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Meteorología

Updated: Feb 14, 2022


Introducción



El clima es un factor importante que influye en la performance del avión y la seguridad de vuelo. Es el estado de la atmósfera en un determinado momento y lugar, con respecto a variables tales como la temperatura (calor o frío), la humedad (húmedo o seco), la velocidad del viento (calma o tormenta), la visibilidad (nítido o turbio), y la presión barométrica (alta o baja). El término clima también puede aplicarse a condiciones atmosféricas adversas o destructivas, tales como fuertes vientos.


Esta sección explica la teoría básica de meteorología y ofrece a los pilotos conocimientos básicos de los principios del clima. Está diseñado para ayudar a obtener una buena comprensión de cómo la meteorología afecta las actividades diarias de vuelo.


Comprender las teorías del clima ayuda a un piloto a tomar decisiones acertadas sobre el clima basado en los informes y pronósticos obtenidos de los servicios meteorológicos para la aviación. Ya sea que se trate de un vuelo local o una larga travesía, las decisiones basadas en el clima pueden afectar drásticamente la seguridad del vuelo.


La atmosfera


La atmósfera es una capa de aire formada por una mezcla de gases que rodea la tierra y alcanza casi 700 kilómetros de la superficie de la Tierra. Esta mezcla está en constante movimiento. Si la atmósfera fuera visible, se vería como un océano con remolinos y torbellinos, aire ascendiendo y descendiendo, y olas que viajan grandes distancias. La vida en la Tierra se basa en la atmósfera, la energía solar y los campos magnéticos del planeta.


La atmósfera absorbe energía del Sol, recicla agua y otros productos químicos, y trabaja con fuerzas eléctricas y magnéticas para crear un clima moderado. La atmósfera también protege la vida en la Tierra de la radiación de alta energía y el frío vacío del espacio.


Composición de la Atmósfera


En un volumen dado de aire, el nitrógeno representa el 78 por ciento de los gases que componen la atmósfera, mientras que el oxígeno constituye el 21 por ciento.


El argón, dióxido de carbono y trazas de otros gases forman el uno por ciento restante. [Figura 11-1] Este metro cúbico también contiene algo de vapor de agua, que varía aproximadamente entre cero y cinco por ciento en volumen.






Esta pequeña cantidad de vapor de agua es responsable de importantes cambios en el clima. La envoltura de gases que rodea la Tierra cambia desde la superficie hacia arriba. Han sido identificadas cuatro capas distintas o esferas de la atmósfera con características térmicas (cambios de temperatura), composición química, movimiento y densidad. [Figura 11-2]




La primera capa, conocida como tropósfera, se extiende desde el nivel del mar hasta 26.000 pies (8 kilómetros) en los polos norte y sur y hasta 48.000 pies (14,5 km) sobre las regiones ecuatoriales.


La gran mayoría de las variaciones meteorológicas, nubes, tormentas, y temperatura se producen dentro de esta primera capa de la atmósfera. Dentro de la tropósfera, la temperatura disminuye a una tasa de alrededor de 2° Celsius cada 1.000 pies de altura, y la presión disminuye a una tasa de alrededor de una pulgada de mercurio por cada 1.000 pies, o un milibar cada 30 pies de altura.


En la parte superior de la troposfera hay un límite conocido como tropopausa, que atrapa la humedad y el clima asociado en la tropósfera. La altitud de la tropopausa varía con la latitud y la estación del año; por lo tanto, adquiere una forma elíptica, en lugar de redonda. La ubicación de la tropopausa es importante debido a que se asocia comúnmente con la ubicación de la corriente en chorro y posibles turbulencias de aire claro.


Sobre la tropopausa hay tres niveles atmosféricos más. El primero es la estratósfera, que se extiende desde la tropopausa a una altura de unos 160.000 pies (50 km). Pocos cambios meteorológicos existen en esta capa y el aire se mantiene estable a pesar de que ciertos tipos de nubes en ocasiones se extienden en la misma.


Por encima de la estratósfera están la mesósfera y la termósfera, que tienen poca influencia sobre el clima.


Circulación Atmosférica



Como se ha señalado antes, la atmósfera está en constante movimiento. Ciertos factores se combinan para poner a la atmósfera en movimiento, pero un factor importante es el calentamiento desigual de la superficie de la Tierra.


Este calentamiento altera el equilibrio de la atmósfera, creando cambios en el movimiento del aire y la presión atmosférica. El movimiento del aire alrededor de la superficie de la Tierra se llama circulación atmosférica.


El calentamiento de la superficie terrestre se realiza mediante varios procesos, pero en el simple modelo utilizado para esta discusión de sólo convección, la Tierra se calienta por la energía radiante del sol. El proceso causa un movimiento circular que resulta cuando el aire caliente asciende y es reemplazado por aire más frío.

El aire caliente se eleva porque el calor hace que las moléculas de aire se separen. A medida que el aire se expande, se hace menos denso y más ligero que el aire circundante.


Cuando el aire se enfría, las moléculas se juntos más, haciéndose cada vez más denso y pesado que el aire caliente. Como resultado, el aire frío y pesado tiende a bajar y reemplazar al aire ascendente más caliente.


Debido a que la Tierra tiene una superficie curva que gira sobre un eje inclinado mientras orbita el sol, las regiones ecuatoriales de la Tierra reciben una mayor cantidad de calor del sol que las regiones polares. La cantidad de sol que calienta la Tierra depende de la época del año y la latitud de la región específica. Todos estos factores afectan la cantidad de tiempo y el ángulo en el que la luz solar incide sobre la superficie.


El calentamiento solar produce temperaturas más altas en las zonas ecuatoriales, lo que hace que el aire sea menos denso y ascienda. A medida que el aire caliente fluye hacia los polos, se enfría, haciéndose más denso, y desciende de nuevo hacia la superficie. [Figura 11-3]





Presión atmosférica



El calentamiento desigual de la superficie de la Tierra no sólo modifica la densidad del aire y crea los patrones de circulación; también provoca cambios en la presión del aire o la fuerza ejercida por el peso de las moléculas de aire.


Aunque las moléculas de aire son invisibles, siguen teniendo peso y ocupan espacio. Imagine una columna sellada de aire que tiene una superficie de un centímetro cuadrado y 700 kilómetros de altura.


Se necesitarían 1,03 kilogramos de esfuerzo para levantar esa columna. Esto representa el peso del aire; si la columna se acorta, la presión ejercida en el fondo (y su peso) sería menor. El peso de la columna de aire acortada a 18.000 pies es de aproximadamente 0,52 kilos; casi el 50 por ciento que al nivel del mar. Por ejemplo, si una balanza (calibrada para el nivel del mar) se eleva a 18.000 pies, la columna de aire pesa 1,03 kilos al nivel del mar sería 18.000 pies más corta, y se pesaría aproximadamente 0,52 kg (50 por ciento) menos que a nivel del mar . [Figura 11-4]





La presión real en un lugar y tiempo determinados difiere con la altitud, la temperatura, y la densidad del aire. Estas condiciones también afectan el rendimiento del avión, especialmente con respecto al despegue, velocidad de ascenso, y aterrizajes.




Fuerza de Coriolis



En la teoría general de circulación atmosférica, las áreas de baja presión existen en las regiones ecuatoriales y las áreas de alta presión existen en las regiones polares debido a una diferencia de temperatura. La baja presión resultante permite que el aire a alta presión de los polos fluya a lo largo de la superficie del planeta hacia el Ecuador.


Aunque este patrón de circulación de aire es correcto en teoría, la circulación del aire es modificada por varias fuerzas, la más importante de las cuales es la rotación de la Tierra.


