Meterologia

METEOROLOGÍA.

• Es la ciencia que estudia a la
atmósfera

• La meteorología del griego
μετέωρον, meteoro, "alto en el cielo” y
λόγος, logos, "conocimiento, tratado“.

• Ciencia interdisciplinaria que estudia
el estado del tiempo, el medio
atmosférico, los fenómenos allí
producidos y las leyes que lo rigen.

• Es el estudio de los fenómenos
atmosféricos y de los mecanismos
que producen el tiempo, orientado a
su predicción

METEOROLOGÍA.

La TIERRA está constituida por 3 partes:
1.- Sólida: llamada litosfera,
2.- Recubierta por agua: llamada hidrosfera
3.- Ambas envueltas por capa gaseosa:
LA ATMOSFERA

GEOFÍSICA: Ciencia que estudia estas
características, las propiedades y los
movimientos de las tres capas
fundamentales de la Tierra.

METEOROLOGÍA: Rama de la geofísica que estudia
la envoltura gaseosa de la tierra y sus
fenómenos.

TIEMPO ATMOSFÉRICO: Condiciones actuales

CLIMA: Condiciones medias durante un largo periodo
(del lugar o región).

LA ATMOSFERA

 La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la tierra y que se
mantiene unida al planeta por la fuerza de la gravedad.

 La atmósfera rodea al planeta Tierra y nos protege impidiendo la
entrada de radiaciones peligrosas del sol.

 La atmósfera es una mezcla de gases que se vuelve cada vez más
tenues hasta alcanzar el espacio.

Entre sus funciones más importantes cabe destacar que provee a
los seres vivos de gases imprescindibles para la vida, forma parte
del ciclo hidrológico y distribuye la energía del sol por toda la Tierra.

A la atmósfera se le denomina con el nombre de AIRE.

COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA.

 La atmósfera terrestre consiste en una
mezcla de gases (aire) formada por:
– Nitrógeno (78%),
– oxígeno (21%),
– gases inertes, hidrógeno, dióxido de
carbono y vapor de agua.

 El conjunto adquiere una característica
coloración azul debida a la dispersión
de la luz solar por las moléculas del
aire.

COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA.

 Nitrógeno 78,08 %
 Oxígeno 20,95 %
 Argón 0,93 %
 Anhídrido carbónico 0,03 %
 Neón 0,0018 %
 Helio 0,0005 %
 Criptón 0,0001 %
 Hidrógeno 0,00006 %
 Ozono 0,00004 %
 Xenón 0,000008 %

LA TROPOSFERA
Es la capa inferior, en ella ocurren los llamados fenómenos
meteorológicos, tiene una altitud 6km en los polos y 20 km en el
ecuador, contiene el 70% peso de la atmósfera y el gradiente de
temperaturas de 6.5° C/km.

ESTRATOSFERA.
Se caractriza por ausencia vapor de agua y temperatura homogénea (entre -55° C y
- 40° C); el oxígeno, en forma triatómica constituye la capa de ozono, que
absorbe radiaciones ultravioleta, evitando que lleguen directamente a la superficie
terrestre, ya que destruirían todo vestigio de vida.
Cerca del límite superior, la temperatura aumenta bruscamente y considerable
hasta los 10° C.

MESOSFERA
En la mesosfera, generalmente la
temperatura decrece con la altitud hasta
alcanzar 95°C o menos, cuando se llega a
una altitud aproximada de 80 km. A este
último nivel está situada la mesopausa
que es el límite superior de la mesosfera.

Se considera que el aire es homogéneo
hasta la mesopausa, hasta este nivel, las
proporciones de los gases que
constituyen la atmósfera son
prácticamente constantes, salvo lo que
concierne al vapor de agua y al ozono.

Esta parte de la atmósfera se designa con
el nombre de homosfera.

La homosfera comprende la troposfera, la
estratosfera y la mesosfera.

LA IONOSFERA
Las regiones de la termosfera y de la mesosfera
caracterizadas por la ionización constituyen la
ionosfera. La importancia de la ionosfera
deriva del hecho de que los electrones, en
particular, reflejan las ondas radioeléctricas.

Capa enrarecida y compuesta por iones
(átomos han ganado o perdido 1 o más
electrones), poseen una carga eléctrica.

Empieza a los 80 km y termina a los 400 km.
Se reflejan ondas de radio, permitiendo las
comunicaciones a gran distancia, al vencer la
curvatura de la Tierra.

Se producen auroras y se ven bólidos.
De los 80 a 160 km gran cantidad de átomos
de oxígeno e iones, De esa cota a 400 km
abunda el nitrógeno ionizado

LA TERMOSFERA
Se caracteriza por un aumento progresivo de la
temperatura. Este aumento de temperatura se
produce hasta cerca de 400 km pero, en períodos
de actividad solar, puede llegar hasta 500 km,
aproximadamente.

La composición de la atmósfera en la termosfera
es distinta, ya que debido a los efectos de los rayos
ultravioleta y de los rayos x emitidos por el sol, las
moléculas de un gran número de gases se separan,
quedando, por lo tanto, libres los átomos que las
constituían.

Los gases tienen menos tendencia a mezclarse y
las moléculas y átomos más pesados se separan de
los otros por efecto de la gravedad. Debido a esto,
a medida que se asciende, las moléculas de
nitrógeno, más pesadas, ceden su sitio a los
átomos de oxígeno, que a su vez son
reemplazados, a niveles más altos, por los átomos
del hidrógeno, más ligeros.

LA EXOSFERA
Se encuentra a partir de los 1.000 km, y apenas
existen moléculas de materia. Es la región que
exploran los satélites artificiales y no tiene la
menor influencia sobre los fenómenos
meteorológicos.

La densidad de la atmósfera a nivel de la
mesopausa es ya muy pequeña que son
extremadamente raras las colisiones entre
partículas neutras. El recorrido libre medio es
tan grande que las partículas neutras pueden
escapar a la fuerza de atracción terrestre.

En esta región las moléculas y los átomos
pueden ser considerados como proyectiles
balísticos en miniatura. Algunos se elevan y
después caen, otros se ponen en órbita alrededor
de la tierra, y otros se escapan de la atmósfera y
pasan al espacio
interplanetario.

CALOR
Es una forma de energía. El calor es energía en tránsito; siempre fluye de
una zona de mayor temperatura a una zona de menor temperatura

TEMPERATURA

Es la medida del efecto del calor, cuando una sustancia contiene calor esta
puede medirse cuan caliente o fría está.

Es la propiedad de los sistemas que determina si están en equilibrio térmico.

En resumen: los dos términos relativos al propio calor, son, la temperatura,
que se expresa en grados, y la cantidad de calor, que se expresa en
calorías.

ESCALAS TERMOMÉTRICAS
 Las dos escalas termométricas más comúnmente usadas son la Celsius
(centígrados), y la Fahrenheit.

 La escala Celsius es usada exclusivamente para la temperatura del aire a
grandes alturas y está rápidamente siendo adoptada a nivel mundial para la
determinación de la temperatura en la superficie.

 Referencias: punto de fusión del hielo puro y el punto de ebullición del agua
NMM.

 Fusión hielo 0 grados Celsius o 32 Fahrenheit;

 Ebullición agua 100 Celsius o 212 Fahrenheit.

 Podemos convertir de una escala a otra con las siguientes formulas:
ºC= (ºF-32)/1.8 ºF=(1.8 )( ºC) +32

MEDIDAS DE TEMPERATURA Y CALOR
 La cualidad en los termómetros de mercurio es la
dilatación, pero existen otros tipos de termómetros.

 Se utiliza el mercurio para construir termómetros porque
es un metal que es líquido entre -20 ºC y 100ºC y porque se
dilata mucho. El metal se encuentra dentro de un tubo fino
(capilar). La longitud de la columna es proporcional a la
dilatación y el nivel de agitación de la sustancia a medir.

EFECTOS DE LA TEMPERATURA EN LA ATMÓSFERA

 La energía liberada por el sol de la fusión nuclear sale
al espacio como luz visible, rayos
x, infrarrojos, cósmicos, ondas ultravioletas, etc.

 De la energía que llega a la tierra, aproximadamente el
50% es reflejado por la atmósfera, absorbiendo la
superficie terrestre el 50% restante.

MECANISMOS DE CALENTAMIENTO DEL AIRE
El aire es diatérmico, absorbe poco del calor solar, la radiación solar
calienta la superficie terrestre, la cual adquiere temperaturas
desiguales, por ejemplo: las tierras se ponen más calientes que la
superficie del agua, la arena de la playa se pone más caliente que un
prado, etc.
El aire que se encuentra en contacto con el suelo se calienta por
conducción, en una capa delgada.
El aire que se calienta por conducción se hace menos denso, dando
lugar a corrientes de convección gracias a las cuales la atmósfera
puede calentarse hasta altitudes muy considerables.

Cuando el suelo se enfría, una capa delgada de aire se
enfría también por conducción. Este es el caso de las
horas nocturnas en particular.

Cuando el aire se encuentra sobre extensiones de agua,
de hielo o nieve, con una temperatura inferior a él, se
enfría igualmente por contacto.

Por medio del viento, los fenómenos llamados de
turbulencia llevan los efectos de calentamiento y
enfriamiento a diferentes alturas de la atmósfera.

INSOLACIÓN
Cantidad de energía en forma de radiación solar que llega a un
lugar de la Tierra en un día concreto (insolación diurna) o
en un año (insolación anual).

ALBEDO

El albedo es la relación,
expresada en porcentaje, de la
radiación que cualquier
superficie refleja sobre la
radiación que incide sobre la
misma. Las superficies claras
tienen valores de albedo
superior a las oscuras, y las
brillantes más que las mates. El
albedo medio de la Tierra es
del 30-32% de la radiación que
proviene del Sol.

VARIACIÓN DIURNA DE LA TEMPERATURA

Al medio día: superficie recibe más calor, aire más
ligero, ascenderá originando baja presión.

Durante la noche: la superficie se enfría y a su vez
enfría el aire próximo originando una capa de aire frío
y denso que desciende; originará una presión alta.

Hasta aquí me quede

La variación diurna de la temperatura corresponde al
cambio de temperatura que experimenta la tierra a causa
de su rotación del día hasta la noche.
Durante el día la tierra se calienta a causa de la radiación
solar, pero al mismo tiempo se enfría a causa de la
radiación terrestre.
Por la noche el proceso es contrario, la tierra no recibe
radiación solar pero continua cediendo radiación y a su
vez enfría el aire próximo originando una capa de aire frío
y denso que desciende; originará una presión alta.

 Para que la tierra y la atmósfera permanezcan en equilibrio
es necesario que la cantidad de radiación que reciben sea
igual a la radiación emitida, de otra forma resultaría un
enfriamiento o calentamiento progresivo.

 Sin embargo este equilibrio es a nivel global, porque en
cada zona se comporta de manera independiente.

 El color, textura, nubes, lluvia, vegetación, nieve, etc.
afectan la absorción de la radiación solar.

