDINAL DE LA Tª 30 ) 20 C º ( T 10
0 1
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11 12
MES SAN JAVIER GERONA
14
7
CONCEPTO DE ISOTERMA
15
8
Altimetría
Contenido • Altime Altimetrí tríaa y altíme altímetro tross • Atmósf Atmósfera era Standa Standard rd Intern Internaci aciona onal. l. • Clas Clases es de alti altitu tude des. s. • Altura Altura,, altit altitud ud y nive nivell de vuel vuelo o • Variacione Variacioness en la altura altura del nivel de vuelo vuelo • QFE, QFE, QFF, QFF, QNH. QNH.
1
Altímetria La
altimetría estudia la relación entre la presión y la altitud con objeto de determinar la altitud en función de la presión. Es
decir, consiste en graduar la escala de un barómetro en metros (m) o en pies (ft) .
Basados en los
barómetros aneróides.
Presión, temperatura, densidad Considerando el aire como un gas perfecto: *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 definen una atmósfera ideal, ideal, la atmósfera Standard.
2
Presión, temperatura, altura La
altura de una columna de aire no es siempre constante depende de la temperatura y de la presión.
Si
T entonces
yh
A partir de la expresión dp= g=hr= = (R/9,8)Tvln(p 1 /p2)
gh y toman tomando do d = gdz,
donde Tv=(1+3/5*q)*T
Atmósfera
homogénea ( cte); Atmósfera isoterma (Tcte); Atmósf Atmósfera era politr politrópi ópica ca (T=T (T=T0 – pdz); Atmósfera adiabática (T=T0 – adz); Atmósfera real (T=T(z))
Atmósfera real y atmósfera standard Los radiosondeos nos definen la atmósfera real del momento En la atmósfera real, (gradiente vertical de temperatura) tiene un valor valor variable, iable, que nos definirá definirá la estabilidad 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 Está formad formadaa por aire aire seco, seco, de comp composi osició ciónn molecu molecular lar cons constan tante. te. Masa molecular 28.996 g 2. Sigue Sigue la ley ley de de los los gase gasess perf perfec ecto toss 3. R = 2.8704 * 106 erg*g -1*ºK-1 4. El aire aire cumple cumple la ecuació ecuaciónn del del equilibr equilibrio io estátic estáticoo (notas) (notas) 5. Temper Temperatu atura ra de de fusió fusiónn del del hielo hielo:: 273,1 273,166 K 6. P.N. P.N.M. M. = 1.0 1.013 13,2 ,255 mb mb 7. Temper Temperatur aturaa a nivel nivel del mar 15 ºC = 288, 288,16 16 K 8. La masa masa específic específicaa del aire al al nivel nivel del mar es es 0,001225 0,00122500 g/cc g/cc 9. Gradie Gradiente nte verti vertical cal de de tempera temperatur turaa es 0,65ºC 0,65ºC/10 /100m 0m 10. Altitud Altitud de la tropop tropopausa ausa es es de 11000 11000 m. 11. Temperatura Temperatura de la la estratosfer estratosferaa es de –56,5 –56,5 ºC.
Clases de altitudes • Altitud Altitud absolu absoluta, ta, h, respecto respecto del terreno terreno • Altitud Altitud verdadera, verdadera, nivel medio del mar. • Altitud Altitud de de presión presión,, altitud altitud del altímetro altímetro ajustado ajustado a 1013,2 1013,2 mb ó 29,92’’. 29,92’’.Nive Nivell de de vuelo. • Altitud Altitud de de densidad densidad.. Valor Valor que corre correspond spondee en la Atmósfera Standard a una densidad dada
4
980 hPa
010
996 hPa 005 1013.2 hPa
1030 hPa
000 - 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 determina teóricamente teóricamente por por la fórmula de Laplace , pero en la práctica se calcula por gráficos (Ver Ledesma, pag.356-357).
5
QFE, QFF, QNH • QFE.QFE.- Presió Presión n refer referida ida al aero aeropue puerto rto salida salida (se utiliza en aproximación) • QNE.QNE.- Es la la altur alturaa que que señal señalaa un altíme altímetro tro situado en un aeródromo y reglado a 1013,2 hPa. Nos Nos dará dará el nivel nivel de vuelo. vuelo. • QFF. QFF.-- Pr Pres esió ión n red reduc ucid idaa a 1.0 1.000 00 mb • QNH.QNH.- Pr Presi esión ón ref referi erida da a nive nivell medi medio o del del mar según atmósfera Standard.
6
Margen vertical sobre el terreno. Importante la medida
del QNH de los METAR en la ruta
Operaciones de aproximación y ascenso Altitud de transición: Por debajo la posición vertical se
controla mediante el QNH.
Capa de transición: Es el espacio aéreo entre la altitud
de transición y el nivel de transición.
1000 pies.