La fuerza creada por la rotación de la Tierra es conocida como fuerza de Coriolis. Esta fuerza no es perceptible para el ser humano al caminar porque los humanos se mueven lentamente y recorren distancias relativamente cortas en comparación con el tamaño y la velocidad de rotación de la Tierra. Sin embargo, la fuerza de Coriolis afecta significativamente a los cuerpos que se mueven grandes distancias, tales como una masa de aire o de agua.


La fuerza de Coriolis desvía el aire hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur, haciendo que siga una trayectoria curva en lugar de una línea recta. La cantidad de deflexión varía en función de la latitud. Es mayor en los polos, y disminuye a cero en el ecuador. La magnitud de la fuerza de Coriolis también difiere con la velocidad de movimiento del cuerpo, cuanto mayor es la velocidad mayor será la desviación.



En el hemisferio norte, la rotación de la Tierra desvía el aire en movimiento a la derecha y cambia el patrón de la circulación general del aire. La velocidad de rotación de la Tierra hace que el flujo general se divida en tres células diferentes en cada hemisferio. [Figura 11-5]





En el hemisferio sur, el aire caliente en el ecuador se eleva desde la superficie, se desplaza hacia el sur y es desviado por la rotación de la Tierra hacia el este. En el momento en que ha recorrido un tercio de la distancia desde el ecuador hasta el Polo Sur, ya no se mueve hacia el sur, sino hacia el este. Este aire se enfría y desciende en una zona de tipo cinta a una latitud alrededor de 30°, creando un área de alta presión mientras desciende hacia la superficie. Luego, fluye hacia el norte por la superficie hacia el ecuador.


La fuerza de Coriolis dobla el flujo hacia la izquierda, lo que crea los vientos alisios del sudeste que prevalecen desde 30° de latitud al ecuador. Fuerzas similares crean células de circulación que rodean la Tierra entre 30° y 60° de latitud, y entre 60° y los polos. Los patrones de circulación se complican aún más por los cambios estacionales, las diferencias entre las superficies de los continentes y océanos, y otros factores tales como las fuerzas de fricción causadas por la topografía de la superficie de la Tierra que modifican el movimiento del aire en la atmósfera. Por ejemplo, dentro de los 2.000 pies desde suelo, la fricción entre la superficie y la atmósfera retarda el movimiento del aire.


El viento se desvía de su camino porque la fuerza de fricción reduce la fuerza de Coriolis. Por lo tanto, la dirección del viento en la superficie varía un poco de la dirección del viento a unos miles de pies sobre la tierra.




Medición de la presión atmosférica



La presión atmosférica se mide en pulgadas (o milímetros) de mercurio ("Hg) por un barómetro mercurial. [Figura 11-6]





El barómetro mide la altura de una columna de mercurio dentro de un tubo de vidrio. Una sección del mercurio está expuesta a la presión de la atmósfera, la cual ejerce una fuerza sobre el mercurio. Un aumento de la presión fuerza al mercurio a subir dentro del tubo.


Cuando la presión cae, el mercurio drena fuera del tubo, disminuyendo la altura de la columna. Este tipo de barómetro se utiliza típicamente en un laboratorio o una estación meteorológica, no es fácil de transportar, y difícil de leer.



Un barómetro aneroide es una alternativa a un barómetro de mercurio; es más fácil de transportar y leer. [Figura 11-7]





El barómetro aneroide contiene un recipiente cerrado, llamado cápsula aneroide que se contrae o se expande con los cambios de presión. La cápsula aneroide se conecta a un indicador de presión con un enlace mecánico para proporcionar lecturas de la presión.


La parte sensora de la presión de un altímetro en un avión es básicamente un barómetro aneroide.


Es importante señalar que debido al mecanismo de unión de un barómetro aneroide, no es tan preciso como un barómetro de mercurio.


Para proporcionar una referencia común, se ha establecido la Atmósfera Estándar Internacional (ISA). Estas condiciones estándar son la base para ciertos instrumentos de vuelo y la mayoría de los datos de performance de las aeronaves. La presión estándar a nivel del mar se define como 1013,2 mb (29,92 "Hg) y una temperatura estándar de 15 °C (59 °F). 1 "Hg es aproximadamente igual a 34 mb. Las lecturas típicas de presión en mb van desde 950,0 a 1,040.0 mb.


Las cartas de presión constante y los informes de la presión de huracanes se escriben utilizando mb.


Dado que las estaciones meteorológicas se encuentran en todo el mundo, todas las lecturas de presión barométrica locales se convierten a una presión a nivel del mar para proporcionar un estándar para los registros e informes.


Para lograr esto, cada estación convierte su presión barométrica mediante la adición de aproximadamente 1 "Hg por cada 1.000 pies de altura.


Por ejemplo, una estación a 4.000 pies sobre el nivel del mar, con una lectura de 25,92 "Hg, informa una lectura de la presión al nivel del mar de 29,92" Hg. [Figura 11.8]





Usar lecturas comunes de la presión a nivel del mar ayuda para asegurar que los altímetros de los aviones se ajustan correctamente, basándose en las lecturas actuales de presión.



Mediante el seguimiento de las tendencias de presión barométrica en un área grande, los meteorólogos pueden predecir con mayor exactitud el movimiento de los sistemas de presión y el clima asociado.


Por ejemplo, siguiendo un patrón de aumento de la presión en una sola estación meteorológica indica por lo general la aproximación de buen clima.


Por el contrario, un descenso o rápida caída de la presión por lo general indica que se acerca mal tiempo y, posiblemente, tormentas severas.




Altitud y presión atmosférica




Al aumentar la altitud, la presión atmosférica disminuye. En promedio, cada 1.000 pies de incremento de la altitud, la presión atmosférica disminuye 1 "Hg (34 mb).



A medida que disminuye la presión, el aire se hace menos denso o "fino". Es el equivalente a estar a mayor altura y se conoce como altitud de densidad.



Al disminuir la presión, la altitud de densidad aumenta y tiene un gran efecto sobre la performance del avión.


Las diferencias en la densidad del aire causadas por cambios en la temperatura resultan en un cambio de la presión. Esto, a su vez, crea movimiento en la atmósfera, tanto vertical como horizontalmente, en forma de corrientes y viento.


La atmósfera está en constante movimiento en su esfuerzo por alcanzar el equilibrio. Estos movimientos sin fin del aire establecen reacciones en cadena que causan una variedad continua en el clima.



Altitud y vuelo


La altitud afecta cada aspecto de vuelo desde la performance de la aeronave hasta el desempeño humano. A mayores altitudes, al disminuir la presión atmosférica, se incrementan las distancias de despegue y aterrizaje.


Cuando un avión despega, la sustentación se desarrolla por el flujo de aire alrededor de las alas. Si el aire es fino, se requiere más velocidad para obtener sustentación suficiente para el despegue; por lo tanto, la carrera en tierra es más larga.


Una aeronave que requiere 745 pies de carrera a nivel del mar requiere más del doble a una altitud de presión de 8.000 pies.

[Figura 11-9].





También es cierto que a mayores altitudes, debido al descenso de la densidad del aire, los motores y hélices de aeronaves son menos eficientes. Esto disminuye las tasas de ascenso y aumenta la carrera para el franqueamiento de obstáculos.




La altitud y el cuerpo humano


Como se señaló anteriormente, el nitrógeno y otras trazas de gases constituyen el 79 por ciento de la atmósfera, mientras que el restante 21 por ciento es para mantener la vida, el oxígeno atmosférico. A nivel del mar, la presión atmosférica es lo suficientemente grande como para soportar el crecimiento normal, las actividades y la vida.