FACTORES QUE AFECTAN A LA ATMÓSFERA

PRESIÓN
El peso total de la atmósfera es de unos 6.000
billones de toneladas
 La presión debida al peso del aire se
denomina presión atmosférica.
 La atmósfera, que es la cantidad de peso
que ejerce una columna de mercurio de
760 milímetros, a la latitud de 45° y al
nivel del mar
DENSIDAD
 Con la altura no sólo disminuye la
presión, sino también la densidad del
aire,
 Ley fundamental de los gases, la
densidad de los mismos depende de la
presión a que están sometidos.

FACTORES QUE AFECTAN A LA ATMÓSFERA

HUMEDAD Y PRECIPITACIÓN.
 La atmósfera contiene cantidades
variables de agua en forma de vapor (5
primeros km en
troposfera), procedente del fenómeno
de la evaporación.
 La cantidad de vapor de agua, en un
volumen dado de aire, se denomina
humedad.
 El agua en atmósfera
depende, principalmente, de la
temperatura. Más caliente, mayor
cantidad de vapor de agua que puede
retener.

Esa masa de aire o envoltura
gaseosa en cuyo fondo
vivimos, tiene un peso, por lo que
ejerce una presión sobre los
objetos y las cosas. En realidad, es
un inmenso océano de aire, en el
que viven animales y plantas.

El peso total de la atmósfera es de
unos 6.000 billones de toneladas.
Sin embargo, ese peso apenas lo
notamos. A nivel del mar nuestro
cuerpo soporta una presión
periférica de algo más de un kilo
por cm², pero esa presión sobre la
piel se equilibra por la que ejerce
hacia afuera el aire que entra en
los pulmones y la sangre. A causa
de esto no advertimos los 15.000
kilos que soportamos cada
uno, más o menos.

LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA

La presión atmosférica es la fuerza por unidad de superficie que ejerce la
atmósfera en virtud de su propio peso, numéricamente es igual al peso de una
columna vertical de aire que tiene por base la unidad de superficie y cuya altura
se extiende hasta el límite exterior de la atmósfera.

Suele expresarse en forma de los milímetros de una columna de mercurio
(densidad 13.5951 gr/cm3), en condiciones de gravedad tipo (980.665
cm/s2), capaz de equilibrarla.

En meteorología se usa el milibar (mb) equivalente a 103 unidades
cegesimales de presión: en el sistema internacional la unidad es el
Pascal o Newton · m-2; 1 mb = 102 Pascal.

Debido a que el aire no es sólido nosotros no podemos pesarlo con
escalas convencionales.

Torricelli probó hace tres siglos que él podía pesar la atmósfera por el
balanceo del aire contra una columna de mercurio. Lo que realmente
él midió fue la presión, convirtiéndola directamente a peso.

P = F/S

La primera unidad para medir presión
atmosférica "milímetro de mercurio" (mm
Hg), Columna de mercurio, de 760 mm.

Países de habla inglesa, de uso frecuente
las "pulgadas de mercurio" (Hg) y las
"libras por pulgada cuadrada " (psi).

Posteriormente, se empleo el sistema
CGS, centímetro, el gramo y el segundo,
"baria",igual a la fuerza de una dina
actuando sobre una superficie de un
centímetro cuadrado.

MEDIDORES Y MEDIDAS DE PRESIÓN.
El instrumento que diseñó Torricelli para medir la presión fue el barómetro.
Los servicios de meteorología en la aviación usan dos tipos de barómetros en
la medición de presión, el mercurial y el aneroide (altímetro), ver siguientes
dibujos.

MEDIDORES Y MEDIDAS DE PRESIÓN.

 Barómetro de mercurio.

 Barómetro de Fortin.

 Barómetro Aneroide.

UNIDADES DE MEDIDA DE LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA

Las medidas más conocidas son: “pulgadas de mercurio” y
“milímetros de mercurio”.

Pero debido a que su presión es fuerza por unidad de área, una
expresión más correcta de presión es “kg o lbs” por “pulgada
cuadrada” o “gramos por centímetro cuadrado”. El término
hectopascal (milibar), precisamente expresa presión como una
fuerza por unidad de área, un hectopascal es una fuerza de 1,000
dinas por centímetro cuadrado.
El hectopascal está siendo rápidamente adoptado mundialmente
como la unidad universal de presión.

CONVERSIÓN DE UNIDADES
Pulgadas de HG mm de HG HPA

1 25.4 33.86

0.0394 1 1.33

0.0296 0.75 1

VALORES DE LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA
Torr
pulg.
UNIDAD Atm. Pa Bar Psi mm Hg. pulg. H20
Hg.

Atm. 1 101 325 1.01325 14.69594 760 760 29.9216 407.1894

MAREA BAROMÉTRICA

La marea barométrica es el cambio de la presión debido a la
variación de la temperatura en el día y la noche.

Cuando al medio día la superficie recibe más calor, el aire se torna
más ligero con lo cual ascenderá originando en el lugar una baja
presión, por el contrario durante la noche en las primeras horas
del día la superficie irradió la energía ganada durante el máximo
calentamiento con lo cual la superficie se enfría y ésta a su vez
enfría el aire próximo a ella originando una capa de aire frío y
denso que desciende con lo cual originará una presión alta.

Hay otros cambios de presión muy importantes como son
estacionales, latitudinales, con la altitud, con la temperatura e
irregulares.

ATMÓSFERA ESTANDAR
Atmósfera tipo o ISA (International Standard Atmosphere), es una
atmósfera hipotética, cuyas constantes más importantes son:

 Unos valores en superficie al nivel del mar de:
 Temperatura: 15ºC (59ºF).
 Presión: 760 mm o 29.92" Hg, 1013.25 mb por cm².
 Densidad: 1.325 kg. por m³.
 Aceleración debido a la gravedad: 9.8 ms/segundo².
 Velocidad del sonido: 340.29 ms/segundo.
 Gradiente térmico de 1.98ºC por cada 1000 pies o 6.5ºC por cada
1000 mts.

ALTIMETRÍA

Es la técnica que se encarga de la medida de las distancias verticales, las cuales se
miden con el altímetro.

EL ALTÍMETRO.- Dispositivo mecánico o eléctrico que se utiliza en las aeronaves para
medir la altura a la que se encuentran con respecto a la superficie de la tierra o el nivel
medio del mar. Es un barómetro aneroide. La diferencia es la escala. El altímetro está
graduado para leer incrementos de altura en lugar de unidades de presión.

ALTITUD VERDADERA.- Debido a que las condiciones existentes en la atmósfera real
rara vez son iguales a la estándar, las indicaciones de altitud en el altímetro rara vez
son altitudes verdaderas. Altitud verdadera es la real o exacta altitud sobre el nivel
medio del mar, si su altímetro no indica altitud verdadera, ¿entonces que indica?

ALTITUD INDICADA.- Mostrando el efecto de temperatura media sobre el grosor de las
tres columnas de aire. La presión es igual en la parte baja y en la parte alta de las tres
capas. Debido a que el altímetro es esencialmente un barómetro, la altitud indicada por
el altímetro en la parte alta de cada columna debería ser la misma. Para ver el efecto
más claramente nota que en el aire caliente, tu volarías a una altitud más alta. En el
aire frío tú volarías más bajo.

ELEVACIÓN.- Es la distancia vertical entre un punto o nivel en la superficie de la tierra y el
nivel medio del mar (N.M.M.).
ALTITUD.- Es la distancia vertical entre un nivel, punto u objeto considerado como punto y el
N.M.M.
ALTURA.- Es la distancia vertical entre un punto u objeto considerado como punto en el
espacio, y un punto de referencia en la superficie terrestre.

CORRECCIONES ALTIMÉTRICAS
Reglaje altimétrico es el valor al cual la escala de presión del altímetro es
reglada para que el altímetro indique altitud verdadera sobre la elevación del
terreno.

REGLADO EN QNH.- Valor de la presión de la estación reducida al nivel
medio del mar mediante la agregación de la presión de una columna de aire
cuyas características de densidad son iguales a la de la atmósfera estándar y
cuya longitud equivale a la elevación de la estación. Este reglaje en particular
es llamado reglaje altimétrico. La utilización del QNH permite comparar
inmediatamente y con suficiente precisión la altitud de la aeronave con la de
los obstáculos que haya a sus alrededores, obstáculos que en los mapas de
navegación figuran medidos a partir del N.M.M.

El QNH en vuelo nos proporciona la altitud de la aeronave y al aterrizar la
elevación del aeropuerto.

REGLADO EN QFE.- Valor de la presión de la estación. Si estando el avión
en tierra reglamos el altímetro a 0 metros (pies), el valor que aparece en la
ventanilla del limbo graduado como presión inicial, es la presión al nivel del
altímetro; y es por supuesto, la presión al nivel aeródromo, que es la que
mide en su barómetro la oficina de meteorología; se llama QFE.
Si el piloto en vuelo regla su altímetro sobre QFE, leerá prácticamente 0
metros (pies) cuando aterrice. Así, este reglaje es utilizable para las
maniobras de aproximación por instrumentos, porque en la maniobra final
siempre se conoce la altura sobre la pista de aterrizaje. Tiene la desventaja,
sin embargo, de que no permite una comparación instantánea de las
respectivas altitudes del avión y de los obstáculos sobrevolados.

REGLADO EN QNE.- Valor de presión de la atmósfera estándar, a la altitud
“0” (N.M.M. de la atmósfera estándar), o sea, 1,013.25 HPA o 29.92 pulgadas
de HG.
Este tipo de reglaje garantiza un reglado uniforme e invariable de los
altímetros de todas las aeronaves en ruta, lo cual permite separar
verticalmente a los que utilizan un mismo espacio aéreo, asignándoles
diferentes niveles de vuelo y eliminando así prácticamente el riesgo de
colisiones. Este reglaje en vuelo nos indica la altitud presión de la aeronave o
(nivel de vuelo).

EL VIENTO

El viento es la variable de estado de movimiento del aire. En meteorología
se estudia el viento como aire en movimiento tanto horizontal como
verticalmente.
Los movimientos verticales del aire caracterizan los fenómenos
atmosféricos locales, como la formación de nubes de tormenta.

MOVIMIENTO DEL AIRE EN LA HORIZONTAL Y EN LA VERTICAL

El movimiento del aire, se acostumbra resolver en dos componentes: Una
Horizontal y la otra en Vertical.

La componente horizontal supera considerablemente en magnitud a la
componente vertical, equivale a decir, que las corrientes de aire son más
cercanamente paralelas a la superficie, que a cualquier plano vertical.

La componente horizontal recibe el nombre de “Viento”, tal componente
horizontal puede determinarse en cualquier plano horizontal paralelo a la
superficie, cualquiera que sea su altitud, sin que esto quiera decir que el viento
tendrá que ser el mismo a diferentes altitudes, puesto que la componente
horizontal del movimiento del aire de la corriente, no tendrá las mismas
características en cada una de ellas.

En las regiones dentro de las cuales las partículas oscilan
verticalmente, de manera que mientras unas ascienden otras
descienden y viceversa, o sea, donde hay un movimiento vertical
desordenado, existe también un ligero movimiento de traslación en la
horizontal: un viento débil.

Al movimiento desordenado en la vertical al que acabamos de eludir,
se le denomina “TURBULENCIA”, y su existencia en la atmósfera no
es únicamente de interés meteorológico sino también de importancia
aeronáutica, por los riesgos que representa tal fenómeno.