Nivel 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 • • • • •
Vapo Vaporr de agu aguaa en la la atmó atmósfe sfera ra Temp Temper erat atur uraa de roc rocío ío Temper Temperatu atura ra del del term termóme ómetro tro húm húmedo edo Conc Concep epto to de satu saturac ració iónn Índices Índices de hume humedad dad del del aire: aire: razón razón de mezcl mezcla, a, humedad absoluta y humedad relativa. • Cambio Cambioss de esta estado: do: agua agua en subfu subfusió siónn • Calor Calor latent latentee y calor calor sensibl sensiblee • Variac Variación ión diurna diurna de la hum humeda edadd
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 p i, ocupando todo el volumen. Es decir p=pN + pO + ...... +pvapor vapor de agua 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. R/R’ = 0,622 0,622.. A la misma temperatura y presión, pesa el vapor de agua = R/R’ 0,622 veces lo que pesa el aire seco. seco > húmedo ≈
Vapor de agua en la atmósfera La
cantidad de vapor del aire y por tanto su e depende de la temperatura de forma exponencial exponencial (ecuación de Clausius-Clapeyron), , E, siendo la tensión saturante del vapor de agua. dP/dT = L(V L(V2-V1)/T dP/dT
donde L 600 cal/g
P
l s g T
2
100 % 80 %
3
Punto de rocío Se
llama así a la temperatura que que adquiere una masa de aire, cuando por enfriamiento, alcanza el punto de saturación. Formas de alcanzar la saturación: por aumento de l a
cantidad de vapor o disminuyendo la t emperatura . ¿mA tiene dos puntos de rocío? Cuando el vapor de agua condensa desprende calor (calor latente de condensación 600 cal/gr) Calor latente de fusión es 80 cal/gr 0,56 t ; Lf = L0+0,6 t Realmente Lv=L0 – 0,5
Temperatura del termómetro húmedo
4
Indices de la humedad del aire Humedad absoluta: Es la densidad del vapor , es decir,
gramos de agua por centímetro cúbico v=mv /V Razón de mezcla: Es la masa de vapor que acompaña a cada unidad de masa de aire seco r=m v /ma = v/ a ; r =5e/8(p-e) Humedad específica del aire seco: Es la masa de vapor contenida en al unidad de masa de aire húmedo S= mv / (mv + ma) ; r S Humedad 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) máxima que puede puede Nota: h=100*E(td)/E(t) ; E(t): Es la máxima 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 • • • • • • • • •
Esta Estabi bilid lidad ad de de la atm atmós ósfe fera ra Proc Proces esos os adia adiabá bátic ticos os Gradie Gradiente nte adiab adiabáti ático co de de aire aire seco seco Esta Estabi bilid lidad ad del del air airee seco seco Gradie Gradiente nte adia adiabá bátic ticoo de aire aire satu satura rado do Estabi Estabilid lidad ad del aire aire satu satura rado do Ines Inesta tabi bili lida dadd cond condic icio iona nall Niveles Niveles de de conden condensació sación. n. Base Base y tope de nubes nubes Cond Condic icio ione ness de vuel vueloo
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 quiere decir decir que el el sistema sistema que está está sufriendo sufriendo la evolución adiabática no cambie de temperatura.
Procesos adiabáticos ⇒Evolución
de una burbuja
⇒Disminución
de la temperatura del aire seco: gradiente adiabático del del aire seco (-1º C/100 m). ⇒Se
denota por .
Hay inestabilidad cuando la curva de estado tiene menor pendiente que la adiabática seca ( ).
⇒
3
p h
Estabilidad
Inestabilidad 2 1
300 m
D
C
B
A 1
P
6
T
9
Inversión térmica
C
G 2<
0
F 1
A
>0 T
4
Gradiente adiabático saturado OJO
Gradiente nte Gradie
adia adiabát bático ico del del aire aire satura saturado do “0.5º “0.5º C/100 C/100 m”
Se denota por
.
Hay inestabilidad de aire saturado cuando la curva de estado tiene menor pendiente que la adiabática saturada.
p h
Estabilidad
Inestabilidad 2 1
300 m
D
C
B
A 1
6
T
9
5
Estabilidad relativa al aire seco y
P
Inestabilidad condicional (
al aire húmedo )
T
Nivel libre de convección (NLC)
Si la masa alcanza éste nivel se moverá moverá por sí misma. misma.