A los 18.000 pies, la presión parcial de oxígeno se reduce y afecta negativamente las funciones y actividades normales del cuerpo humano. Las reacciones de la persona promedio se deterioran a una altitud de unos 10.000 pies, pero para algunas personas el deterioro puede ocurrir a una altitud tan baja como 5.000 pies. Las reacciones fisiológicas a la hipoxia o falta de oxígeno se ocultan y afectan a las personas de diferentes maneras.


Estos síntomas van desde la desorientación leve a la incapacidad total, dependiendo de la tolerancia del cuerpo y la altitud. El oxígeno suplementario o los sistemas de presurización de cabina ayudan a los pilotos volar a mayor altura y superar los efectos de la privación de oxígeno.




Viento y corrientes


El aire fluye desde áreas de alta presión hacia áreas de baja presión ya que el aire siempre busca una menor presión. La presión del aire, los cambios de temperatura, y la fuerza de Coriolis trabajan en combinación para crear dos tipos de movimiento en la atmósfera: un movimiento vertical de corrientes ascendentes y descendentes, y un movimiento horizontal en forma de viento. Las corrientes y los vientos son importantes ya que afectan a las operaciones de despegue, aterrizaje y vuelo de crucero.


Más importante aún, las corrientes y los vientos o la circulación atmosférica provocan cambios climáticos.


Patrones de viento


En el hemisferio sur, el flujo de aire desde zonas de alta a las de baja presión es desviado a la izquierda y produce una circulación en sentido antihorario alrededor de un área de alta presión. Esto se conoce como circulación anticiclónica.



Lo contrario es el caso de áreas de baja presión, el aire fluye hacia la baja y se desvía para crear una circulación en sentido horario o ciclónica. [Figura 11-10]





Los sistemas de alta presión son generalmente zonas de aire seco, estable, y descendente. Típicamente se asocia buen tiempo con los sistemas de alta presión por este motivo. A la inversa, el aire fluye hacia una zona de baja presión para sustituir el aire ascendente.


Este aire tiende a ser inestable, y por lo general trae creciente nubosidad y precipitación. Por lo tanto, el mal tiempo suele asociarse con áreas de baja presión.


Una buena comprensión de los patrones de viento de alta y baja presión puede ser de gran ayuda a la hora de planificar un vuelo, ya que un piloto puede aprovechar los vientos de cola beneficiosos. [Figura 11-11]





Al planificar un vuelo de este a oeste, los vientos favorables se encuentran a lo largo del lado norte de un sistema de alta presión o en el lado sur de un sistema de baja presión. En el vuelo de regreso, los vientos más favorables estarían a lo largo del lado sur del mismo sistema de alta presión o el lado norte del sistema de baja presión.


Una ventaja adicional es entender mejor qué tipo de clima esperar en un área determinada a lo largo de la ruta de vuelo basado en los sectores predominantes de altas y bajas. Mientras que la teoría de la circulación y los patrones de viento son exactos para la circulación atmosférica a gran escala, no toma en cuenta los cambios de la circulación a escala local.


Las condiciones locales, características geológicas y otras anomalías pueden cambiar la dirección y velocidad del viento cerca de la superficie de la Tierra.



Corrientes convectivas




Diferentes superficies irradian calor en cantidades variables. El terreno arado, rocas, arena y la tierra árida emiten una gran cantidad de calor; el agua, los árboles, y otras áreas de vegetación tienden a absorber y retener el calor. El calentamiento desparejo del aire crea pequeñas áreas de circulación local llamado corrientes de convección.


Las corrientes convectivas producen el aire turbulento, con baches, experimentado a veces al volar a bajas altitudes durante un clima cálido.


En un vuelo a baja altura sobre superficies variables, las corrientes ascendentes pueden producirse sobre el pavimento o en lugares áridos y las corrientes descendentes ocurren a menudo sobre el agua o en áreas extensas de vegetación como un grupo de árboles.


Típicamente, estas condiciones de turbulencia se pueden evitar volando a mayores altitudes, incluso por encima de las capas de nubes cúmulos. [Figura 11-12]





Las corrientes convectivas son especialmente notables en áreas con una masa de tierra justo al lado de un gran cuerpo de agua, como un océano, lago grande, u otra área apreciable de agua. Durante el día, la tierra se calienta más rápido que el agua, por lo que el aire sobre la tierra se vuelve más cálido y menos denso.



Se eleva y es remplazado por aire más frío y más denso que fluye desde el agua. Esto provoca un viento sobre tierra, llamado brisa marina.


A la inversa, por la noche la tierra se enfría más rápidamente que el agua, al igual que el aire correspondiente. En este caso, el aire más caliente sobre el agua se eleva y se remplaza por el aire más frío y denso de la tierra, creando un viento sobre el agua llamado brisa de tierra. Esto invierte el patrón local de circulación del viento. Las corrientes convectivas pueden ocurrir en cualquier lugar que haya un calentamiento desparejo de la superficie de la Tierra. [Figura 11-13]






Las corrientes convectivas próximas al suelo pueden afectar la capacidad del piloto para controlar la aeronave. Por ejemplo, en la aproximación final, el aire que se eleva desde el terreno desprovisto de vegetación a veces produce un efecto globo que puede causar que un piloto se pase del punto de aterrizaje previsto.


Por otro lado, una aproximación sobre una gran masa de agua o una zona de vegetación espesa tiende a crear un efecto descendente que puede causar que un piloto desprevenido aterrice antes del punto de aterrizaje previsto. [Figura 11-14]






Efecto de los obstáculos sobre el viento


Existe otro peligro atmosférico que puede crear problemas a los pilotos. Las obstrucciones en el suelo afectan el flujo del viento y puede ser un peligro invisible. La topografía del suelo y los grandes edificios pueden romper el flujo del viento y crear ráfagas de viento que cambian rápidamente en dirección y velocidad.


Estas obstrucciones pueden ser estructuras hechas por el hombre, como hangares hasta grandes obstáculos naturales, como montañas, acantilados o cañones. Es especialmente importante estar atento al volar hacia o desde aeropuertos que tienen grandes edificios u obstáculos naturales ubicados cerca de la pista de aterrizaje. [Figura 11-15]





La intensidad de la turbulencia asociada con las obstrucciones de tierra depende del tamaño del obstáculo y la velocidad primaria del viento. Esto puede afectar el rendimiento de despegue y aterrizaje de los aviones y pueden presentar un serio riesgo. Durante la fase de aterrizaje, un avión puede "caer" debido a la turbulencia de aire y estar demasiado bajo para evitar los obstáculos durante la aproximación. Esta misma condición es más notable cuando se vuela en regiones montañosas. [Figura 11-16]





Si bien el viento fluye suavemente por la ladera de barlovento de la montaña y las corrientes ascendentes ayudan a llevar una aeronave sobre la cima de la montaña, el viento en el lado de sotavento no actúa de una manera similar.


A medida que el aire fluye a sotavento de la montaña, el aire sigue el contorno del terreno y es cada vez más turbulento.


Esto tiende a empujar el avión hacia la ladera de la montaña. Cuanto más fuerte es el viento, se hace mayor la turbulencia y la presión descendente. Debido al efecto que tiene el terreno sobre el viento en los valles o cañones, las corrientes descendentes pueden ser severas.


Antes de realizar un vuelo en o cerca de un terreno montañoso, es útil para un piloto no familiarizado con una zona montañosa conseguir una salida con un instructor de vuelo en montaña calificado.


Cizalladura del viento a bajo nivel


La cizalladura del viento es un cambio repentino y drástico en la velocidad y/o dirección del viento sobre un área muy pequeña. La cizalladura del viento puede someter a una aeronave a corrientes ascendentes y descendentes violentas, así como cambios bruscos en el movimiento horizontal de la aeronave.