FUERZAS QUE INTERVIENEN EN EL MOVIMIENTO DEL AIRE
FUERZA DE CORIOLIS

En mecánica, es la fuerza ficticia que parece actuar sobre un cuerpo cuando se
observa éste desde un sistema de referencia en rotación.

Un objeto que se mueve sobre la Tierra a velocidad constante con una
componente de dirección Norte-Sur se ve desviado en relación con la Tierra que
gira.

En el hemisferio norte se desvía en el sentido de las agujas del reloj, y en el
hemisferio sur, en el sentido opuesto. El efecto se llama así en honor al físico
francés Gustave-Gaspard de Coriolis, que fue el primero en analizar el
fenómeno matemáticamente.

La fuerza de Coriolis tiene una importancia considerable por su influencia sobre
los vientos, las corrientes oceánicas o las trayectorias de vuelo de misiles y
cohetes. La aceleración correspondiente a esta fuerza se llama aceleración de
Coriolis.

“La fuerza de coriolis es una fuerza inercial y es la responsable de cómo se
mueven las masas de aire en la tierra , pues la tierra es un sistema rotatorio“

FUERZA DE GRADIENTE DE PRESIÓN

Diferencias de presión deben crear una fuerza para conducir el viento.

Esta fuerza es la fuerza de gradiente de presión. La fuerza es desde
presiones más altas y es perpendicular a las isobaras y sus
contornos. Siempre que una diferencia de presión se desarrolla sobre
un área, la fuerza de gradiente de presión comienza a mover el aire a
través de las isobaras. Entre menos espacio haya entre las isobaras
mayor será la fuerza de gradiente de presión, entre más fuerte sea el
gradiente de presión mayor será la intensidad de viento.

De un análisis de presión, tu puedes tener una idea general de la intensidad
del viento desde los contornos o del espacio entre las isobaras.

A causa del desigual calentamiento de la tierra, la presión es más baja sobre
las regiones ecuatoriales y alta sobre las regiones polares. Una fuerza de
gradiente se desarrolla de los polos hacia el ecuador. Si la tierra no rotara, la
fuerza de gradiente sería la única fuerza actuando sobre el viento. La
circulación sería dos corrientes convectivas gigantescas hemisféricas.

El aire frío sería hundido sobre los polos; éste aire fluiría directamente de los
polos hacia el ecuador; el aire caliente del ecuador sería forzado a subir; y los
vientos de altos niveles fluirían directamente hacia los polos. Sin embargo, la
tierra gira, y debido a su dirección, esta simple circulación se ve enormemente
distorsionada.

Una circulación como esta sería si no hubiera rotación en el globo. El intenso
calentamiento sobre el ecuador hace que el aire sea menos denso y sube. El
aire más denso fluye desde los polos hacia el ecuador forzando al aire menos
denso a subir hacia donde el aire fluye hacia los polos. La circulación seria de
dos gigantescas corrientes convectivas hemisféricas.

FUERZA DE FRICCIÓN

La fricción entre el viento y la superficie del terreno hace que el viento se
frene.

La rugosidad del terreno hace más grande la fricción. También,
dependiendo de la intensidad del viento será lo grande del efecto de
fricción

La fricción es una fuerza es real y efectiva siempre actuando en contra del
viento.

Como la fuerza de fricción frena la velocidad del viento, la fuerza de
Coriolis disminuye, sin embargo no afecta a la fuerza de gradiente de
presión.

DIRECCIÓN E INTENSIDAD DEL VIENTO

Se entiende por dirección del viento, la dirección de donde viene el viento.

Así pues un viento del Este viene del Este.
Se puede indicar la dirección del viento con la ayuda de la rosa de los
vientos. Cada cuadrante determinado por los puntos cardinales está dividido
en ocho partes iguales. Cada división está numerada partiendo del Norte y
girando en el sentido de las agujas del reloj. Hay, pues, treinta y dos
direcciones diferentes.

Actualmente, se da la dirección del viento en decenas de grados “ddd” por

ejemplo: ddd=290, significa un viento que viene de los 290º.
La intensidad del viento comenzó el hombre estimándola según los efectos
que producía sobre las cosas o los objetos que están al aire libre: árboles,
banderas, humo, etc. De ahí nació la escala Beaufort.

En los códigos meteorológicos, en la intensidad del viento la unidad
estándar es el nudo (1mn. por hora), y se indica por las letras ff. Así ff=32
significa una intensidad de 32 kt.

Una lectura de viento 25010 significa viento de los 250 grados con una
intensidad de 10 nudos;

Si la intensidad es de 100 nudos o mayor se reportará el valor exacto en tres
dígitos tomando el lugar de los elementos ff o fmfm. (Metar), así un viento de
240 grados con 115 nudos se reportará: 240115KT

Los instrumentos de medición son el anemómetro para intensidad y veleta
para la dirección o por medio de un radar.
En ausencia de estos equipos analógicos o digitales la medición se puede
hacer por medio del reconocimiento de los efectos sensibles cuando el viento
es en superficie (escala beaufort).

LA HUMEDAD DEL AIRE

VAPORIZACIÓN.- Es la parte del fenómeno en el cual, un cierto número de
moléculas de agua líquida, abandonan ese estado físico y pasan al estado
gaseoso. La cantidad de moléculas sujetas a ese cambio de estado depende
de varios factores; si el agua es pura y se mantiene constante la presión, y si
no hay viento por añadidura, su cantidad depende únicamente de la
temperatura del agua líquida.

Si dicha temperatura es alta, mayor será la cantidad de moléculas de agua
líquida que pasarán al estado gaseoso y viceversa.
La magnitud de esa cantidad, la daría el valor de presión, que ejerce el vapor
de agua producido, que es lo que se le llama TENSIÓN DE VAPOR DE AGUA.

Según lo antes dicho, la tensión de vapor del agua es directamente
proporcional a la temperatura del agua líquida.

.

HUMIDIFICACIÓN.- Se refiere a la acumulación de vapor de agua en el aire
originalmente seco. El valor que en un momento dado tiene la acumulación
del vapor de agua en el aire, está indicado por el vapor de la presión que en
ese momento ejerce el vapor de agua que contiene, a la cual se le llama
PRESION DEL VAPOR.

LOS PROCESOS DE CONDENSACIÓN, SUBLIMACIÓN Y CONGELACIÓN

EVAPORACIÓN.- Paso del estado líquido al gaseoso.

CONDENSACIÓN.- Paso del estado gaseoso al líquido.

CONGELACIÓN.- Paso del estado líquido al sólido.

FUSIÓN.- Paso del estado sólido al líquido.

SUBLIMACIÓN.- Paso directo del estado sólido al gaseoso o viceversa

CALOR LATENTE DE EVAPORACIÓN O DE CONDENSACIÓN

Para evaporar el agua, es necesario suministrarle calor. Este calor se libera
de nuevo en la transformación inversa, es decir en la condensación. Se
llama calor latente de evaporación, o de condensación, a la cantidad de
calor que es necesario suministrar a un gramo de agua para evaporarla o
que, en su caso, es liberada por un gramo de vapor de agua que se
condensa.

Calentando el agua hasta la ebullición. Cuando ésta se inicia, el calor
suministrado es utilizado totalmente para que el agua pase a vapor; a partir
de ese momento en que se ha alcanzado la temperatura de ebullición, esta
permanece constante, siendo su valor de 100ºC para una presión de 1013,2
HPA.

La transpiración impide subir la temperatura del cuerpo humano porque, al
evaporarse, consume calor.

La lluvia, al evaporarse parcialmente, refresca el suelo y la atmósfera. Por
la misma, la gasolina, al evaporarse, hace bajar la temperatura del
carburador

CALOR LATENTE DE FUSIÓN O CONGELACIÓN

Mientras dura una u otra de las transformaciones mencionadas, la
temperatura de la mezcla permanece en 0ºC. Por esta razón se utiliza la
mezcla de hielo y agua para determinar el cero de los termómetros cuando
se gradúan.
La constancia de la temperatura de la mezcla agua + hielo se explica por el
hecho de que la fusión del hielo absorbe el calor aportado del exterior. Cada
gramo del hielo que se funde consume 80 calorías. Es lo que se llama fusión
calor latente de congelación.
CALOR LATENTE DE SUBLIMACIÓN

Se llama así a la cantidad de calor que es necesario suministrar a un gramo
de hielo para transformarlo directamente en vapor. Es también la cantidad
de vapor liberada por la formación de hielo directamente a partir del vapor
de agua. El calor de sublimación es igual a la suma del calor latente de
fusión y el calor latente de evaporación.

ESTABILIDAD E INESTABILIDAD DEL AIRE

Se dice que la atmósfera se halla estable cuando hay una gran resistencia a
que en ella se desarrollen movimientos verticales, por lo que si una "burbuja"
se desplaza de su posición de equilibrio tiende a recuperarlo.

En caso de inestabilidad ocurre lo contrario. Una "burbuja" de aire que sea
desplazada de su nivel de equilibrio por cualquier causa. Si es más fría (por lo
tanto, más densa) que el aire que encuentra, tenderá a bajar hasta recuperar
su nivel de equilibrio en el lugar en que el aire que la rodee tenga su misma
densidad. Pero si es más caliente (menos densa) que el aire de alrededor
continúa ascendiendo y no vuelve a su punto de partida. La temperatura que
adquiere la burbuja es independiente de la que encuentra en la atmósfera
durante su ascenso, con la cual, ya vimos, apenas intercambia calor.

Si la burbuja al ascender y enfriarse encuentra una atmósfera más
caliente que ella, bajará y volverá al nivel de partida (estabilidad) .

Si el aire de alrededor es más frío que ella, proseguirá su ascenso
(inestabilidad).

El vapor de agua es sumamente importante, ya que el aire húmedo
pesa menos que el aire seco y además desde el momento en el que se
alcanza la saturación por medio de ascensos adiabáticos (nivel de
condensación) su dinamismo se acelera, pues al recoger el calor
desprendido en la condensación, su "flotabilidad" aumenta y los
movimientos verticales se aceleran.

LA VISIBILIDAD

El término “visibilidad” es usado, comúnmente en aviación, como la
máxima distancia horizontal a la cual un objeto prominente puede ser
visto y reconocido como tal.
VISIBILIDAD HORIZONTAL.- Es la mayor distancia a la cual un
objeto de características bien definidas, puede ser visto o identificado
como tal, sin la ayuda de instrumentos ópticos. Y son aquellos que se
obtienen únicamente en el plano horizontal.
VISIBILIDAD VERTICAL.- Es la que se obtiene perpendicularmente
al horizonte hacia arriba o hacia abajo.
VISIBILIDAD OBLÍCUA.- Es la que se mide entre la vertical y el
horizonte.

VISIBILIDAD EN PISTA.- Es la distancia a la que un piloto puede
distinguir la pista, del área adyacente a ella.

En realidad el concepto visibilidad tiene la intención de hacer una
apreciación de la “Transparencia del aire”.

Mientras más lejos se encuentre un objeto prominente más brillante se
ve, por esta razón es que muchos manuales para observadores,
recomiendan que los objetos que usen para estimar la visibilidad
horizontal, sean tan obscuros como sean posibles, ya que mientras
más claro sea el objeto, más fácilmente se hace invisible, debido a la
brillantez que adquiere con la distancia.