P
Γ
Inestable
B D
NLC
Estable
C Estable
NS
A T
6
Base =Ts –Td* –Td*400 400
ELR (Environm (Environmenta entall lapse lapse rate)= rate)= DALR DALR (Dry (Dry adiaba adiabatic tic lapse lapse rate) rate)= = SALR SALR (Satur (Saturate atedd adiaba adiabatic tic lapse lapse rate)= rate)=
LEON
7
A CORUÑA
ZARAGOZA
8
Analisis Analisis de la burbuja: burbuja: ----------------------Punto de rocio (TD) = 8.4 C Temperatura potencial (THA) = 290.5 K Temperatura potencial equivalente (THE) = 310.2 K Proporcion 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 conveccion libre (NCL) = 746 mb Nivel de equilibrio (NE) = 690 mb Nivel de condensacion condensacion convectivo convectivo (NCC) = 878 mb Temperatura de disparo (TDIS) = 12.0 C Energia Energia pot. convectiva convectiva disponible disponible (CAPE) = 3 J/kg Energia Energia de inhibicion inhibicion convectiva convectiva (CIN) = 48 J/kg Maxima THE por debajo de 300 mb = 316 K Presion Presion de maxima maxima THE = 334 mb CAPE para la maxima THE = --------Parametros Parametros e indices relacionados relacionados con la cizalladura cizalladura del viento: viento: -----------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------Helicidad relativa a la tormenta (SRH) = 66 m**2/s**2 Indi Indice ce de heli helici cida dadd-en ener ergi gia a (EHI (EHI)) = 0.0 0.0 Cizalladura BL-6km (CIZBL6) = 15.2 m s-1 Numero de Richardson Richardson Global (NRG) = 0
Diagramas termodinámicos g(T) r
T
θps θ
P
f(p) NCA,
NCC, NLC, NE
9
Condiciones de vuelo Vuelo
en aire estable
Nubosidad
estratificada que puede producir engelamiento Mala visibilidad en
capas bajas Ondas de montaña
Condiciones de vuelo Vuelo
en aire inestable
Corrientes verticales
(Turbulencia) Formación de hielo (No siempre) Buena visibilidad fuera de
la nube Condiciones de aterrizaje complicadas por el viento racheado
10
Viento (I) Conceptos generales
Contenido • • • • • • • •
Definic Definición ión y medi medida. da. Vient Viento o absolut absoluto o y relativ relativo. o. Gradien Gradiente te de presión presión y fuerza fuerza de Corioli Coriolis. s. Viento Viento geostr geostrófic ófico o y viento viento del gradien gradiente. te. Fuer Fuerza za ce cent ntrí rífu fuga ga Relació Relación n entr entree isoba isobaras ras y vien viento. to. Efect Efecto o del roz rozam amie iento nto del del suel suelo. o. Vien Viento to age ageos ostr tróf ófic ico. o. Gradien Gradientes tes de pres presión ión en baja bajass y altas altas presion presiones. es.
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
dv dt
= −2Ω xv −
1
∇ p +
g + F
ρ
Variación de l con la latitud ( l = 2* *sen
Gradiente (Vector equiescalares)
normal
a
las
líneas
) (parámetro de Coriolis) o
superficies
3
Ecuación general del viento Magnitud vectorial y escalar Otra forma de expresar la ecuación del viento dV 1 ------- = - ------dt
hp
– i*l*V
( 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 p H = - --- --
hp
D = – i*l* i*l*V V
C fuerza centrípeta
V 2 /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 perpendicular a las isobaras, en el punto considerado. Su módulo es: p hp = gradhp = ------d y el sentido de las altas altas a las baja bajass presiones 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 Módulo de la fuerza fuerza por unidad unidad de masa: l*V Siendo: Parámetro de Coriolis:
l = 2* *sen
= módulo de la velocidad angular de la tierra = latitud del punto considerado
Viento geostrófico Nos
referimos solamente a movimientos horizontales, horizontales, es decir, un equilibrio entre la fuerza de Coriolis y el gradiente de presión. presión. Supone
una primera aproximación en el estudio del movimiento del
aire. Considera la ecuación del movimiento del aire, sin rozamiento y siguiendo trayectorias rectas.
i r
Vg = ----------- grad gradh p , Dependencia
r
vg
del viento geostrófico (
=
k *
1 ρ l
∇ p
p / d , *l)
6
dV
1
------- = - ------dV
dt
--------- = 0
Deducción del hp – i*l*V Viento Geostrófico 1
0 = - -------
hp
– i*l*Vg
dt - 1/ * hp = i*l*Vg
Vg = -1/i l*
hp
Vg = i/ l*gradhp
p
P+1 P+ 2 P+3 P+ 4
V g
-Gradh p VG = i/ l*grad hp
7
Viento del gradiente Nos
referimos a un equilibrio entre la fuerza de Coriolis, fuerza centrífuga y el gradiente de presión. presión.
Si
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 Coriolis,, dan lugar a trayectorias trayectorias circul circulares ares (A y B), con velocidad del viento > ó < que el geostrófico. Esto
explica las trayectorias circulares del viento en las borrascas y anticiclones. Según
el valor relativo de estas fuerzas, varía el módulo del viento del gradiente, pudiendo llegar a ser de sentido contrario (tornados) Viento
geostrófico vs. Viento del gradiente
dV
1
------- = - ------dt
v l * R
Anticiclones dV/dt = V2 / R
(C)
Fuerza de Coriolis (D)
A D
VG
hp – i*l*V
vg = v +
Fuerza del gradiente (PH)
PH C
8
dV
Borrascas
1
------- = - -----
hp
– i*l*V
dt dV/dt = V2 / R
B
(C)
Fuerza de Coriolis (D)
PH
Fuerza del gradiente gradiente (P H) VG
D C
Viento ciclostrófico Nos
referimos a un equilibrio entre la fuerza centrífuga y el gradiente de presión. presión.
v
2
R
=−
1 ∂ p 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 Variación de 30º 30º en dirección (back) Reducción de un 50% en la intensidad
Variación Variación de 10º 10º en dirección (back) Reducción de un 30% en la intensidad
10
Viento ageostrófico • Viento Viento añadido añadido al viento viento geostrófi geostrófico, co, para para obtener el viento real • No confun confundir dir con la la cizallad cizalladura ura del del viento. viento. • El viento viento ageostróf ageostrófico ico disminuye 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, 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 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 montaña la parte de sotavento, sotavento, es un aire aire seco y cálido. (recordar valores de
y )
Puede producir aludes e influye en el carácter de las personas.