Mientras que la cizalladura del viento puede ocurrir a cualquier altitud, la cizalladura del viento a bajo nivel es especialmente peligrosa debido a la proximidad de una aeronave con el suelo.


Cambios direccionales del viento de 180° y cambios de velocidad de 50 nudos o más se asocian con la cizalladura del viento a nivel bajo. La cizalladura del viento a bajo nivel se asocia comúnmente con el paso de sistemas frontales, tormentas eléctricas, e inversiones térmicas con fuertes vientos de nivel superior (mayores a 25 nudos).


La cizalladura del viento es peligrosa para una aeronave por varias razones.


Los rápidos cambios en la dirección y velocidad del viento cambia la relación del viento con la aeronave perturbando la actitud normal de vuelo y la performance de la aeronave.


Durante una situación de cizalladura del viento, los efectos pueden ser sutiles o muy dramáticos dependiendo del cambio de velocidad y dirección del viento.


Por ejemplo, un viento de cola que cambia rápidamente a un viento de frente provoca un aumento en la velocidad y la performance.

A la inversa, cuando un viento de frente cambia a un viento de cola, la velocidad disminuye rápidamente y hay una disminución correspondiente en el rendimiento.


En cualquier caso, el piloto tiene que estar preparado para reaccionar inmediatamente a los cambios para mantener el control de la aeronave. En general, el tipo más severo de cizalladura del viento a baja altura está asociada con la precipitación convectiva o lluvia de las tormentas.


Un tipo crítico de cizalladura asociada con precipitación convectiva se conoce como microrráfaga. La microrráfaga típica se produce en un espacio de menos de una milla horizontalmente y dentro de 1.000 pies verticalmente.


La vida de una microrráfaga es de aproximadamente 15 minutos durante la cual se pueden producir corrientes descendentes de hasta 6.000 pies por minuto (fpm). También se puede producir un peligroso cambio de dirección del viento de 45 grados o más, en cuestión de segundos.


Cuando se encuentran cerca del suelo, estas corrientes descendentes excesivas y los rápidos cambios en la dirección del viento pueden producir una situación en la que es difícil controlar la aeronave. [Figura 11-17]





Durante un despegue inadvertidamente hacia una microrráfaga, el avión primero experimenta un viento de frente que aumenta el rendimiento (1), seguido por corrientes descendentes que disminuyen la performance (2). Luego, el viento rápidamente cambia a viento de cola (3), y puede resultar en un impacto con el terreno o un vuelo peligrosamente cerca del suelo (4).




Las microrráfagas son difíciles de detectar debido a que ocurren en áreas relativamente reducidas. En un esfuerzo para advertir a los pilotos de la cizalladura del viento a baja altura, se han instalado sistemas de alerta.


Una serie de anemómetros, colocados alrededor del aeropuerto, forman una red para detectar cambios en la velocidad del viento. Cuando la velocidad del viento difiere en más de 15 nudos, se da a los pilotos una advertencia por cizalladura del viento.



Este sistema se conoce como sistema de alerta de cizalladura del viento a baja altura (LLWAS, Low Level Wind shear Alert System). Es importante recordar que la cizalladura del viento puede afectar cualquier vuelo y cualquier piloto a cualquier altitud. Mientras se puede informar de la cizalladura del viento, a menudo no se detecta y es un peligro silencioso para la aviación.



Siempre esté alerta a la posibilidad de cizalladura del viento, especialmente al volar en o alrededor de tormentas o sistemas frontales.



Representación del viento y presión en las cartas meteorológicas de superficie


Las cartas de superficie del clima proporcionan información acerca de los frentes, áreas de alta y baja presión y los vientos de superficie y las presiones para cada estación.



Este tipo de carta meteorológica permite a los pilotos ver la ubicación de los frentes y sistemas de presión, pero más importante aún, representa el viento y la presión en la superficie para cada localidad. Para obtener más información sobre el análisis de superficie y representación de mapas del tiempo, consulte el Capítulo Servicios Meteorológicos para Aviación.



Las condiciones del viento se reportan con una flecha unida al círculo de ubicación de la estación. [Figura 1118]






El círculo de estación representa la cabeza de la flecha, con la flecha apuntando en la dirección de donde sopla el viento. Los vientos son descritos por la dirección desde la que soplan, por lo que un viento del noroeste sopla desde el noroeste hacia el sureste. La velocidad del viento se representa por púas o banderines colocados en la línea de viento.



Cada púa representa una velocidad de diez nudos, mientras que la mitad de una púa es igual a cinco nudos, y un banderín es igual a 50 nudos. La presión para cada estación se registra en la carta del tiempo y se muestra en mb. Las isobaras son líneas dibujadas en el gráfico para representar áreas de igual presión.



Estas líneas resultan en un patrón que revela el gradiente de presión o cambio en la presión con la distancia. [Figura 11-19]





Las isobaras son similares a las curvas de nivel en un mapa topográfico que indican altitudes del terreno y cantidad de pendiente. Por ejemplo, las isobaras que están poco espaciadas indican un gradiente de viento fuerte y prevalecen los vientos fuertes.



Los gradientes pequeños, por otro lado, están representados por isobaras que están muy separadas, y son indicativos de vientos suaves. Las isobaras ayudan a identificar los sistemas de alta y baja presión, así como la ubicación de las lomadas, surcos, y collados.


Una alta es un área de alta presión rodeada por presiones menores; una baja es un área de baja presión rodeada por presiones más altas. Una lomada es un área alargada de alta presión, y un surco es un área alargada de baja presión.



Un collado es la intersección entre una lomada y un surco, o una zona de neutralidad entre dos altas o dos bajas. Las isobaras proporcionan información valiosa sobre los vientos en los primeros mil de pies sobre la superficie. Cerca del suelo, la dirección del viento es modificada por la superficie y la velocidad del viento disminuye debido a la fricción con la superficie.



A niveles de 2.000 a 3.000 pies por encima de la superficie, sin embargo, la velocidad es mayor y la dirección se vuelve más paralela a las isobaras. Por lo tanto, en el mapa del tiempo se muestran los vientos de superficie, así como los vientos a una altura ligeramente superior. Generalmente, el viento a 2.000 pies sobre el nivel del suelo (AGL) está 20° a 40° a la izquierda de los vientos de superficie, y su velocidad es mayor.



El cambio de dirección del viento es mayor en terreno rugoso y menor sobre superficies planas, tales como el agua abierta. Ante la falta de información de vientos en altura, esta regla permite una estimación aproximada de las condiciones del viento a unos pocos miles de pies sobre la superficie.



Estabilidad Atmosférica


La estabilidad de la atmósfera depende de su capacidad para resistir el movimiento vertical. Una atmósfera estable hace difícil el movimiento vertical, y pequeñas perturbaciones verticales se amortiguan y desaparecen.



En una atmósfera inestable, pequeños movimientos verticales de aire tienden a ser más grandes, lo que resulta en un flujo de aire turbulento y actividad convectiva. La inestabilidad puede conducir a fuertes turbulencias, nubes verticales extensas, y clima severo.


El aire ascendente se expande y se enfría debido a la disminución de la presión del aire a medida que aumenta la altitud. Lo contrario es cierto para el aire descendente; como la presión atmosférica aumenta, la temperatura de aire descendente aumenta y se comprime.


Calentamiento adiabático y enfriamiento adiabático son términos usados para describir este cambio de temperatura. El proceso adiabático se lleva a cabo en todo movimiento de aire ascendente y descendente.


Cuando el aire se eleva hacia un área de menor presión, se expande a un mayor volumen. Al expandirse las moléculas de aire, la temperatura del aire disminuye. Como resultado de ello, cuando una cantidad de aire se eleva, la presión disminuye, aumenta el volumen y la temperatura disminuye. Cuando el aire desciende, sucede todo lo contrario.