DETERMINACIÓN DE VISIBILIDAD HORIZONTAL (PREDOMINANTE
Y POR SECTOR)

VISIBILIDAD PREDOMINANTE (VP).- Es la máxima visibilidad que es
común a todos los sectores no necesariamente contiguos que comprendan
más de la mitad del circulo del horizonte (que sumen más de 180º).

VISIBILIDAD POR SECTOR.- Es la comprendida dentro de porciones del
circulo del horizonte.

DETERMINACIÓN DE LA VISIBILIDAD VERTICAL

Cuando no hay nubes en el cielo nuestra visibilidad vertical será
ilimitada, cuando haya nubes cubriendo la totalidad del cielo, nuestra
visibilidad vertical será la distancia (altura) que hay entre nosotros y las
nubes, cuando un fenómeno nos obstruye la visión debido a que cubre la
totalidad del cielo, nuestra visibilidad vertical será la máxima distancia que
nosotros alcanzamos a ver dentro de ese fenómeno.

CODIFICACIÓN DE LA VISIBILIDAD EN LOS INFORMES
METEOROLÓGICOS AERONÁUTICOS

La codificación de la visibilidad en los informes meteorológicos aeronáuticos
es en millas terrestres (estatutas) que equivalen a 1.609 mts.

CRITERIOS PARA LA ESTIMACIÓN DE LA VISIBILIDAD

Se recomienda que la visibilidad sea determinada por la torre de control, cuando
la visibilidad se reduzca a menos de 3 millas, a la vez que se haga una estimación
desde el lugar comúnmente usado para hacer esta determinación.

La figura nos muestran el porqué en ocasiones se debe tomar como Visibilidad
Predominante la visibilidad de TWR cuando por normatividad debe de hacerse
desde la superficie.

Para la determinación de la visibilidad se tomarán referencias en la que se
puedan determinar las distancias en millas terrestres desde el punto de vista del
observador.

FENÓMENOS DE OBSCURECIMIENTO

NIEBLA (FG)

NEBLINA (BR)

BRUMA (HZ)

HUMO (FU)

POLVO (DU)

TOLVANERA (DS)

VENTISCA (BLSN)

TEMPESTAD DE ARENA (SS)

FENÓMENOS DE TIEMPO PRESENTE

Los fenómenos atmosféricos que deben ser reportados caracterizando
las condiciones de tiempo presente son los siguientes:

Tornado, Tromba, Tormenta y todos los tipos de precipitación.

Todos los demás fenómenos (litometeoro o hidrometeoro), que no
sean nubes o precipitación, están comprendidos dentro de los
fenómenos de oscurecimiento.

PRECIPITACIÓN

Se da el nombre de “precipitación”, a todos los hidrometeoros que provenientes
de la condensación del vapor de agua atmosférico, caen y llegan hasta la
superficie de la tierra, ya sea en forma líquida o sólida.

Formas de precipitación serán por consiguiente: la lluvia, la llovizna, la nieve, el
granizo, etc.

La precipitación se va a clasificar como líquida, helada y congelada.

La precipitación líquida la constituyen: la lluvia y la llovizna.

La precipitación helada la constituyen: la lluvia helada y la llovizna
helada

La precipitación congelada la constituyen: los cristales de hielo,
pelotitas de nieve, el granizo, la nieve y el aguanieve.

CARÁCTER DE LA PRECIPITACIÓN

El carácter de la precipitación se determina de acuerdo con los
siguientes criterios:
Continua: Se dice que la precipitación es continua, cuando su intensidad
aumenta o disminuye gradualmente, pero su duración es superior a una
hora.
Intermitente: Se dice que la precipitación es intermitente, cuando se
interrumpe y comienza al menos una vez en el lapso de una hora y su
intensidad disminuye o aumenta gradualmente.
Achubascada: Es aquella precipitación que comienza y termina
súbitamente y su intensidad varia rápidamente (Este tipo se produce en
las nubes cumulus, cumulonimbus y nimbostratus).
Combinaciones: Precipitación Achubascada, continua o intermitente,
puede ocurrir simultáneamente en un momento dado. Cuando este es el
caso, la precipitación no siempre cesa del todo y su intensidad varia
súbitamente, ya que los chubascos comienzan y terminan súbitamente.

Nota. Cuando se produzca precipitación Achubascada continua o intermitente, se deberá
reportar únicamente el tipo de precipitación que prevalece en el momento de la observación.

INTENSIDAD DE LA PRECIPITACIÓN

La intensidad de la precipitación es una indicación de la cantidad de lluvia que
cae en el tiempo de la observación.

Se expresa como, ligera, moderada o fuerte.

CRITERIOS PARA DETERMINAR LA INTENSIDAD DE LA LLUVIA

Ligera. En la lluvia ligera las gotas son fácilmente identificables unas de otras,
las salpicaduras que producen también son fácilmente identificables sobre
pavimentos, techos, vidrios o cualquier otra superficie seca expuesta; la
visibilidad no se reduce a menos de 6 millas.
Moderada. En esta lluvia no se pueden identificar gotas individuales; las
salpicaduras producidas se observan a cierta altura del suelo y otras
superficies expuestas. La visibilidad se reduce a 6 millas o menos.
Fuerte. Esta lluvia parece caer en mantos, no se pueden identificar gotas
individuales; las salpicaduras que se producen se levantan a varios centímetros
de las superficies expuestas, la visibilidad es bastante restringida.

FORMACIÓN DE DIFERENTES TIPOS DE NIEBLA

NIEBLA DE ADVECCIÓN.- (Se llama advección a la afluencia de aire por
traslación horizontal). Cuando el aire cálido y húmedo fluye horizontalmente y se
desliza sobre una superficie fría, su temperatura desciende; y si llega a ser dos o
tres grados inferior a su punto de rocío inicial, se forma una niebla llamada niebla
de advección.
NIEBLA DE RADIACIÓN.- Tipo muy común de niebla que se forma sobre el suelo
durante las noches en las que, con vientos débiles, cielo despejado o casi
despejado y el aire es húmedo a niveles bajos de la atmósfera; las dos primeras
condiciones son las esenciales; la niebla se produce por el enfriamiento radiactivo
del suelo, hasta que el descenso de temperatura es suficiente para determinar la
condensación del vapor de agua contenido en las capas inferiores, donde la
presencia de núcleos higroscópicos, especialmente en las zonas industriales,
facilita la formación de la niebla.

NIEBLA FRONTAL.- Niebla que se produce a lo largo de un frente, debido a la
mezcla que tiene lugar entre las dos masas de aire que entran en contacto.

CONDICIÓN DE CIELO Y TECHO

LA CONDICIÓN DE CIELO.- Es la evaluación de cielo cubierto parcial o total
por capas de nubes (opacas o delgadas) y/o por fenómenos de oscurecimiento
o de obstrucción a la visión.

La cantidad de cielo cubierto se evalúa en octas de cobertura de la bóveda
celeste sobre el horizonte y tomando como referencia el sitio de observación.
Con la determinación de la condición de cielo se pretende indirectamente
determinar aspectos tales como la estabilidad o inestabilidad del aire.

TECHO.- Es la altura de la capa más baja que constituya un nublado o cerrado.

.
LA EXTENSIÓN Y ESTRATIFICACIÓN

LA EXTENSIÓN.- Es la medida del grado de ocultamiento de la bóveda celeste, se mide
y expresa en fracciones de la propia bóveda celeste; “UN OCTA”, que es la octava parte
de la bóveda celeste

Bóveda celeste dividida en octas

Cuando una formación de fenómenos de los que ocultan la bóveda tiene una
extensión igual o superior a una octa, y en toda su extensión la base de dicha
formación tiene la misma altura, se dice que tal formación constituye una
CAPA.

dos capas a diferentes alturas

CAPA OPACA.- Es aquella que cubre el cielo, no permite observar capas más altas o
el azul del cielo.

Capa Opaca

CAPA DELGADA O TRANSPARENTE.- Es aquella que cubre pero no oculta el
cielo.

Capa Transparente

LA ESTRATIFICACIÓN

Es la distribución vertical de las diferentes capas que en un momento y lugar ocultan la
bóveda celeste, se fija mediante la altura o altitud de la base de todas y cada una de
tales capas.
En los informes de observaciones de superficie y en los pronósticos de terminales que
se refieren a los diferentes aeropuertos, tal medida es dada en términos de la altura de
la base de cada capa.

“las unidades que se emplean para la medida y expresión de la estratificación son el
metro o el pie, en los informes meteorológicos utilizaremos el PIE”.

CODIFICACIÓN DE LA COBERTURA DE LA BÓVEDA CELESTE

Con relación a la codificación de la cobertura de la bóveda celeste la podemos dividir en dos
tipos:
Fenómenos de obstrucción a la visión, entiéndase todos aquellos fenómenos que limitan la
visibilidad horizontal y que tiene su base en la superficie.
Fenómenos de oscurecimiento y/o nubes, son fenómenos de oscurecimiento todos aquellos
litometeoros que ocultan la bóveda celeste y que sus bases no están en contacto con la
superficie.
Los fenómenos de oscurecimiento y las nubes se codifican de la siguiente manera:

NOMBRE CODIFICACIÓN COBERTURA

Despejado SKC Cielo totalmente despejado

Algunos FEW 2 octas.

Medio Nublado SCT Cielo cubierto de 4 octas.

Nublado BKN Cielo cubierto de 5 hasta 7 octas.

Cerrado OVC Cielo totalmente cubierto es decir las 8 octas

La codificación de la altura de la base de las nubes o de fenómenos de
oscurecimiento se hará de acuerdo a las siguientes normas:

Las alturas deberán codificarse en cientos de pies aproximando la cifra a la
centena más próxima. Cuando esta altura se encuentra entre dos valores
reportables, se usará el valor inferior.

Cuando la altura sea de 5,000 pies o menos, se reportará en intervalos de
100 pies.

Cuando la altura sea entre 5,000 y 10,000 pies, los intervalos serán cada 500
pies.
Cuando las alturas estén arriba de 10,000 pies los intervalos serán de 1,000
pies.

NUBES

La nube es un conjunto visible formado por minúsculas partículas de
agua líquida o hielo, o ambas cosas a la vez, que se encuentra en
suspensión en la atmósfera; dicha aglomeración puede incluir también
partículas de agua o hielo de mayor tamaño, partículas no acuosas o
sólidas procedentes, por ejemplo, de gases industriales, humo o polvo.

Se forman, principalmente, como resultado del movimiento vertical
del aire, como ocurre en la convección, o en la ascensión forzada sobre
un terreno elevado o en los movimientos verticales a gran escala
asociados con depresiones y frentes.

Las nubes se clasifican según diversos criterios: por la altura a que se
presentan (bajas, medias y altas), y luego, en géneros, dentro de éstos
en especies y variedades con características suplementarias que se
califican mediante las correspondientes palabras tomadas del latín.

Existen tres típicas formas de nubes claramente diferenciables:

• Cirrus (Ci)
• Cumulus (Cu) y
• Stratus (St)

Todas las nubes son estas formas puras o modificaciones y combinaciones de
ellas a distintos niveles, donde las diversas condiciones del aire y la humedad
son causa de sus formas variables.

Por su altura se clasifican en bajas, medias y altas.