9
Viento (III) Turbulencia
Contenido • Intr Introd oduc ucci ción ón.. • Vien Viento to térm térmic ico o • Turb Turbul ulen enci ciaa mecán mecánic ica. a. • Onda Ondass en en la la atmó atmósf sfer eraa • Turbulenc Turbulencia ia orogr orográfica áfica:: ondas ondas de montañ montaña. a. • Turb Turbul ulen enci ciaa térm térmic ica. a. • Conver Convergen gencia cia y diver divergen gencia cia..
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, 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
⌦Turbulencia
moderada 15kt v
⌦Turbulencia
fuerte v> 25 kt
⌦Turbulencia extrema
15kt 25kt
L:Sustentación 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 de gravedad 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 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. •
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,
en
superficie
y
si: convergencia en altura
Divergencia
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 Descubrimiento
en la 2ª Guerra Mundial, cuando cuando los bombarderos americanos, volando a 11.000 m, hacia el W, apenas podían avanzar.
El
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.
La
corriente en chorro va ligada a variaciones importantes en la velocidad del viento, que constituye la cizalladura. CV
(4 –7 kt/1000ft), C H (10 kt / 60 NM), V > 60 kt
Origen de la corriente en chorro Teoría
de Nammias y Clapp.
Es
la unión de zonas de confluencia y cierto gradiente de temperatura, lo que trae consigo un aumento del viento a nivel de tropopausa. Es
a nivel de la tropopau sa, donde se cumplen las condiciones de Nammias y Clapp y donde se establece una fuerte cizalladura vertical. Def.
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, kilómetros, algunos cientos de anchura y un espesor del orden de tres km. km.
2
Estructura general La
corriente en chorro, se ve claramente en las topografías próximas a la tropopausa, 300 mb.
Se
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 flecha negra que corresponde corresponde al centro del chorro.
3
4
Clasificación de las corrientes en chorro • Chorro polar • Chorro subtropical • Chorro ecuatorial
Chorro polar
5
Chorro subtropical Vientos
del W que alcanzan su máxima intensidad a los 200 mb, debido a que la Tropopausa Tropopausa tropical está más alta. Es
más estable que el chorro polar
6
Chorro ecuatorial
Vientos medios (entre 300 hPa hPa y 200 hPa) hPa) Esta disposición general general de vientos se mueve 15º 15º al sur en Enero y 15º al norte norte en en Julio 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 l a 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 Cizalladura
vertical del viento, es la variación de velocidad del viento cada 1.000 ft. Si en 5.000 ft, v = 20kt, Cv = 4 kt
Cizalladura
horizontal del viento es la variación del viento cada 60 NM. Luego dada la l a variación de velocidad entre dos puntos y su distancia en NM, deducimos la cizalladura horizontal de la velocidad del viento, entre ellos.
Cizalladur Ciza lladura a vert vertical ical 100 0 Cizalladura horizontal
60 NM
13
TAC en curvaturas TAC
al norte de la baja
TAC delante de la vaguada TAC
detrás de la dorsal
TAC
sobre la dorsal
TAZ 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 inversión de temperatura 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 • Curv Curvaa de con conde dens nsac ació ión n • Influe Influenci nciaa de las las invers inversion iones es en la la formación de las nieblas • Tipo Tiposs de de nie niebl blaa • Meteoros Meteoros de dismi disminució nución n de la visibil visibilidad idad
1
E(t)
(e,t)
Inversiones Las
inversiones de temperatura pueden ocurrir en cualquier estrato. Corresponden a una capa de gran estabilidad. Las más conocidas: Inversión de tierra. Inversión de subsidencia. Inversión del alisio.
2
Tipos de niebla • Irr Irradi adiac aciión. ón. • Adve Advecc cció ión n y evap evapor orac ació ión. n. • Pr Pref efro ront ntaal. • Orog Orogrráf áfiica cass. • Nieb Niebla lass hela helada das. s.
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. 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. 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 menos local y más espesas 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 temperaturas < 0º 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
fg
• Neblinas
br
• Calima
hz
• Humos
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)
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11
Nubes
TCu
Contenido • Formac Formación ión y disi disipac pación ión de de las nube nubess • Clasif Clasifica icació ción n de de las las nubes nubes • Tipos Tipos de nube nubes: s: carac caracter teríst ística icass y descripción. • Condicion Condiciones es de de vuelo vuelo en en cada cada tipo tipo de nubes. nubes.
1
2
Procesos de formación y disipación de las nubes La
curva de saturación del vapor de agua, explica estos procesos. Generalmente,
el enfriamiento es por ascenso y el calentamiento por descenso de la masa de aire.
Ascensos:
(frentes o (borrascas).
turbulencia térmica o mecánica, ascensos montañas) y convergencia en superficie
Descensos:
orografía y subsidencia (anticiclones).
divergencia
en
Divg.
Conv.
Conv.
Divg.
Inestabilidad
Estabilidad
superficie:
3
Clasificación de las nubes • Alt Altas (Cirros rros)) - 20.0 20.000 00 ft
Ci, Cs, Cc
• Medi Medias as (Alt (Altos ostr trat atos os)) - 8.00 8.000 0 ft
As, Ac
• Bajas ajas (Es (Estrat tratos os)) - 2.00 2.000 0 ft
St, Sc
• Nimbos Nimbostr trato atoss (baj (bajaa y media) media)
Ns
• De desa desarr rrol ollo lo vert vertic ical al - 3.00 3.000 0 - 4.00 4.000 0 ft • Cu,
Tcu
y
Cb
Cirros,, Cirros
nubes de hielo, color blanco, no precipitaciones, preceden a los frentes cálidos. Forman halo. Altocúmulos,, cielo Altocúmulos Estratos.. Estratos
aborregado.