La velocidad a la que disminuye la temperatura con el aumento de altitud se llama gradiente. Cuando el aire asciende por la atmósfera, la velocidad promedio de cambio de temperatura es de 2 °C (3,5 °F) por cada 1.000 pies. Dado que el vapor de agua es más liviano que el aire, la humedad disminuye la densidad del aire, haciendo que ascienda.



A la inversa, al disminuir la humedad, el aire se hace más denso y tiende a bajar.


Puesto que el aire húmedo se enfría a una velocidad menor, generalmente es menos estable que el aire seco ya que el aire húmedo debe elevarse más antes de que su temperatura baje hasta la del aire que lo rodea.


El gradiente adiabático seco (aire no saturado) es de 3 °C (5,4 °F) por cada 1.000 pies. El gradiente adiabático húmedo varía de 1,1 °C a 2,8 °C (2 °F a 5 ºF) por cada 1.000 pies. La combinación de humedad y temperatura determinan la estabilidad del aire y el clima resultante. El aire seco y frio es muy estable y resiste el movimiento vertical, lo que conduce a un tiempo bueno y claro en general.


La mayor inestabilidad se produce cuando el aire está húmedo y caliente, como en las regiones tropicales en el verano.


Típicamente, las tormentas aparecen todos los días en estas regiones debido a la inestabilidad del aire circundante.




Inversión


Cuando el aire se eleva y se expande en la atmósfera, la temperatura disminuye. Sin embargo, hay una anomalía atmosférica que puede ocurrir; que cambia este patrón típico de comportamiento de la atmósfera.


Cuando la temperatura del aire aumenta con la altitud, existe una inversión de temperatura. Las capas de inversión son comúnmente capas finas de aire suave y estable cerca del suelo. La temperatura del aire aumenta con la altitud hasta un punto determinado, que es el techo de la inversión.



El aire en el techo de la capa actúa como una tapa, manteniendo el clima y la polución atrapados por debajo. Si la humedad relativa del aire es alta, puede contribuir a la formación de nubes, niebla, neblina, o humo, resultando en una disminución de la visibilidad en la capa de inversión. Las inversiones de temperaturas en superficie ocurren en noches claras y frías cuando el aire cerca del suelo se enfría por la disminución de la temperatura de la tierra. El aire dentro de unos pocos cientos de pies de la superficie se vuelve más frío que el aire por encima de ella.



Las inversiones frontales ocurren cuando el aire cálido se esparce sobre una capa de aire más frío o el aire frío es forzado bajo una capa de aire más cálido.




Humedad y temperatura


La atmósfera, por naturaleza, contiene humedad en forma de vapor de agua. La cantidad de humedad presente en la atmósfera depende de la temperatura del aire. Cada 11 °C (20 °F) de aumento en la temperatura se duplica la cantidad de humedad que puede contener el aire. A la inversa, una disminución de 11 °C baja la capacidad a la mitad.


El agua está presente en la atmósfera en tres estados: líquido, sólido y gaseoso. Las tres formas pueden cambiar fácilmente de un estado a otro, y todos están presentes dentro de los rangos de temperatura de la atmósfera.


El agua al cambiar de un estado a otro, se produce un intercambio de calor. Estos cambios se producen a través de los procesos de evaporación, sublimación, condensación, deposición (o sublimación inversa), fusión, o congelación. Sin embargo, el vapor de agua ingresa a la atmósfera sólo por procesos de evaporación y sublimación.


La evaporación es el cambio de agua líquida a vapor de agua.



Al formarse el vapor de agua, absorbe calor de la fuente más cercana disponible. Este intercambio de calor se conoce como calor latente de evaporación. Un buen ejemplo de la evaporación es la transpiración humana. El efecto neto, al extraer el calor del cuerpo, es una sensación de enfriamiento. Similarmente, la sublimación es el cambio de hielo directamente a vapor de agua, evitando completamente la fase líquida.


Aunque el hielo seco no está hecho de agua, sino de dióxido de carbono, demuestra el principio de sublimación, cuando un sólido se convierte directamente en vapor.




Humedad Relativa


La humedad se refiere a la cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera en un momento dado. La humedad relativa es la cantidad real de humedad en el aire comparada con la cantidad total de humedad que el aire puede contener a dicha temperatura. Por ejemplo, si la humedad relativa actual es 65 por ciento, el aire contiene el 65 por ciento de la cantidad total de humedad que es capaz de mantener a esa temperatura y presión. [Figura 11-20]








Relación Temperatura/Punto de rocío

La relación entre el punto de rocío y la temperatura define el concepto de humedad relativa. El punto de rocío, en grados, es la temperatura a la que el aire no puede contener más humedad.


Cuando la temperatura del aire se reduce hasta el punto de rocío, el aire está completamente saturado y la humedad se comienza a condensar en forma de niebla, rocío, escarcha, nubes, lluvia, granizo o nieve.


Al ascender el aire húmedo e inestable, se forman nubes a la altitud donde la temperatura y el punto de rocío alcanzan el mismo valor.


Cuando se eleva, el aire no saturado se enfría a una velocidad de 3 °C por cada 1.000 pies y el punto de rocío disminuye a una velocidad de 0,55 °C por cada 1.000 pies.


Esto resulta en una convergencia de temperatura y punto de rocío a una velocidad de 2,45 °C.


Aplique la tasa de convergencia a la temperatura y punto de rocío reportados para determinar la altura de las bases de las nubes.



Explicación:


Con una temperatura del aire exterior (OAT) de 29 °C en la superficie, y el punto de rocío en la superficie de 21 °C, la separación es de 8°. Divida la separación de temperatura del punto de rocío por la tasa de convergencia de 2,45 ° C, y multiplique por 1.000 para determinar la altura aproximada de la base nubes.





Métodos por los cuales el aire alcanza el punto de saturación



Si el aire alcanza el punto de saturación mientras la temperatura y el punto de rocío están muy juntas, es muy probable que se forme niebla, nubes bajas, y precipitación. Hay cuatro métodos por los cuales aire puede alcanzar el punto de saturación completa.



Primero, cuando el aire cálido se mueve sobre una superficie fría, la temperatura del aire cae y alcanza el punto de saturación.



Segundo, el punto de saturación puede ser alcanzado cuando se mezcla aire frío con aire cálido. Tercero, cuando el aire se enfría a la noche por contacto con el suelo más frío, el aire llega a su punto de saturación.



El cuarto método se produce cuando el aire se eleva o es forzado a ascender en la atmósfera. Cuando el aire se eleva, utiliza energía calórica para expandirse. Como resultado, el aire ascendente pierde calor rápidamente.


El aire no saturado pierde calor a una velocidad de 3,0 °C (5,4 °F) por cada 1.000 pies de ganancia de altura. Sin importar lo que hace que el aire llegue a su punto de saturación, el aire saturado trae nubes, lluvia y otras situaciones meteorológicas críticas.




Rocío y escarcha


En las noches frías y calmas, la temperatura del suelo y los objetos en la superficie pueden causar que la temperatura del aire que los rodea caiga por debajo del punto de rocío. Cuando esto ocurre, la humedad en el aire se condensa y se deposita sobre el terreno, edificios y otros objetos como autos y aviones.



Esta humedad se conoce como rocío y, a veces puede verse en el pasto en la mañana. Si la temperatura está por debajo de la congelación, la humedad se deposita en forma de escarcha. Mientras que el rocío no representa una amenaza a las aeronaves, las heladas suponen definitivamente un riesgo para la seguridad de vuelo.


La escarcha interrumpe el flujo de aire sobre el ala y puede reducir drásticamente la producción de sustentación.