Los cirrus (Ci) son las nubes más altas; están constituidas por filamentos
blancos y delicados, bandas estrechas y están formadas por cristales de
hielo, por lo que tienen un aspecto fino, fibroso, o en forma de cabellera y
siempre de color blanco.

Los Cumulus (Cu) se presentan siempre en forma de masas nubosas
individuales, con bases planas y generalmente densas y de contornos
bien delimitados, que se desarrollan verticalmente en forma de
exuberancias, cúpulas o torres; con frecuencia tienen aspecto de coliflor, y
sus dimensiones verticales predominan siempre sobre su extensión
horizontal. Las partes de estas nubes iluminadas por el sol son
generalmente de un blanco brillante; su base, relativamente sombría, se
encuentra sensiblemente horizontal.

Los stratus (St), como su nombre indica, se extienden en forma de capa
o manto, cubriendo grandes porciones de cielo; sus dimensiones
horizontales superan en gran manera a su desarrollo vertical; a menudo
forman un manto de nubes, en el que si bien cabe apreciar alguna
irregularidad, no resulta posible distinguir nubes individuales.

La estructura de los distintos tipos de nubes viene en general descrita
por su propia denominación (p. ej., stratocumulus = cumulus que se
han extendido hasta formar un estrato)

o prefijos agregados a un tipo clásico, por ejemplo, si una nube se
forma por encima de su cota normal, el prefijo alto precederá a su
nombre, como es el caso de los altostratus o altocumulus; si va
asociada a precipitación, se utiliza la palabra latina nimbus
(nimbostratos), etc.

Para fines sinópticos se estableció una clasificación a base de nueve
tipos de nubes, para cada uno de los tres niveles, bajas, medias y altas,
las correspondientes letras clave Son CL CM Y CH, el propósito es poder
describir el aspecto global del cielo, en lugar de nubes individuales.

Por acuerdo internacional, las diversas nubes se agrupan en 10
géneros: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus,
nimbostratus, stratocumulus, stratus, cumulus y cumulonimbus; estos
géneros se subdividen en 14 tipos y nueve variedades

DESCRIPCIÓN DE LOS
DIFERENTES TIPOS DE
NUBES

NUBES ALTAS CH
CIRRUS, CIRROSTRATUS
Y CIRROCUMULUS

NUBES MEDIAS CM
ALTOCUMULUS,
ALTOSTRATUS,
NIMBOSTRATUS

NUBES BAJAS CL
STRATOCUMULUS,
STRATUS, CUMULUS Y
CUMULONIMBUS

ETAPAS DE FORMACIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS TORMENTAS
Cuando la atmósfera es térmicamente inestable o pseudo-inestable
(inestabilidad húmeda) se pueden formar las nubes del tipo cumulonimbus.
Tales nubes suelen dar lugar a precipitaciones en forma de chubascos. Si
estos fenómenos son acompañados por descargas eléctricas o relámpagos,
se dice que hay tormenta.

Los relámpagos provocan un fenómeno acústico, generalmente muy
intenso, el trueno.
Los chubascos tormentosos pueden ser extremadamente fuertes, las más
intensas de todas las precipitaciones conocidas. En la mayor parte de los
casos, los chubascos son de lluvia; pero ésta puede ir acompañada por
granizo, de efectos desbastadores.

DIVERSOS TIPOS DE TORMENTAS

Todas las causas que pueden conducir a la formación de cumulonimbus
pueden provocar tormentas.

Estas son, por otra parte, más violentas cuando mayor sea la inestabilidad; o
dicho de otra manera, cuanto mayor sean las corrientes ascendentes que
engendran los cumulonimbus. Podemos tener las dos siguientes grandes
categorías de tormentas:

Tormentas locales

Tormentas frontales

TORMENTAS LOCALES

Son las que se producen sobre una porción restringida, de algunas
decenas de km² y que pueden ser:

De origen térmico, cuando la formación de los cumulonimbus es
debida a corrientes de convección elevándose desde el suelo.

Sobre el océano, las tormentas térmicas pueden producirse en
invierno, cuando el aire polar se desliza sobre corrientes marinas
cálidas.

De origen orográfico, cuando el aire es conducido hasta la zona de
pseudo inestabilidad por causa de corrientes ascendentes
provocadas por el relieve.

TORMENTAS FRONTALES

Son las que se producen cuando la masa de aire cálido, que se ve obligada
a subir por la superficie frontal, es pseudo inestable. Las tormentas frontales
viajan con los frentes; su extensión es mucho más considerable que la de
las tormentas locales, pueden cubrir, en profundidad, algunas decenas de
kilómetros, mientras que en longitud pueden, según los casos, extenderse
hasta algunos centenares de kilómetros. Puede haber:
•Tormentas de frente caliente,
•Tormentas de frente frío,
•Tormentas de frente ocluido,
•Tormentas de frente frío en la altura.

En las tormentas de frente caliente, los cumulonimbus son dispersos y las
corrientes ascendentes no son muy intensas, las tormentas son menos
intensas que en los frentes fríos. En efecto, estos últimos, gracias a su fuerte
pendiente, dan lugar a corrientes ascendentes mucho más violentas y
concentradas en una zona mucho más estrecha.
En las oclusiones y en los frentes fríos en la altura, la base de los
cumulonimbus está más alta que en los frentes calientes o fríos.
Las tormentas de origen térmico, se producen poco después del mediodía o
por la tarde, salvo sobre el mar donde se producen generalmente de noche.
Por el contrario, las tormentas de otros tipos pueden producirse a cualquier
hora, puesto que las ascendencias que las desencadenan dependen mucho
menos de la variación diurna de la temperatura.

LOS TRES ESTADOS DE VIDA DE UNA CÉLULA TORMENTOSA

La convección se organiza en diversas células, de las que algunas pueden
proseguir su desarrollo hasta originar nubes de tormenta, es decir
cumulonimbus. Las investigaciones sistemáticas llevadas a cabo en los
EUA sobre la naturaleza y la estructura de las tormentas, ha puesto en
evidencia que una célula pasa por tres estados de desarrollo característicos

El estado cúmulo

es la fase inicial, que se caracteriza de ascendencias generalizadas en
toda la célula tormentosa. La ascendencia no es uniforme, sino que
generalmente está formada por un cierto número de burbujas de aire
cálido distintas. El aire en el interior de la nube es, naturalmente, más
cálido que el aire de los alrededores. La nube está formada por gotitas
de agua cuyo número y dimensiones crece a medida que la nube se
desarrolla. Se encuentra agua muy por encima de la isoterma de 0º C, a
menudo en forma de gotas de lluvia mezcladas con cristales de nieve;
cuanto más se asciende en la nube, más aumenta la proporción de
nieve.

El estado de madurez

suele aparecer de 10 a 15 minutos después de que el cúmulo haya
atravesado, en su crecimiento, la isoterma 0º C. En ese momento, las gotas
de agua o las partículas de hielo se han hecho demasiado pesadas para
poder mantenerse en suspensión dentro de la corriente ascendente, y
comienzan a caer en una parte de la nube.

Es el comienzo de las precipitaciones, que indica que la nube ha pasado al
estado de madurez. Se establece entonces un cambio de circulación,
formándose una corriente descendente en la zona de precipitación, mientras
que la ascendencia continúa en el resto de la nube. Las ascendencias más
fuertes existen al principio del estado de madurez; aumentan de intensidad
con la altitud y sobrepasan a menudo los 30m/seg en algunos lugares.
Las corrientes descendentes, al encontrarse con el suelo, provocan ráfagas
que son características de la zona de precipitación y sus inmediatas
proximidades. La yuxtaposición de zonas de ascendencia y zonas de
descendencia intensas provocan una turbulencia muy fuerte. Es durante el
estado de madurez cuándo se forma el granizo.

El estado de disipación

Se alcanza cuando las descendencias se generalizan a toda la nube; las gotas de
lluvia cesan de formarse, y las precipitaciones y la actividad tormentosa
disminuyen rápidamente. El viento en tierra cesa, igualmente, la nube termina
por desaparecer.

FENÓMENOS IMPORTANTES CARACTERÍSTICOS DE LAS TORMENTAS

TURBULENCIA

Las ascendencias en nubes de tormenta pueden alcanzar, sobre todo las
tormentas de frente frío, una velocidad extremadamente grande, que puede
sobrepasar los 30m/seg. (6,000 pies/min). Por supuesto, estas ascendencias
van acompañadas de remolinos y son compensadas por
descendencias, igualmente muy intensas.

Un avión volando en una nube de tormenta está sometido a aceleraciones
verticales extremadamente fuertes que pueden someterle a fuerzas o
tensiones muy peligrosas. La entrada de un avión en una ascendencia
fuerte, produce el mismo efecto que una brusca y violenta maniobra.

Los cumulonimbus rebasan hacia arriba la superficie isoterma de 0 grados; así
pues contiene gotas de agua en sub-fusión. El agua está cristalizada en su
parte superior (yunque). Los cristales de hielo que aún se encuentran en
presencia de pequeñas gotas de agua, no tardan en crecer rápidamente a
expensas de estas gotas.

Se hacen así más pesados y tienden a caer a un nivel inferior; pero si se
encuentran en una corriente ascendente muy fuerte, permanecen mucho tiempo
suspendidos en el interior de la nube y pueden llegar a aumentar de volumen
considerablemente, convirtiéndose en grandes pedriscos.
Los pedriscos que caen antes de haber alcanzado un gran tamaño pueden muy
bien fundirse después de haber atravesado la isoterma cero, llegando al suelo
en forma líquida (lluvia). Los que por el contrario, han podido permanecer
mucho tiempo en suspensión dentro de la nube, pueden caer en forma de
granizo. La probabilidad de formación de granizo es, por lo tanto, más elevada
cuanto más fuertes sean las corrientes ascendentes (es decir, la inestabilidad de
la atmósfera).

FENÓMENOS ELÉCTRICOS

La tierra se comporta como un cuerpo cargado positivamente, el campo eléctrico
terrestre es del orden de la magnitud de un voltio por centímetro en las proximidades del
suelo, y disminuye con la altitud en la troposfera. Está sometido a numerosas
fluctuaciones, debido a los fenómenos eléctricos atmosféricos.
Los cumulonimbus se cargan de electricidad mediante un proceso que se ha intentado
explicar con ayuda de diversas teorías. Una de ellas (Simpson), se basa en el hecho de
que las gotas grandes de agua, suspendidas en el interior de las corrientes ascendentes,
pueden romperse; bien sea porque se hacen demasiado gruesas y estallan, o bien
debido a choques con otras gotas. Este fenómeno da lugar (y ello está demostrado por
experiencias en laboratorio), a la aparición de finas gotitas cargadas de electricidad
positiva.

Estas, arrastradas por el ascenso hacia la cúspide de la nube, la cargan allí
positivamente, mientras que la base de la nube queda cargada negativamente. El suelo
debajo de la nube, se carga entonces positivamente, por un efecto de influencia. Las
precipitaciones que provienen de la cúspide de la nube, están cargadas positivamente.
En realidad, estos fenómenos son más complejos y el reparto de las cargas no es tan
esquemático. Como quiera que sea, se producen en el interior de la nube campos
eléctricos de varios millares de voltios por centímetro. En cambio, el campo eléctrico
entre el suelo y la base de la nube no alcanza valores tan elevados.