Capa uniforme, similar a la niebla.
Nimbostratos.. Nimbostratos
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. Cúmulos.
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 turbulencia limitadas por por la inversión. Locales. Convectivas.. 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 del aire en capas capas bajas. Mayor desarrollo desarrollo cuanto mayor sea el espesor de la capa inestable.
8
TD
T
Tdisparo
De advección. advección. St. Similar al caso de las nieblas. Frontales. De tipo estratiforme en el Frente Cálido, y Frontales. de tipo Cu en el Frente Frío.
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Condiciones de vuelo en nubes Cirros su mayor mayor impo importa rtanci ncia a está está en denun denuncia ciarr 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.
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Precipitaciones
Contenido • Defini Definició ción n y desa desarr rroll ollo o de las precipitaciones • Modelos Modelos conceptuales conceptuales de la la precipi precipitació tación n • Tipo de precip precipitaci itaciones ones por la temper temperatur aturaa de la nube • Tipos Tipos de preci precipit pitaci acione oness por el el origen origen (forma de generarse la nube) • Efectos Efectos de de las precipita precipitacione cioness en el vuelo vuelo
1
Desarrollo de las precipitaciones Agua en subfusión o superenfriada. Tensión
superficial: Las superficies de los líquidos tienden a contraerse (Hg). Para condensar el agua sería necesario alcanzar h > 100. Nucleación
homogénea
(gotitas)
y
heterogénea
(partículas). Acciones
de los núcleos de condensación: volumen, eléctricas e higroscópicas. higroscópicas.
2
Nubes consisten en gotas de agua de 0,02 mm de diámetro.
Teoría de Bergeron: 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 será más pesadas pesadas que las gotas de vapor existentes existentes y caerán al fondo fondo de la nube. nube. Será nieve o agua dependiendo de su temperatura Teoría de la coalescenc coalescencia: ia: 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 Nubes
frías. Temperatura Temperatura < 0º C en toda o parte. parte.
Cristales
de hielo (núcleos de sublimación), agua y agua subfundida. Precipitación sólida o líquida.
Nubes
calientes. Temperatura > 0º 0º C en toda la nube. nube.
Fundamentalmente en los trópicos.
Tienen Tienen
gotas “gigant “gigantes” es” que al caer caer aumentan aumentan más más su tamaño dando lugar a +shra
Tipos de precipitaciones • Sólidas Granizo: 5 a 50 mm (Colisión con gotas superenfriadas)...
– Gran ranizo • Menudo gs • Grue rueso – Nieve
gr
Nieve: Desde 1mm a 2-5 mm
sn
Llovizna: 0,2 a 0,5 mm visibilidad: 500 a 3000 m
• Líquidas – Llov lovizn izna
dz
– Lluvia
ra
– Chuba hubasc sco o
shra
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 barlovento.. A sotavento, el aire desciende, 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.
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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 ello que en en lo suces sucesivo ivo sólo sólo se se atende atenderá rá al campo campo de de 500 hPa hPa para para determinar determinar este este forzamien forzamiento to dinámico, dinámico, que que será positivo positivo (ascensos, (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 cuasigeostr cuasigeostrófico ófico para ondas en desarrollo. desarrollo. Esto produce un forzamiento 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 prescin prescindirá dirá de hacer hincapié hincapié en la la influenc influencia ia de de este este forzam forzamiento iento 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.
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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, f uertes, pueden verse virgas. Si las fuertes fuertes ascende ascendencias ncias super superan an los 0º C, se forma forma el granizo Las precipitaciones de las nubes convectivas shra
Ns
Virga
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Efectos de las precipitaciones en el vuelo Efectos de la lluvia Efectos del granizo y pedrisco Efectos de la nieve
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Masas de aire
Contenido • Introducc Introducción: ión: meteorolo meteorología gía sinóptica sinóptica • Def Defini inició ción. • Origen Origen o zonas manantiales manantiales de las las masas masas de aire: evolución. • Clasif Clasifica icació ción n de las las masas masas de aire aire.. • Factores Factores que modifican modifican las caracterís características ticas de las masas de aire.
1
Definición Masa
de aire es una gran porción de la atmósfera (troposfera) de características uniformes, (temperatura, humedad, densidad, gradiente térmico vertical, visibilidad,....). Extensión horizontal > 1.000 millas . El
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 Las
grandes zonas del planeta donde el aire puede permanecer largo tiempo, en condiciones de gran estabilidad y clima uniforme, cuya área supera los 3*10 6 km2, constituyen las regiones manantiales. Grandes
anticiclones casi estacionarios, subtropicales, polares o continentales de invierno.
El
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.
La
modificación de sus variables constituye su evolución y dependerá 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 (A): mA y cA. • Polar (P) – Pol Polar ar Fría Fría (PF (PF): ): mPF y cPF. – Pol Polar ar Cáli Cálida da (PC (PC): ): mPC y cPC.
• Trop opiica call (T (T): mT y cT. • Me Medi dite terr rrán ánea ea (M (M). ).