También aumenta la resistencia, lo cual, cuando se combina con la baja producción de sustentación, puede afectar negativamente la capacidad de despegue. Una aeronave debe limpiarse completamente de escarcha antes de iniciar un vuelo.




Niebla.



La niebla es una nube que comienza dentro de 50 pies de la superficie. Típicamente ocurre cuando la temperatura del aire cerca del suelo se enfría hasta el punto de rocío. En este punto, el vapor de agua en el aire se condensa y se hace visible en forma de niebla. La niebla se clasifica de acuerdo a la manera en que se forma y es dependiente de la temperatura actual y la cantidad de vapor de agua en el aire.


En las noches claras, con poco o nada de viento, la se puede desarrollar niebla de radiación. [Figura 11-21]





Usualmente, se forma en las zonas bajas, como los valles de montaña. Este tipo de niebla se produce cuando el suelo se enfría rápidamente debido a la radiación terrestre, y la temperatura del aire circundante alcanza su punto de rocío.


Cuando sale el sol y la temperatura aumenta, la niebla de radiación asciende y eventualmente se quema.


Cualquier aumento en el viento también acelera la disipación de la niebla de radiación. Si la niebla por radiación es inferior a 20 pies de espesor, se la conoce como niebla baja.


Cuando una capa de aire cálido y húmedo se mueve sobre una superficie fría, es probable que ocurra niebla de advección.


A diferencia de la niebla de radiación, se requiere viento para formar la niebla de advección. Vientos de hasta 15 nudos permiten que se forme e intensifique la niebla; por encima de 15 nudos, por lo general la niebla se eleva y forma nubes estratos bajas.


La niebla de advección es común en las zonas costeras donde la brisa del mar puede soplar el aire sobre masas de tierra más frías.


La niebla de ladera se produce cuando el aire húmedo y estable es forzado a subir por una ladera como de una cordillera. Este tipo de niebla también requiere de viento para la formación y existencia. La niebla de advección y de ladera, a diferencia de niebla de radiación, no se puede quemar con el sol de la mañana, sino en cambio puede persistir durante días.


También se puede extender a mayor altura que la niebla de radiación. La niebla de vapor (o fumante), o humo de mar, se forma cuando el aire frío y seco se mueve sobre aguas cálidas.


Al evaporarse el agua, se eleva y se asemeja a humo. Este tipo de niebla es común en los cuerpos de agua durante las épocas más frías del año.


Comúnmente se asocia turbulencia de bajo nivel y engelamiento con la niebla fumante.



La niebla de hielo se produce en clima frío cuando la temperatura está muy por debajo de la de congelación y el vapor de agua forma directamente cristales de hielo.


Las condiciones favorables para su formación son las mismas que para la niebla de radiación excepto por la temperatura fría, por lo general -25 °C o más fría.


Ocurre sobre todo en las regiones árticas, pero no es desconocida en las latitudes medias durante la estación fría.

Nubes Las nubes son indicadores visibles y suelen ser indicativos del clima futuro. Para la formación de nubes, debe haber el vapor de agua adecuado y núcleos de condensación, así como un método por el cual el aire pueda ser enfriado.


Cuando el aire se enfría y llega a su punto de saturación, el vapor de agua invisible cambia a un estado visible.


A través de procesos de deposición (también conocido como sublimación) y condensación, la humedad se condensa o se sublima sobre minúsculas partículas de materia, como polvo, sal, y humo conocidas como núcleos de condensación.


Los núcleos son importantes porque proveen el medio para que la humedad cambie de un estado a otro. El tipo de nube está determinado por su altura, forma y comportamiento. Se clasifican de acuerdo a la altura de sus bases como nubes bajas, medias o altas, y también nubes de desarrollo vertical. [Figura 11-22]






Las nubes bajas son las que se forman cerca de la superficie de la Tierra y se extienden hasta 6.500 pies sobre la superficie (AGL). Están hechas principalmente de gotitas de agua, pero pueden incluir gotas de agua superenfriadas que inducen la peligrosa formación de hielo en las aeronaves. Las nubes bajas típicas son estratos, estratocúmulos, y nimboestratos.


La niebla es también clasificada como un tipo de formación de nubes bajas. Las nubes en esta familia a crean techos bajos, dificultan la visibilidad, y pueden cambiar rápidamente.


Debido a esto, influyen en la planificación del vuelo y pueden hacer imposible un vuelo por reglas de vuelo visual (VFR). Las nubes medias se forman alrededor de 6.500 pies AGL y se extienden hasta 20.000 pies AGL. Se componen de agua, cristales de hielo, y gotas de agua superenfriadas. Las típicas nubes de nivel medio incluyen altoestratos y altocúmulos.


Este tipo de nubes se pueden encontrar en los vuelos de travesía en altitudes más altas. Las nubes altoestratos pueden producir turbulencia y puede contener engelamiento moderado.


Los altocúmulos, que por lo general se forman cuando las nubes altoestratos se rompen, también pueden contener turbulencia y engelamiento ligero.


Las nubes altas se forman por arriba de 20.000 pies AGL y generalmente se forman sólo en aire estable. Se componen de cristales de hielo y no plantean ninguna amenaza real de turbulencia o engelamiento.


Las típicas nubes altas son cirros, cirroestratos y cirrocúmulos. Las nubes de desarrollo vertical son cúmulos que construyen verticalmente en cúmulos en torre o cumulonimbos. Las bases de estas nubes se forman en la región de las bases de nubes medias y bajas, pero se pueden extender a los niveles de nubes altas. Los cúmulos en torres indican áreas de inestabilidad en la atmósfera, y el aire alrededor y dentro de ellos es turbulento.


Estos tipos de nubes a menudo se convierten en nubes cumulonimbus o tormentas. Los cumulonimbus contienen grandes cantidades de humedad y aire inestable, y por lo general producen fenómenos meteorológicos peligrosos, tales como rayos, granizo, tornados, ráfagas de viento y cizalladura del viento.


Estas nubes verticales extensas pueden quedar ocultas por otras formaciones de nubes y no siempre son visibles desde tierra o en vuelo. Cuando esto ocurre, se dice que estas nubes están incrustadas, de ahí el término tormentas incrustadas.



Para los pilotos, la nube cumulonimbus es quizás el tipo de nube más peligrosa. Aparece individualmente o en grupos y se conoce como tormenta de masa de aire o tormenta orográfica.


El calentamiento del aire cerca de la superficie de la Tierra crea una tormenta de masa de aire; el movimiento ascendente del aire en las regiones montañosas provoca las tormentas orográficas. Las nubes cumulonimbus que se forman en una línea continua no frontales son líneas de turbonada o “squall line”.



Ya que las corrientes de aire ascendente producen nubes cumulonimbus, son extremadamente turbulentas y suponen un peligro considerable para la seguridad de vuelo. Por ejemplo, si una nave entra en una tormenta, el avión podría experimentar corrientes ascendentes y descendentes que exceden los 3.000 pies por minuto.


Además, las tormentas pueden producir grandes granizos, rayos, tornados y grandes cantidades de agua, todos los cuales son potencialmente peligrosos para las aeronaves.


Una tormenta pasa por tres etapas distintas antes de disiparse. Se inicia con la etapa cumulus, en la que comienza la acción de ascenso del aire.


Si hay suficiente humedad e inestabilidad, las nubes siguen creciendo en altura. Las fuertes y continuas corrientes de aire ascendente impiden que la humedad caiga. La región de corrientes ascendentes se hace más grande que las térmicas individuales que alimentan la tormenta. En aproximadamente 15 minutos, la tormenta llega a la etapa de madurez, que es el período más violento del ciclo de vida de la tormenta.