Entre los puntos separados por un campo eléctrico de valor suficiente, se
producen descargas disruptivas, que son los relámpagos.
Estos pueden producirse entre dos partes distintas de una misma nube, entre
dos nubes próximas, entre la base de la nube y el suelo o, a veces, entre la
nube y el cielo despejado de alrededor. No duran más que una pequeña
fracción de segundo.

La descarga sigue un curso sinuoso y caprichoso con ramificaciones. En
realidad, un solo relámpago puede consistir en numerosas descargas
sucesivas, durando cada una de ellas algunos microsegundos.

La luminosidad de los relámpagos es muy intensa; si el piloto se ve obligado
atravesar una tormenta, hará bien en llevar lentes obscuros para evitar el
deslumbramiento.

VARIACIONES DEL VIENTO

Cuando se trata de tormentas de tipo térmico, se observa primero un ligero
viento, de dirección variable, mientras se están formando los
cumulonimbus.

A continuación hay un período de calma, a menudo opresivo o agobiante.
En el momento en que caen las primeras gotas grandes de lluvia, el viento
empieza a fluir a ráfagas, durando lo que la tormenta propiamente dicha
esté en plena actividad. Luego, hacia la fase final, cuando sólo quedan
relámpagos, sobreviene una calma progresiva.
Durante la tormenta, las ráfagas pueden alcanzar de 40 a 60 nudos,
originándose con frecuencia bruscos cambios en la dirección del viento. El
piloto de un avión que está a punto de aterrizar, puede ser peligrosamente
sorprendido por estos cambios y entrar en pérdida de velocidad
repentinamente, por causa de una ráfaga inesperada de viento de cola.

Aunque la aproximación la hace con viento de frente, puede encontrar, en
un momento en que aterriza, viento de cola o cruzado, que puede ser
causa de un aterrizaje demasiado largo.

TURBULENCIA CLASIFICACION Y TIPOS

INTENSIDAD DE LA TURBULENCIA

Está caracterizada por el movimiento desordenado del aire, o lo que es lo
mismo, sin constituir una corriente uniforme en el sentido horizontal vertical
u oblicuo, sino formando una especie de torbellinos o remolinos en los que
mientras unas partículas ascienden, otras descienden.

Es importante el reconocimiento de la naturaleza de la turbulencia debido
a que los movimientos verticales ascendentes y descendentes del aire
asociados con ella, traen como consecuencia bruscos ascensos y
descensos de las aeronaves que vuelan dentro de la región en la que
existe.

Los pronósticos que se elaboran para la aeronáutica como los
informes de los pilotos, no únicamente se refieren a la turbulencia
desde el punto de vista de su existencia o inexistencia, sino también
desde el punto de vista de su grado de intensidad y pueden ser :

• TURBULENCIA LIGERA

• TURBULENCIA MODERADA

• TURBULENCIA SEVERA

• TURBULENCIA EXTREMA

Las causas de que el movimiento ordenado del aire que forma una
corriente, se han perturbado en alguna porción de ella dando lugar a la
turbulencia, son:
• El excesivo calentamiento del aire cerca de la superficie terrestre.

• La presencia de prominencias u obstáculos tanto ortográficos como
culturales.

• Aumentos considerables de velocidad del viento hacia una cierta altitud o
hacia una cierta latitud, a los que llamaremos deslizamiento lateral del aire
en la vertical y en la horizontal respectivamente.

• Otra clase de turbulencia que bien puede llamarse “artificial”, es la que
se presenta en la estela de grandes aeronaves.

TIPOS DE TURBULENCIA.

A)TURBULENCIA CONVECTIVA

EL DESLIZAMIENTO LATERAL DEL AIRE Y LA TURBULENCIA:

TURBULENCIA EN LA ESTELA DE UNA AERONAVE:

FORMACION DE HIELO EN LAS AERONAVES

(CLASIFICACION Y TIPOS)
EL AGUA SOBRE ENFRIADA Y LA FORMACION DE HIELO

El agua en estado liquido, puede ser encontrada en la atmósfera aún
donde la temperatura del aire es hasta –35°C. No siendo el estado
liquido el que a tan bajas temperaturas corresponde al agua, su
congelación tiene que ser inminente.
Para que pueda tener lugar la congelación del agua sobre enfriada, se
necesita la concurrencia de varios factores. Uno que es importante para
ello, es el aumento de temperatura que deben experimentar las gotas
para que al adquirir la temperatura que originalmente tenían, pasen al
estado físico que les corresponde que es el estado sólido.

Las aeronaves en vuelo que cruzan una región atmosférica dentro de la
cuál abundan las gotas líquidas sobre enfriadas, inducen al aumento de
temperatura necesario para la congelación de esas gotas, por medio del
choque entre ellas y ciertas partes de las aeronaves tales como los
bordes de ataque de sus alas o de su empenaje, las palas de las hélices,
los postes de sus antenas, o en el tubo de admisión del aire de los
motores de las aeronaves de reacción, o también en la toma de presión
dinámica del velocímetro o tubo Pitot.

Estando en estado líquida la gota que choca contra cualquiera de esas
partes, al chocar y congelarse instantáneamente en contacto con ellas, se
adherirá a tales partes para así originar la FORMACION DE HIELO en
ellas.

El peligro de la la formación de hielo, no radica tanto en el peso que adquiere
al acumularse si no en la deformación que produce en los perfiles
aerodinámicos que resta eficiencia a las alas como elementos de tracción y el
empenaje como elemento estabilizador, o en la obstrucción que produce en el
tubo de admisión del aire de las turbinas que reduce su potencia, o en la del
tubo pitot que hace erróneas las indicaciones de velocidad.

Debido a que en cualquier caso la masa de cada gota sobre enfriada es
pequeña, el efecto calorífico del choque también es pequeño, y por ello entre
otras causas, resulta más improbable la congelación de las gotas cuanto
menor es su temperatura. En la práctica se ha visto que que es más probable
e intensa la formación del hielo por choque, cuando la temperatura del aire y
de las gotas es entre 0º y 7ºC, aunque dicha formación de hielo puede tener
lugar aún cuando la temperatura del aire es hasta de –18ºC.

TIPOS E INTENSIDAD DE FORMACION DE HIELO

HIELO CRISTALINO.

El aspecto característico del hielo que se forma, depende básicamente del
tamaño de las gotas sobre enfriadas. Cuando éstas son relativamente
grandes, al chocar contra un cualquiera de las partes de la aeronave
citadas en párrafo anterior, cada una de ellas se extiende sobre la
superficie de tal parte formando una finísima película líquida que
instantáneamente se congela. Al producirse el choque sucesivo y frecuente
con otras gotas del mismo tamaño, se superponen con tal rapidez las
películas congeladas formadas por cada una, que a la postre la masa
congelada adquiere una consistencia compacta, de gran dureza, que le
proporciona gran adherencia a la consistencia por sobre cual se ha
formado y de aspecto translúcido o cristalino, y de aquí que a tal hielo se
le llame HIELO CRISTALINO.

HIELO AMORFO

Cuando las gotas son de menor tamaño, éstas se congelan sin sufrir
prácticamente la deformación o extensión que experimentan las de mayor
tamaño, y el hielo que se formará como consecuencia, estará constituido
por gránulos soldados entre sí con aire en los intersticios entre ellos, que
imprimirán al hielo formado características de porosidad y fragilidad que
no tiene el hielo cristalino, y que lo harán lucir de color blanco. Este es el
hielo llamado HIELO AMORFO.

HIELO MIXTO

Si las gotas se hayan entremezcladas con gotas pequeñas, el hielo que en
tal situación se forma es llamado HIELO MIXTO. Es éste el tipo de hilo que
normalmente se forma; mismo que puede adquirir predominantemente las
características que corresponden al hielo cristalino, cuando el número de
las gotas grandes predomina sobre el de las gotas pequeñas, o las que
corresponden al hielo amorfo, cuando el número de las gotas pequeñas
predomina sobre el de las grandes.

LA FORMACION DE HIELO EN LOS DIFERENTES TIPOS DE NUBES

EL crecimiento de las gotas dentro de una nube, depende directamente del grado de
inestabilidad del aire dentro del cuál se ha formado la nube. Aunque no se mencionó
explícitamente en esa parte, el número de elementos de la nube por unidad de
volumen, es otro de los factores que determinan la probabilidad de su crecimiento.
Como esa densidad o número de gotitas o elementos de las nubes por unidad de
volumen, depende del contenido de vapor de agua del aire, es obvio que la
probabilidad de crecimiento. Como esa densidad o número de góticas o elementos de
las nubes por unidad de volumen, depende del contenido de vapor de agua del aire,
es obvio que la probabilidad de crecimiento también habrá de hallarse en razón
directa de la temperatura del aire.
Todo ello significa que dentro de las nubes de inestabilidad ilimitada, habrá un número
predominante de gotas grandes, aunque su tamaño se reducirá dentro de ellas a
medida que desciende la temperatura. En las nubes de inestabilidad limitada, no se
hará notable el predominio de unas sobre las otras, en tanto que dentro de las nubes
estratiformes, predominarán las gotas pequeñas sobre las de mayor tamaño.

LA FORMACION DE HIELO EN LOS DIFERENTES TIPOS DE NUBES

Es evidente pues, que dentro de las nubes de inestabilidad ilimitada excepto
en los Ci, siempre que la temperatura del aire sea la adecuada, se formará en
las aeronaves que vuelen a través de ellas hielo predominante CRISTALINO,
cuya intensidad será mayor cuanto más cerca de la temperatura 0ºC. Vuele
la aeronave.

Dentro de las nubes de inestabilidad limitada, excepto en los Cc. , La
formación de hielo en las aeronaves que vuelan a través de ellas cuando la
temperatura es adecuada, será del tipo MIXTO y su intensidad será general,
inversamente proporcional a la altitud a la que tales nubes sean cruzadas.

Del mismo modo, volando en condiciones de formación de hielo dentro de
cualquier nube estratiforme que no sea Cs; en la aeronave se formara hielo
predominantemente AMORFO.

LA CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA

El aire de la atmósfera experimenta unos procesos de circulación de
carácter general que determinan la climatología y la estacionalidad y
evolución de los fenómenos meteorológicos.

La energía calorífica de la radiación solar es la generatriz de todos los
procesos meteorológicos y climáticos que se dan en la tierra. Al incidir sobre
el planeta, atraviesa el gas atmosférico sin apenas calentarlo; en cambio sí
calienta la superficie terrestre que es la que acaba transmitiendo el calor al
aire atmosférico en contacto con ella. Así pues, es la tierra la que calienta
directamente la atmósfera y no la radiación solar. Esto tiene una importante
trascendencia para entender la dinámica de todos los procesos que se dan
en meteorología.

Sin embargo, no toda la superficie de la tierra recibe por igual la misma
energía: los polos son las que menos y las zonas ecuatoriales son las que
más. De este modo, la superficie de la tierra no transmite de una forma
uniforme el calor al aire que tiene sobre ella.

Esto origina que se produzcan intercambios térmicos entre las zonas más
calientes y las más frías para restablecer el equilibrio: el aire caliente se
desplaza hacia los polos y el aire frío hacia el ecuador. De este modo, las
masas de aire nivelan y suavizan el clima en la Tierra y establecen los
principios de la circulación general.