4
5
6
7
Masa de aire mediterráneo
Mecanismos causantes de las modificaciones Calentamiento por debajo: inestabilidad Enfriamiento por debajo:
Inversión de temperatura.
Aumento de evaporación, con el aumento de humedad. Aumento
o disminución condensación o evaporación. evaporación.
del
calor
latente,
por
Mezcla turbulenta. Ascenso cadena montañosa.
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Frentes
1
2
Contenido • Superfi Superficie cie fronta frontal: l: defi definic nición ión • Frente Frente pola polar, r, Frent Frentee ártico ártico,, frente frente mediterráneo e ITCZ. • Clas Clasif ific icac ació iónn • Frente frío y frente frente cálido: cálido: nubes nubes asociadas asociadas • Oclusiones • Condic Condicion iones es de vuelo vuelo en en los frente frentess
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 Corresponde
a la superficie de separación de la masa de aire polar y tropical. Desde
35 ºN hasta 65 ºN
Teoría de Bjerknes
Frente Ártico Corresponde
a la superficie de separación de la masa de aire polar y el ártico. Se
mueve por latitudes más altas que el frente polar
4
Frente Mediterráneo Corresponde
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. Se
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 Oclu Oclusi sión ón cáli cálida da Oclu Oclusi sión ón fría fría Est Estacio aciona nari rioo
7
Frente cálido La masa cálida avanza sobre la fría remontando la superficie frontal. Al ascender ascender el aire aire formará nubes, generalmente, 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:
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Precipitación frontal
10
Amplio cinturón de lluvia de tipo estable Cs Cb
As
Aire cálido
Aire frío
Ns
Aire cálido
Aire más frío
Cb Ns
Aire más frío
O. Cálida
Aire frío
Ac
Cs
O. Fría
Frente estacionario La dirección de los vientos coincide con la línea del frente Su recorrido puede bloquearse por un anticiclón
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Vuelo en frentes Aviones de reacción y convencionales 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.
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Vuelo en frentes Si la base de de los Cb está está por encima encima del nivel nivel mínimo 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.
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Sistemas de presión: Anticiclones
Contenido • Movimie Movimiento ntoss de los sistema sistemass de presión presión:: isalobaras • Efectos Efectos de de las cordill cordilleras eras en los los frentes frentes • Gene Genera rali lida dade dess • Antici Anticiclo clone ness calie caliente ntess • Anti Antici cicl clon ones es frío fríoss – Esta Estaci cion onar ario ioss – Diná Dinámi mico coss
• Dorsa Dorsales les,, situ situac ación ión omeg omegaa
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 l as 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 Los
anticiclones suelen comprender extensas áreas, con presiones en el centro, alrededor de los 1.040 mb.
El
viento en la zonas centrales es flojo, aumentando en los puntos donde aumenta el gradiente horizontal de presión. Una
de las subsidencia.
características
más
importantes,
la
T A B
4
Anticiclones calientes Están formados por aire caliente. Estacionarios. Son de grandes dimensiones. En contra de
lo que pudiese parecer, en verano, se forman sobre el mar. Dinámicos.
Provienen de un anticiclón estacionario. No son de gran extensión y se mueven por las corrientes en altura. Tanto
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 Pueden ser también estacionarios y Se forman en invierno sobre los Uno de los más
dinámicos.
continentes.
importantes, el Eurasiático.
Pueden
dar lugar a cencellada. Las nieblas de irradiación suelen durar más tiempo que los anticiclones cálidos. f ormado por cuñas Anticlón frío dinámico esta formado
6
Situación Omega
7
B
A
A
B
8
Sistemas de presión: Depresiones no frontales
Contenido • Gota Gota fría fría:: DANA DANA • Depr Depres esió ión n térm térmic icaa • Borr Borras asca ca oro orogr gráf áfic icaa • Cicl Ciclon ones es trop tropic ical ales es • Torn Tornad ado o y trom tromba ba mar marin inaa
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. 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.
menos buena en función de ⇒La visibilidad, será más o menos 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, entrada, hasta hasta 10.000 ft. Viento Viento hacia 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 Zona de nubosidad y chubascos intensos. ⇒- Capa de salida. salida. Desde Desde los 20.000 20.000 ft hasta la tropopaus tropopausa. a. ⇒Fuera del centro del ciclón el aire se desploma, según la siguiente imagen.
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8
Características de los ciclones • Temp Temper erat atur uraa ele eleva vada da • Orig Origen en y des desar arro roll llo o – Existencia Existencia de una una perturbación perturbación inicial – 2*Ω*senϕ > valor mínimo – Tempe Tempera ratur turaa del del agua agua > 28º 28º C – Cizalladura Cizalladura vertical vertical del del viento pequeña pequeña
• Velocidad. Velocidad. Primero Primero del E y después después del S. S. • El ciclón ciclón pierde pierde activid actividad ad al adentrars adentrarsee 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).
centro, unos 25 mb menor que que en la ⇒La presión en el centro, 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.