En este punto, las gotas de humedad, ya sea lluvia o hielo, son demasiado pesadas para la nube las sostenga y comienzan a caer en forma de lluvia o granizo.


Esto crea un movimiento descendente del aire. Aire cálido ascendente, aire frio descendente inducido por la precipitación, y violenta turbulencia, todos existen dentro y cerca de la nube. Por debajo de la nube, el aire descendente incrementa los vientos de superficie y disminuye la temperatura.


Una vez que el movimiento vertical en la parte superior de la nube se ralentiza, la parte superior de la nube se expande y toma una forma similar a un yunque.



En este punto, la tormenta entra en la etapa de disipación. Esto es cuando las corrientes descendentes se generalizan y remplazan las corrientes ascendentes necesarias para sostener la tormenta. [Figura 11-23]





Es imposible volar sobre las tormentas en aviones ligeros. Las tormentas severas pueden atravesar la tropopausa y alcanzar alturas asombrosas entre 50.000 y 60.000 pies, dependiendo de la latitud. Volar debajo de las tormentas puede someter a las aeronaves a lluvia, granizo, rayos dañinos y turbulencia violenta.



Una buena regla de oro es rodear las tormentas identificadas como severas o que dan un eco radar intenso, a por lo menos 20 millas náuticas (NM) ya que el granizo puede caer varios kilómetros fuera de las nubes.



Si volar alrededor de una tormenta no es una opción, permanezca en el suelo hasta que pase. La clasificación de nubes se puede dividir en tipos de nubes específicos de acuerdo a la apariencia externa y la composición de la nube.



Conocer estos términos puede ayudar al piloto a identificar las nubes visibles. La siguiente es una lista de clasificación de nubes:


• Cúmulos: nubes amontonadas o apiladas

• Estratos: formadas en capas • Cirrus: nubes altas fibrosas , en rizos por encima de 20.000 pies

• Castellanus: base común con desarrollo vertical independiente, como un castillo

• Lenticularis: forma de lente, formado en montañas con vientos fuertes

• Nimbus: nubes cargadas de lluvia

• Fracto: rotas o desflecadas

• Alto: identifica nubes de nivel medio y también alto, existente entre 5.000 a 20.000 pies




Techo


Para los fines de la aviación, un techo es la capa de nubes más baja reportadas con claros (broken) o cubierto (overcast), o la visibilidad vertical en un oscurecimiento como la niebla o neblina. Las nubes son reportadas como “broken” cuando de cinco a siete octavos del cielo está cubierto de nubes. “Overcast” significa que el cielo está cubierto con nubes.


La información del techo actual se reporta en el informe de meteorología aeronáutica de rutina (METAR) y estaciones meteorológicas automáticas de varios tipos.




Visibilidad:


En estrecha relación con la cobertura de nubes y techos reportados está la información de visibilidad. La visibilidad se refiere a la mayor distancia horizontal a la que se pueden ver a simple vista objetos prominentes. La visibilidad actual se reporta en el METAR y otros informes meteorológicos aeronáuticos, así como por los sistemas meteorológicos automatizados.


La información de visibilidad, según lo predicho por los meteorólogos, está disponible para el piloto durante el chequeo pre vuelo del tiempo.




Precipitación




La precipitación se refiere a cualquier tipo de partículas de agua que se forman en la atmósfera y caen al suelo. Tiene un profundo impacto en la seguridad de vuelo. Dependiendo de la forma de precipitación, puede reducir la visibilidad, crear situaciones de engelamiento, y puede afectar el rendimiento en el despegue y aterrizaje de un avión.



La precipitación ocurre porque las partículas de agua o hielo en las nubes crecen en tamaño hasta que la atmósfera ya no los puede mantener. Se puede presentar en varias formas a medida que caen hacia la Tierra, incluyendo llovizna, lluvia, granizo, nieve y hielo.


La llovizna se clasifica como gotitas de agua muy pequeñas, de menos de 0,5 milímetros de diámetro. La llovizna suele acompañar a la niebla o nubes estratos bajas. Las gotas de agua de mayor tamaño se conocen como lluvia. La lluvia que cae por la atmósfera, pero se evapora antes de golpear el suelo se conoce como virga.


La lluvia helada y llovizna helada ocurre cuando la temperatura de la superficie está por debajo de congelamiento; la lluvia se congela al entrar en contacto con la superficie más fría. Si la lluvia cae a través de una inversión de temperatura, se puede congelar al pasar a través del aire frío subyacente y cae al suelo en forma de gránulos de hielo.



Estos gránulos de hielo son una indicación de una inversión de temperatura y que existe lluvia helada a una altura superior. En el caso de granizo, las gotitas de agua helada suben y bajan por las corrientes de aire dentro de las nubes, creciendo en tamaño a medida que entran en contacto con más humedad.


Una vez que las corrientes de aire ya no pueden sostener el agua helada, cae a la tierra en forma de granizo. El granizo puede ser del tamaño de un poroto, o puede crecer hasta 10 cm de diámetro, más grande que una pelota de béisbol.


La nieve es precipitación en forma de cristales de hielo que cae a un ritmo constante o en chubascos de nieve que comienzan, cambian en intensidad, y terminan rápidamente. La nieve que cae también varía en tamaño, siendo granos muy pequeños o copos grandes.


Granos de nieve son el equivalente al tamaño de la llovizna. La precipitación en forma alguna constituye una amenaza a la seguridad de vuelo.


A menudo, las precipitaciones se acompañan de techos bajos y visibilidad reducida. Las aeronaves que tienen hielo, nieve o escarcha en las superficies deben limpiarse cuidadosamente antes de comenzar un vuelo debido a la posible interrupción del flujo de aire y la pérdida de sustentación. La lluvia puede contribuir con agua en los tanques de combustible.



La precipitación puede crear riesgos en la superficie de la pista misma, haciendo difícil los despegues y aterrizajes, si no imposible, debido a nieve, hielo o charcos de agua y superficies muy resbaladizas.





Masas de aire


Las masas de aire se clasifican de acuerdo a las regiones donde se originan. Son grandes volúmenes de aire que toman las características de los alrededores, o región de origen. Una región de origen es típicamente un área en la que el aire permanece relativamente quieto durante un período de varios días.


Durante este período de estancamiento, la masa de aire adquiere las características de temperatura y humedad de la región de origen. Las áreas de estancamiento se pueden encontrar en las regiones polares, océanos tropicales y desiertos secos. Las masas de aire se identifican generalmente como polar o tropical basándose en las características de temperatura, y en marítimas o continentales basándose en el contenido de humedad.


Una masa de aire polar continental se forma sobre una región polar y trae con ella aire frío y seco. Las masas de aire tropicales marítimas se forman sobre las cálidas aguas tropicales, como el Mar Caribe y traen aire cálido y húmedo.


A medida que la masa de aire se mueve de su región de origen y pasa sobre tierra o agua, la masa de aire se somete a las condiciones variables de la tierra o el agua, y estas modifican la naturaleza de la masa de aire. [Figura 11-24]






Una masa de aire que pasa sobre una superficie más caliente se calienta desde abajo, y se forman corrientes convectivas, causando que el aire ascienda. Esto crea una masa de aire inestable con buena visibilidad en superficie. El aire húmedo e inestable provoca que se formen nubes cúmulo, chaparrones, y turbulencia.


A la inversa, una masa de aire que pasa sobre una superficie más fría no forma corrientes de convección, sino que crea una masa de aire estable con pobre visibilidad superficial.


La pobre visibilidad en la superficie es debida al hecho de que el humo, polvo y otras partículas no pueden ascender en la masa de aire y en su lugar quedan atrapadas cerca de la superficie. Una masa de aire estable puede producir nubes estratos bajas y niebla.