Regiones depresionarias y anticiclónicas

El aire caliente de la zona ecuatorial se hace más ligero y se eleva. Al
ascender, se dirige en altura hacia los polos. A medida que se desplaza hacia
el polo sufre la acción de la fuerza de Coriolis, desviándose hacia su derecha
en el hemisferio Norte y hacia su izquierda en el hemisferio Sur.

Cuando el aire se enfría cae, y una vez en la superficie de la tierra retorna al
ecuador absorbido por las bajas presiones que se generan en la zona al
ascender el aire caliente. En este trayecto se vuelve a desviar debido a la
fuerza de Coriolis, de manera que al llegar a la zona subtropical es ya un
viento del Noreste en el hemisferio Norte, y del sureste en el hemisferio Sur.

Estos vientos son los denominados alisios.

En los polos ocurre lo contrario. El aire frío y pesado se desplaza
desde la zona polar a ras de suelo en dirección al ecuador. La fuerza
de Coriolis, lo desvía al Noreste en el hemisferio Norte, y al sureste
en el hemisferio Sur.

Al descender de latitud el aire se calienta y asciende, volviendo al la
zona polar por arriba, absorbido por la depresión en altitud que
genera el aire. Sobre el polo vuelve a enfriarse descendiendo y se
cerrando el ciclo.

El ciclo ecuatorial abarca desde el ecuador hasta los 30º de latitud en
ambos hemisferios. El polar desde ambos polos hasta los 60º.

En las latitudes templadas que quedan entre los 30 y los 60º de latitud
se origina otro ciclo. El aire de la zona es más caliente que el polar y
más frío que el subtropical.

El aire de la zona tiene tendencia a trasladarse hacia el polo para
llenar el vacío dejado por el aire ascendente en los 60 º de latitud

Al ser desviados de nuevo por la fuerza de Coriolis adquieren una
marcada componente oeste en ambos hemisferios. Son los
denominados vientos de los oestes cuyo predominio en la zona
templada genera el denominado "cinturón de los oestes”

VIENTOS LOCALES

Los efectos el calentamiento y enfriamiento de la superficie terrestre,
no sólo inducen las variaciones diurnas de velocidad de viento, sino
qué además, producen regímenes de vientos en la troposfera inferior
y dentro de extensiones limitadas, que se caracterizan por variaciones
cíclicas, tanto estacionales como diurnas, no sólo en la velocidad, sino
también en la dirección del viento.

Entre tales regímenes de viento o circulaciones secundarias como
también se le denomina, lugar tanto a lo largo de las costas o de las
riberas de los lagos, como en los valles.

La orografía o rugosidad del terreno, influye a su vez de tal modo en
el movimiento o circulación libre del aire, que las ponencias y
depresiones que de manera particular caracterizan a una cierta
localidad o región; determinada la existencia dentro de ella, de vientos
que a su vez, resultan característicos también, de dicha localidad o
región.

CIRCULACION MONZONICA

Se ha encontrado que el calor específico de las aguas oceánicas es bastante
mayor que el calor especifico de los continentes. Esto significa que los océanos
tardan más tiempo en calentarse y enfriarse que los continentes adyacentes.
De aquí se desprende que en verano los continentes alcanzan a calentarse
más que los océanos y en invierno se enfrían más, y a la vez, más
rápidamente.

La diferencia de calentamiento mencionado en el párrafo anterior crea zonas
de relativamente alta presión sobre los continentes en invierno y de
relativamente baja presión en verano, haciendo que los vientos soplen del mar
hacia la tierra en verano y desde la tierra hacia el mar, en invierno. Tal régimen
de vientos se conoce con el nombre de “MONZON”.

La circulación tipo monzón es particularmente notable es el hemisferio norte,
donde las masas continentales tienen preponderancia sobre las oceánicas. En
el hemisferio sur, la preponderancia la tienen los océanos, por lo que este tipo
de circulación casi no se nota. Deberemos decir, que en todos los continentes
se produce el fenómeno, en unos con más intensidad que otras, dependiendo
esto del tamaño del continente.
Debido a la magnitud del continente asiático, los monzones tienen aquí una
intensidad bastante marcada. Ellos son los responsables de las torrenciales
lluvias de verano de esa región.

BRISAS DE MAR Y TIERRA

Las brisas de mar y tierra no son más que circulaciones de tipo
monzón, en pequeño. Se deben al desigual calentamiento que
adquieren las regiones costeras con respecto a los océanos
adyacentes.
Durante el día, el sol calienta la superficie terrestre, pero las playas
absorben más calor, en el mismo tiempo, que los océanos adyacentes.

El aire que está en inmediato contacto con el terreno se calienta más
rápidamente que el que está sobre el agua. De esto resulta que se
forma una región de relativamente baja presión sobre el océano
inmediatamente adyacente.

Las partículas del aire se elevan sobre las playas y descienden sobre el
agua. Este movimiento determina que el aire se mueve desde el mar
hacia el continente, dando lugar a la formación de la “brisa del mar”

Debido a que el aire está descendiendo sobre el mar, el aire que ascendió sobre la
playa es obligado a dirigirse desde del continente hacia el mar. Formando una brisa de
tierra, en la altura.

Durante la noche ocurre exactamente lo contrario. Después de la
puesta del sol, los continentes se enfrían más rápidamente baja
presión sobre los océanos y de relativamente alta presión sobre los
continentes. Esto hace entonces que el gradiente de presión este
dirigido hacia el mar y el viento sopla desde los continentes.

Este sistema de vientos recibe el nombre de “Brisa de tierra”.

De esta parte, podríamos explicar la circulación que se establece
cerca de las costas, en la noche.

VIENTOS ANABÁTICOS

Durante el día, el aire que se encuentra en inmediato contacto con
las laderas de los cerros se calientan más que el aire que se
encuentra un poco más arriba.

Esto determina que el aire en inmediato contacto con el suelo
adquiera movimiento ascendente haciendo que se produzcan un
movimiento de partículas hacia arriba, a lo largo de la pendiente. El
viento que de esta manera se genera recibe el nombre de “VIENTO
ANABÁTICO.

El calentamiento de las partículas en contacto del suelo produce viento a lo largo
de la pendiente, hacia arriba.
En terreno montañoso, las corrientes anabáticas pueden llegar a producir turbulencia la
cual puede adquirir hasta fuerte intensidad.
Esta situación es particularmente notable entre las 2 y 5 P.M. en los calurosos días de
verano.
La intensidad de las corrientes anabáticas decrece a medida que se acerca la hora de
la puesta del sol y desaparece por completo durante la noche.

VIENTOS KATABÁTICOS

Durante la noche, el enfriamiento que experimentan las laderas de los cerros
producen un fuerte enfriamiento en las partículas de aire que se encuentran
en su inmediato contacto. Las partículas enfriadas, por haber aumentado de
peso, comienzan a resbalar cuesta abajo dando origen a que forme un viento
desde la parte más alta de los cerros hacia su parte inferior, hacia los valles.
Estos vientos se conocen con el nombre de “VIENTOS KATABÁTICOS”

Cuando los valles son relativamente estrechos, este efecto se conoce con el
nombre de “DRENAJE DE VALLES” y es el causante de la formación de
nubes St muy delgados y bajos, cuando el aire es húmedo.

EFECTOS OROGRÁFICOS EN LA CIRCULACIÓN DEL AIRE

La presencia de cerros aislados o cadenas de montañas puede producir
fuertes alteraciones en el sentido de la circulación del aire. Estudiaremos
detalladamente los efectos más importantes.

En general, podemos decir que se producen corrientes ascendentes en el
lado de barlovento de los cerros y corrientes descendentes en el lado de
sotavento. La intensidad de estas corrientes depende de dos factores la
intensidad de los vientos y la pendiente del cerro.

Si el viento es débil, las corrientes ascendentes y descendentes tendrán
poca intensidad. Por otro lado, si la pendiente del obstáculo orográfico es
muy pequeña, por fuerte que sea el viento, la desviación que
experimenta es pequeña y las corrientes resultantes son también de poca
consideración.

Corrientes ascendentes en el lado de barlovento y descendentes del lado
de sotavento.
Las corrientes descendentes en el lado de sotavento de los cerros pueden
llegar a ser de tal intensidad que si se vienen volando a poca altura por
encima del obstáculo, la trayectoria del vuelo puede ser bruscamente
modificada pudiendo, a veces, no ser posible controlar el avión con las
desastrosas consecuencias inherentes.

MASA DE AIRE Y LAS CONDICIONES ASOCIADAS.

MASAS DE AIRE POLARES Y TROPICALES:

Los enormes volúmenes de aire cuya característica destacada es la
homogénea distribución horizontal de la temperatura y de la humedad (y
consecuentemente de la densidad), se designan con el nombre de MASAS
DE AIRE.

Básicamente se reconocen dos clases o tipos diferentes de masa de aire. Una,
es la que se localiza hacia el polo respecto a la corriente de chorro, y que por
tal motivo es llamada MASA DE AIRE POLAR. La otra, es la que se localiza
hacia el ecuador respecto a la misma corriente de chorro y que es designada
como MASA DE AIRE TROPICAL. Estas masas de aire se caracterizan
respectivamente, por su baja temperatura y reducida capacidad de contención
de vapor de agua, y por su alta temperatura y gran capacidad para contener
vapor de agua. En la práctica además, dichas masas de aire se identifican
mediante las letras mayúsculas “P” y “T” que se emplean para designarla
respectivamente.

Dado que dentro de la región en la que se extiende la masa de aire polar, la
superficie de la Tierra no es homogénea sino que está compuesta por
extensiones en las que o bien imperan los hielos eternos, o están libres de
hielo, o sólo estacionalmente se encuentran cubiertas por él, dentro de la masa
polar toda, habrá fracciones en las que el aire sea más frío que en otras.
El aire más frío de la masa polar; que es el que durante el periodo de formación
de la misma ha permanecido por sobre el casquete polar, constituye de sí, una
masa de aire diferente, y por ello en el hemisferio norte, a dicho aire se le
denomina MASA DE AIRE ARTICA reservando la designación de MASA DE
AIRE POLAR, para aquel gigantesco volumen de aire adquirió sus
características térmicas fuera del casquete polar.
Ocurre otro tanto dentro de la masa de aire tropical propiamente dicha, ya que
parte del aire que la compone, adquiere una temperatura muy elevada por
permanecer durante el período de formación de la masa de aire sobre aquella
región geográfica situada cerca del ecuador que es en la que la insolación tiene
mayor valor. A ésta fracción de la masa de aire tropical propiamente dicha, que
de por sí constituye una masa de aire, se le llama MASA DE AIRE
ECUATORIAL, dejando el nombre de MASA DE AIRE TROPICAL, para
designar aquella parte de la masa del aire tropical propiamente dicha, que
adquirió sus características térmicas permaneciendo fuera de la región
ecuatorial.

MODIFICACIONES QUE EXPERIMENTAN LAS MASAS DE AIRE

Después de formada una cierta masa de aire, la circulación de la atmósfera
obliga al aire que la forma a abandonar su región de origen. Así es como
eventualmente una masa de aire polar puede invadir la región de origen de
las masas de aire tropical y viceversa.
Es natural que a medida que una masa de aire cualquiera abandona su
región, experimente modificaciones o cambios en las características que
originalmente la identificaban al extremo de que, dichas modificaciones,
pueden determinar su transformación en una masa totalmente diferente.