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Engelamiento
Contenido • Defi Defini nici ción ón,, subfu subfusi sión ón • Factor Factores es de de hielo hielo dura durante nte el vuelo vuelo • Clas Clases es de de enge engela lami mien ento to • Condicion Condiciones es de vuelo vuelo en nubes nubes engelantes engelantes • Efec Efecto toss orog orográ ráfi fico coss • Isocero • Idea sobre sobre el comportami comportamiento ento del avión avión al producirse engelamiento
1
Factores de hielo durante el vuelo Factores meteorológicos
comprenden:
El
contenido de agua subfundida subfundida en el aire
El
contenido de cristales de hielo en el aire
La temperatura y la humedad La distribución por tamaños de gotitas
y cristales
aerodinámicos:: Factores aerodinámicos La eficiencia de la
aeronave
La velocidad de la aeronave La temperatura de la superficie de
la aeronave
2
Resumiendo Factores físicos del engelamiento: Temperatura El
entre 0ºC y –20ºC (límite –40ºC) –40ºC)
contenido de agua líquida
Tamaño
de las gotas (afecta a la velocidad de engelamiento) Eficiencia de captura Calentamiento aerodinámico Condiciones básicas para la formación de engelamiento: Tsfc del En
avión avión < 0ºC 0ºC
la ruta haya gotitas de agua líquida subfundida
Clases de engelamiento ⇒Hielo
granular:: Opaco, blanco y de estructura fibrosa. granular No pesa y se adhiere poco. Cuando el avión choca con pequeñas pequeñas gotas gotas superen superenfríad fríadas. as. T < -8º hasta hasta -20º C. ⇒Hielo
claro:: Es el más peligroso. Denso, transparente y claro cristalino. Se desprende con dificultad. Lo producen grandes gotas superenfríadas. T entre 0 y –10ºC. Se forma en gene genera rall entre entre 0º 0º y -1º C. Nieve:: ⇒Nieve
Si es seca seca no se adhiere, pero pero si, si está está húmeda (gotas de agua subfundida + cristales de hielo)
Escarcha:: ⇒Escarcha
En invierno, al bajar la temperatura superficia superficiall de 0º C, el vapor vapor se sublima. sublima. Lo que origina 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 temperatura de las gotas de agua 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 por la fuerte ventilación. ventilación. ⇒Si
t=0º C, el engelamiento engelamiento es máximo máximo en los bordes bordes de la nube, donde la humedad disminuye.
⇒El
engelamie engelamiento nto es máximo máximo entre entre 0º 0º y -8º C y el avión avión se se mantiene a 0º 0º C, mientras las 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 débil minutos alcanza cierto espesor.
⇒Engelamiento
moderado:: En corto espacio se enturbian moderado 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. fuerte Acumulación >50mm/5min. Fuerte pérdida de potencia. La velocidad puede reducirse en un 25%.
5
Nubes engelantes, condiciones de vuelo ⇒Cu
y Cb.Cb.- Pued Puedee habe haberr enge engela lami mien ento to especialmente en la mitad superior de los Tcu. →Aconsejable,
rodearlos. Los Tcu, engelamiento más fuerte que los Cb.
fuer fuerte te,,
pueden
dar
Ns..⇒Ns
Engelamiento ligero, salvo en las las proximidades de las montañas. Debido a su extensión, puede haber importante acumulación de hielo. ⇒St
y Sc.Sc.- Puede ser moderado moderado en el tope de la nube. Si cae nieve de los St, no hay engelamiento (no hay agua) Ac..⇒Ac
Ordinariamente ligero y ocasionalmente ocasionalmente moderado. Se evita fácilmente cambiando de nivel de vuelo.
Nubes engelantes As..⇒As
No suelen producir engelamiento engelamiento por estar formados formados solo por cristales de hielo. →Si ⇒Ci,
hay As y Ac, el engelamiento puede ser ligero.
Cs y Cc.Cc.- Raramente Raramente hay engelami engelamiento ento
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 ⇒Altitud
de la isoter isoterma ma de de 0º C.
⇒Una
inversión de temperatura puede dar lugar a varias isoceros. ⇒A
veces puede localizarse con la ayuda del radar
♠Calentamiento
♠La
del avión por velocidad
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 al allí existentes (Aristótele (Aristóteles, s, 384 – 322 a.C.) a.C.)
Contenido • Condic Condicion iones es de formac formación ión • Estruc Estructur turaa de de una una tormen tormenta ta • Efecto Efectoss del reven reventón tón desc descend endent entee • Clasif Clasifica icació ción n de las las torm torment entas as – Fr Fron onta tale less – De mas masaa de aire aire
• Vuelo Vuelo a travé travéss de torme tormenta ntas: s: rada radarr y tormentoscopio
1
Condiciones de formación Aire inestable: Aumento de temperatura en capas bajas Enfriamiento en capas altas Humedad 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 parte baja baja anterior anterior está está una nube nube en forma 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 Estado de desarr desarroll ollo. o. Toda Todass las las corr corrien ientes tes ascendentes y particularmente intensas por encima de 0ºC. B.- Estado de madurez. Las gotas o cristales cristales de hielo no pueden mantenerse y empiezan las precipitaciones, lo que da lugar a corrientes descendentes, más fuertes por debajo debajo de los 0º 0º C. Primera racha C.- Estado Estado de disipaci disipación. ón. Predom Predominan inan las las corriente corrientess 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 • Torment Tormentas as front frontales ales (cualqui (cualquier er hora hora)) – Fren Frente te frío frío – Frente Frente cálido cálido (Cb entre Ns) – Líneas Líneas de turbona turbonada da (barrera (barrera de de Cb)
• Loca Locales les (De masa masass de de air aire) e) – De origen origen térmic térmico o • Terrestres Terrestres (Convectiva (Convectivas, s, verano) verano) • Marítimas Marítimas (Pf, sobre agua caliente, caliente, invierno) invierno)
– Orog Orográ ráfic ficas as – Mezcla Mezcla turbu turbulen lenta ta
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
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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, locales, pero no así así las, frontales. Si la base está está bastante bastante alta, alta, se puede puede intentar intentar pasar 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.
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13
METAR, SPECI
1
Luxemburgo
LELC
151000Z San Javier
2
Unidades del viento
KMH, KT KT ó MPS
Si v > 100 kt (50MPS ó 200KMH), la intensidad del viento, será: P99KT, P99KT, P49MPS P49MPS ó P199KMH 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 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 19/08 Q1016=
150P99KT 9999 +PO NSC
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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 Cuando la direcci dirección ón media media del viento viento en la superficie 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 cambio en la velocidad velocidad media del viento viento de 20 km/h (10 kt) o más; y c. cambios cambios en en el viento viento pasando pasando por valore valoress 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 requerirían un cambio cambio en las las pistas pistas en en uso; uso; e e. indicarían indicarían que que los compo componente nentess de cola cola y transve transversal rsal 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 prevea que que la visibilid visibilidad ad empeore empeore y pase pase por uno o más de los siguientes valores: 1. 150, 150, 350 350,, 600, 600, 800 800,, 1500 1500 ó 3000 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 indicará el inicio, cese o cambio de intensidad previstos 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 terminación prevista prevista de estos fenómenos fenómenos se indicará mediante 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 aumente y camb cambie ie a, a, o pase pase por por uno 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 450 m (1500 (1500 ft), ft), el descienda por debajo o suba por encima de 450 TREND indicará también los cambios en la cantidad de nubes: 1. de SKC, SKC, FEW o SCT SCT aumen aumentan tando do a BKN u OVC; OVC; o 2. de BKN BKN u OVC disminu disminuyen yendo do a SKC SKC,, FEW FEW o SCT. SCT. Cuando no se pronostiquen pronostiquen nubes cumulunimbus 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 utilizará la abreviatura abreviatura NSC.
Visibilidad vertical
Si se se prev prevéé que que el cie cielo lo per perma mane nece cerá rá oscu oscure reci cido do o que que se oscurecerá, y se dispone en el aeródromo de observ observaci acione oness de visibi visibilid lidad ad vertic vertical, al, y se pron pronost ostica ica que que ést éstaa mej mejor orar aráá y camb cambia iará rá a, o pas pasar aráá por por uno uno o más de los siguientes valores o cuando se pronostica que empeora empeorará rá y pasará pasará por uno uno o más de los los siguientes siguientes 300 m (100, 200, 500 500 ó 1000 ft). valores: 30, 60, 150 o 300 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 ........
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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 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 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 (Anexo 3. Capítulo 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 SIGMET;"............(Anexo 3. Capítul Capítuloo 3- OACI)· 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 Las Palmas Palmas (GCGC) (GCGC) : FIR/UIR de Canarias. Canarias.VER ANEXO II: COORDENADAS Y MAPA DE LAS FIR/UIR.
Límitites Lím es 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 Información de vuelo( SFC 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 desplazará hacia el Este a 40 Km por hora y que decrecerá decrecerá su intensidad. 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 Está acompañado de tormentas tormentas frecuentes con los topes de las nubes en el nivel de vuelo 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 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
GMMC-
CASABLANCA FIR ISOL EMBD TS OBS/FSCT BASED ON SATELLITE MAINLY: - OVER LAAYOUNE LAAYOUNE AERA - NORTH OF 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 FL150 en una región región de informa información ción de vuelo (FIR) (FIR) o en una subzona subzonade de la misma. Superficie hasta FL150 , para áreas montañ osas. 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 Madrid FIR subzona Norte------Norte-------------------------------------------- CNP (Madrid)⇒ LEMM Madrid Madrid FIR subzona Sur--------Sur------------------------------------------------ CNP (Madrid)⇒ LEMM Barcelona FIR-----------------------------------------CNP (Madrid)⇒ LEMM Canarias TMA---------------------------------------- GPV(Las Palmas)⇒ GCGC
5
B FAEW41 LEMM FAEW41 LEMM 180500 LECS GAMET GAMET VALID VALID 180900/181500 LEMM MADRID 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: GIBRALTAR ALBACETE BADAJOZ ---------------------------------------020HFT 227/020KT PS17 195/009KT PS17 191/021KT PS14 050HFT 230/029KT PS10 234/026KT PS11 209/031KT PS07 100HFT 224/034KT MS01 235/035KT MS01 216/046KT PS00 150HFT 220/042KT MS10 228/037KT MS10 219/046KT MS10 200HFT 218/048KT MS19 223/039KT MS20 221/048KT MS20 300HFT 235/047KT MS42 227/055KT MS43 222/058KT MS43 FZLVL:
097 HFT AMSL
097 HFT AMSL
098 HFT AMSL
MNM MSL: 1015 HPA
6
AIRMET DEFINICIÓN: La información AIRMET AIRMETdará, dará, para vuelos por debajo del FL150, 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 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 ex ceder 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
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