Los cambios que puede experimentar cualquier masa de aire que se
encuentre fuera de su región de origen, fundamentalmente dependen:

a) De su edad, o sea, del tiempo transcurrido a partir de su formación.

b) De la diferencia de temperatura entre el aire que la forma y el terreno
por sobre el cual yace.

c) De la naturaleza de terreno sobre el que se ubica, esto es, si se trata de
una superficie marina o continental.

MODIFICACIONES DE LA CARACTERISTICA POLAR O TROPICAL

Cuando una masa tropical (T) se mueve hacia latitudes mayores,
particularmente durante el invierno, va encontrando superficies cuya
temperatura es menor que la del aire que la formas. En tales condiciones, el
aire se estabiliza al ser enfriado desde abajo, y el enfriamiento afectará como
consecuencia, al aire que está en inmediato contacto con la superficie.
Al mismo tiempo que eso ocurre, la masa de aire tropical que se desplaza
hacia mayores latitudes, eventualmente encontrará aire polar que la obligará
a ascender. Al dejar el aire de estar en contacto con la superficie, deja de
estar sometida al enfriamiento y cesa la modificación impuesta por él. Esto
quiere decir que una masa de aire tropical, es difícil que pudiera
transformarse en masa de aire Polar.
En cambio, cuando una masa de aire de origen polar avanza hacia la zona
tropical, va encontrando superficies cuya temperatura es mayor que la de
aire que la forma. En tales circunstancias el aire sé inestabiliza y permite que
las corrientes conectivas penetren a grandes altitudes produciendo un
aumento tal en la temperatura de todo el aire, que fácil y rápidamente puede
convertir su característica polar en tropical.

MODIFICACION DE LA CARACTERISTICA MARITIMA O CONTINENTAL

La transformación de la característica continental de una masa de aire, en
marítima, se realiza con toda facilidad particularmente durante el invierno,
durante el cuál el aire que proceda del continente adquirirá la temperatura de
éste, que es menor que la del mar. Al mismo tiempo que tal circunstancia
favorece la vaporización, también inestabiliza al aire y permite la
humidificación aún de aquel que se encuentra a muy grandes altitudes.
Por el contrario, la transformación de la característica marítima de una masa
de aire en característica continental, requerirá la condensación y precipitación
del vapor de agua que contiene, que naturalmente tiene que ocurrir en forma
mucho muy lenta y parcial. Por ejemplo, si una masa marítima llega a situarse
por sobre un continente durante el invierno, el aire está enfriado y de tal
enfriamiento resultará la condensación de una parte del vapor de agua que
contiene. Pero como el enfriamiento se circunscribe al aire próximo a la
superficie, la condensación afectará la forma de niebla o de estratus cuyas
gótitas componentes serán evaporadas por la acción del sol y el vapor
resultante reingresará al aire.
El único caso en el que la característica marítima puede fácilmente cambiar a
continental, es cuando la masa de aire se mueve a través de una barrera
montañosa. En este caso, a barlovento a medida que el aire asciende, se
formarán nubes de las que tendrá origen una precipitación que reducirá el
grado de humedad del aire.

MODIFICACION DE LA CARACTERISTICA TERMODINAMICA DE LAS
MASAS DE AIRE

Esta es quizás, la característica de más fácil cambio, por ejemplo, si una
masa de aire se ubica por sobre una superficie continental en la cual, la
amplitud de la variación diurna de la temperatura es bastante grande, bien
puede ocurrir que durante el día, el aire tenga menor temperatura que la
superficie, en tanto que durante la madrugada, el aire será enfriado desde
abajo, o sea que tendrá mayor temperatura que la superficie. En éste ejemplo,
se ve con claridad que durante el día la masa de aire tendrá la característica
termodinámica “k”, en tanto que durante la madrugada, su característica
termodinámica será “w”.
Ya en el primer párrafo de la sección anterior, se dijo que, cuando durante el
invierno, el aire que ha sido enfriado por un continente llega a ubicarse por
sobre un océano, va a ser calentado desde abajo, o lo que es lo mismo, como
durante su enfriamiento en el continente su característica era “w”, al llegar a
estar sobre el mar cambiará a “k”. También durante el verano, una masa de
aire que habiéndose originado sobre el mar que tiene menor temperatura, al
avanzar por sobre un continente va a empezar a ser calentada desde abajo y
cambiará su característica original “w” en “k”.

LOS SISTEMAS FRONTALES Y LAS CONDICIONES ASOCIADAS

LOS FRENTES
Al entrare en contacto dos masas de aire que tienen diferentes temperatura
y humedad y diferente densidad como consecuencia, el aire entre ellas,
adquiere una temperatura y humedad que difiere de las que caracterizan a
una u otra de las dos masas de aire. Tampoco se puede decir que el aire
entre ellas constituya una tercera masa de aire, dado que su temperatura y
humedad no son homogéneas en la horizontal sino que varían dentro de la
zona en que se encuentra, desde el que caracterizan a la masa de aire que
se extiende a partir del borde es ésta misma zona.

La ZONA limítrofe o de transición entre dos masas de aire diferentes que
están en contacto, es lo que se denomina: FRENTE.

FRENTES: FRIO, CALIENTE Y ESTACIONARIO.
El FRENTE FRIO

De hecho es el borde delantero de una masa de aire polar o ártica que se
desplaza hacia menores latitudes.

Dicho frente se inclina hacia la masa de aire polar o ártica a una razón que
fluctúa entre 1:100. Con ello se quiere decir que la altura del frente frío
aumenta una unidad, por cada 30 ó 100 unidades de distancia contadas a
partir del punto en el que el frente intercepta a la superficie terrestre.

Cuando un frente frío activo pasa por una estación de
observación, se registra en ella:
 Un súbito y considerable descanso de la temperatura ambiente.
 Un cambio de la dirección del viento, que en el hemisferio norte
ocurre en el sentido de las manecillas del reloj, desde una
dirección con componente del sur, hasta otra con componente del
norte.
 Un súbito y notable aumento de valor de la presión atmosférica.

Frecuentemente ocurre también:
 Un arrachamiento del viento de superficie.
 Tormentas eléctricas y precipitaciones de carácter achubascado.

EL FRENTE CALIENTE

Por su parte, constituye de hecho el borde delantero de una masa
de aire tropical que avanza hacia mayores latitudes.

Su pendiente es extraordinariamente inferior que la del frente frío y
fluctúa entre las razones de 1:100 y 1:400.

En éste caso, el aire caliente que reemplaza al aire frío que
compone a la masa de aire que se extiende por delante del frente,
asciende deslizándose gradualmente por encima de él, siguiendo la
pendiente.

Al pasar un frente caliente por las diferentes estaciones de
observación, en cada una de ellas se registra:
 Un aumento súbito de la temperatura ambiente.
 Un aumento gradual en la presión atmosférica.
 Un cambio de la dirección del viento que el hemisferio norte ocurre
en sentido contrario al de las manecillas del reloj,
aproximadamente del SW al SE.
Estos cambios ocurren normalmente a continuación de:
 Aparición de nubes Ci, Cs, Cc que avanzan en la dirección en que
avanza el frente y que gradualmente se van espesando
 Aparición de As y Ac a continuación de los cuales aparecen Ns de
los que proviene una precipitación de intensidad creciente y de
carácter continuo; y frecuentemente a continuación.
 St con techos bajos y niebla que reduce la visibilidad, dentro de
una distancia de entre 75 y 250 kilómetros de frente.

FRENTE ESTACIONARIO

En algunas ocasiones, las fuerzas que ejercen las masas de aire adyacentes,
son de tal naturaleza, que el frente o no se mueve o se mueve en forma
prácticamente imperceptible. En tales casos, los vientos tienen direcciones
paralelas al frente y no perpendiculares o transversales a él como en el caso
de los frentes fríos o calientes. Puesto que ninguna de las dos masas de aire
involucradas en el fenómeno frontal está reemplazando o desplazando a la
otra, el frente en cuestión se le llama FRENTE ESTACIONARIO.

FRENTES OCLUIDOS

Debido a que frentes fríos se mueven más rápidamente que los frentes caliente, tan
pronto el frente polar experimenta una ondulación en la que se presentan un frente
frío y otro caliente, el primero de ellos se aproxima gradualmente al frente caliente
hasta alcanzarlo.

Desde el momento mismo en el que se produce tal alcance, el sector caliente de la
onda se “ESTRANGULA u OCLUYE”, y la masa de aire que lo ocupaba deja de
estar en contacto con la superficie terrestre manteniéndose en contacto con ella,
solamente las masas de aire que se extienden por detrás del frente frío y por delante
del frente caliente. Estas dos masas de aire pasarán a ser colindantes, y estarán
separadas entre sí por el frente resultante del alcance al que se ha hecho mención,
que es el llamado FRENTE OCLUIDO.

El tipo de frente ocluido resultante, está determinado por la diferencia
de densidad entre el aire de las dos masas de aire separadas por él.

Así por ejemplo, si el aire de la masa que sigue al frente frío es mayor
que la del aire de la masa que se extiende por delante de frente frío es
mayor que la del aire de la masa que se extiende por delante del frente
caliente, al continuar el proceso de oclusión después de haber ocurrido
el alcance entre los frentes tantas veces mencionado, la masa de aire
que sigue al frente frío y que a la velocidad de éste invade la zona
originalmente ocupada por el aire del sector caliente, penetrará como
una cuña por debajo de la masa de aire que hay por delante del frente
caliente, de manera que le frente caliente será hecho ascender a lo
largo de la pendiente del frente frío este tipo de frente ocluido recibe el
nombre de

El tipo de frente ocluido resultante, está determinado por la diferencia
de densidad entre el aire de las dos masas de aire separadas por él.

Así por ejemplo, si el aire de la masa que sigue al frente frío es mayor
que la del aire de la masa que se extiende por delante de frente frío
es mayor que la del aire de la masa que se extiende por delante del
frente caliente, al continuar el proceso de oclusión después de haber
ocurrido el alcance entre los frentes tantas veces mencionado, la
masa de aire que sigue al frente frío y que a la velocidad de éste
invade la zona originalmente ocupada por el aire del sector caliente,
penetrará como una cuña por debajo de la masa de aire que hay por
delante del frente caliente, de manera que le frente caliente será
hecho ascender a lo largo de la pendiente del frente frío este tipo de
frente ocluido recibe el nombre de:

FRENTE OCLUIDO TIPO FRENTE FRIO

Si por el contrario, el aire de la masa que precede al frente caliente
es él más denso de los dos, penetrará por debajo del aire de la
masa que sigue al frente frío a medida que éste se vaya
desplazando a partir del momento de haberse producido el alcance
entre los frentes de la onda. Al continuar el proceso de referencia, el
frente frío deja de estar en contacto con la superficie y asciende a lo
largo de la pendiente del frente caliente, que es, el que en éste
caso, se mantendrá en contacto con la superficie terrestre para
darle su nombre al tipo de frente ocluido que resulta. Este frente
ocluido se designa con el nombre de:

FRENTE OCLUIDO TIPO FRENTE CALIENTE.

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