Frentes


A medida que una masa de aire se mueve a través del agua y la tierra, eventualmente se pone en contacto con otra masa de aire con características diferentes. La capa límite entre los dos tipos de masas de aire se conoce como frente. Un frente de cualquier tipo que se acerca siempre indica cambios inminentes en el clima.


Hay cuatro tipos de frentes, que se nombran de acuerdo con la temperatura del aire que avanza con respecto a la temperatura del aire que va a sustituir: [Figura 11-25]


• Cálido

• Frío

• Estacionario

• Ocluido








Cualquier discusión sobre los sistemas frontales se debe hacer sabiendo que no hay dos frentes iguales. Sin embargo, las condiciones climáticas generalizadas se asocian con un tipo específico de frente que ayuda a identificar el frente. Frente cálido Un frente cálido se produce cuando una masa de aire cálido avanza y remplaza a una masa de aire más frío.



Los frentes cálidos se mueven lentamente, por lo general de 15 a 40 kilómetros por hora (kph). La pendiente del frente que avanza se desliza por encima del aire más frío y gradualmente lo empuja fuera del área. Los frentes cálidos contienen aire cálido que a menudo tienen una humedad muy alta.


A medida que el aire cálido se eleva, la temperatura desciende y se produce condensación. Generalmente, antes del paso de un frente cálido, se puede esperar que a lo largo del límite frontal se formen nubes estratiformes o cirros, junto con niebla. En los meses de verano, son propensos a desarrollarse nubes cumulonimbus (tormentas).



Es probable precipitación ligera a moderada, por lo general en forma de lluvia, aguanieve, nieve o llovizna, acentuado por escasa visibilidad. El viento sopla desde el nor-noreste, y la temperatura exterior es fresca o fría, con un punto de rocío en aumento. Por último, cuando se acerca el frente cálido, la presión barométrica sigue cayendo hasta que el frente pasa completamente.



Durante el paso de un frente cálido, son visibles nubes estratiformes y puede caer llovizna.


La visibilidad es generalmente pobre, pero mejora con los vientos variables. La temperatura se eleva en forma constante por el ingreso de aire relativamente más cálido. En su mayor parte, el punto de rocío se mantiene estable y la presión se nivela.


Tras el paso del frente cálido, las nubes estratocúmulos predominan y son posibles lluvias.


La visibilidad mejora eventualmente, pero pueden existir condiciones de niebla por un corto período luego del paso. Con temperaturas más cálidas, el punto de rocío sube y luego se estabiliza. Generalmente hay un ligero aumento de la presión barométrica, seguido por un descenso de la presión barométrica.





El vuelo hacia un frente cálido


Mediante el estudio de un frente cálido típico, se puede aprender mucho acerca de los patrones generales y las condiciones atmosféricas que existen cuando se encuentra en vuelo un frente cálido.


La Figura 11-26 muestra un frente cálido que avanza hacia el sur desde Formosa, en dirección a Junín. En el momento de la salida de Junín, el clima es bueno VFR con una capa de nubes cirrus dispersas a 15.000 pies.






Al avanzar el vuelo hacia el norte a Paraná y ya más cerca del frente cálido que se aproxima, las nubes se profundizan y se hacen estratiformes con un techo de 6, 000 pies. La visibilidad se reduce a 10 km con neblina con una caída de la presión barométrica.


Al acercarse a Reconquista, el clima se deteriora hasta nubes con pocos claros a 2.000 pies con 5 km de visibilidad y lluvia.


Con la temperatura igual al punto de rocío, es probable que haya niebla. En Formosa, el cielo está cubierto con nubes bajas y llovizna y la visibilidad es de 1 km. Más allá de Reconquista, el techo y la visibilidad serían demasiado bajos para continuar VFR.


Por lo tanto, sería prudente permanecer en Reconquista hasta que pase el frente cálido, lo que podría requerir un día o dos.




Frente frío



Un frente frío se produce cuando una masa de aire frío, denso y estable avanza y sustituye una masa de aire cálido. Los frentes fríos se mueven más rápido que los frentes cálidos, progresando a un ritmo de 40 a 60 kph.



Sin embargo, se han registrado frentes fríos extremos moviéndose a velocidades de hasta 100 kph. Un frente frío típico se mueve de una manera contraria a un frente cálido. Es muy denso, permanece cerca del suelo y se desliza por debajo del aire cálido y forzando al aire menos denso a ascender.


El aire que asciende rápidamente hace que la temperatura disminuya repentinamente, forzando a la creación de nubes.

El tipo de nubes que se forman depende de la estabilidad de la masa de aire caliente.


Un frente frío en el hemisferio sur suele estar orientado de suroeste a noreste y puede ser de varios cientos de kilómetros de largo, abarcando una gran extensión de tierra. Previo al paso de un frente frío típico, se presentan nubes cirros o cúmulos, y son posibles cumulonimbus.



Son posibles chaparrones y neblina debido al rápido desarrollo de nubes. El viento ayuda a reemplazar las temperaturas cálidas con el aire relativamente más frío. Un punto de rocío alto y la caída de la presión barométrica son indicativos del inminente paso del frente frío.


Al paso del frente frío, siguen dominando el cielo las nubes cúmulos en torre o cumulonimbus.


Dependiendo de la intensidad del frente frío, se producen chaparrones intensos y pueden ir acompañados por rayos, trueno, y/o granizo.



Frentes fríos más severos también pueden producir tornados. Durante el paso del frente frío, la visibilidad es pobre, con vientos variables y racheados, y caen rápidamente la temperatura y el punto de rocío.


Una rápida caída de la presión barométrica llega al mínimo durante el paso del frente, luego comienza un aumento gradual.

Después del paso del frente, las nubes cúmulos en torre y cumulonimbos comienzan a disiparse a nubes cúmulos con la correspondiente disminución en la precipitación.


La buena visibilidad finalmente prevalece con los vientos.



Las temperaturas se mantienen bajas y la presión barométrica sigue aumentando.


Frente frío rápido


Los frentes fríos rápidos son empujados por intensos sistemas de presión muy por detrás del frente.


La fricción entre el suelo y el frente frío retarda el movimiento del frente y crea una superficie frontal más empinada.


Esto resulta en una banda muy estrecha, concentrada a lo largo del borde delantero del frente. Si el aire cálido alcanzado por el frente frío es relativamente estable, a cierta distancia por delante del frente puede haber cielo nublado y lluvias.


Si el aire cálido es inestable, se pueden formar tormentas dispersas y chaparrones. Una línea continua de tormentas, o línea de turbonada, puede formarse a lo largo o por delante del frente.


Las líneas de turbonada presentan un serio peligro para los pilotos ya que estas tormentas son intensas y se mueven con rapidez.


Detrás de un frente frío rápido, los cielos se despejan rápidamente y el frente deja vientos racheados, turbulentos y temperaturas más frías.


Vuelo hacia un frente frío


Al igual que los frentes cálidos, no todos los frentes fríos son iguales. Examinando un vuelo hacia un frente frío, los pilotos comprender mejor el tipo de condiciones que pueden encontrar en vuelo.


La Figura 11-27 muestra un vuelo desde Junín hasta Formosa.






En el momento de la salida de Junín, el clima es VFR con 5 km de visibilidad con humo y una capa de nubes dispersas a 3.500 pies.


Al progresar el vuelo hacia Paraná y cerca del frente frío que se aproxima, las nubes muestran signos de desarrollo vertical con una capa con claros a 2.500 pies.


La visibilidad es de 10 km con neblina y una disminución de la presión barométrica. Aproximándose a Paraná, el clima se ha deteriorado con cielo cubierto a 1.000 pies, y 5 km de visibilidad con tormentas y fuertes chaparrones.


En Formosa, el clima mejora con nubes dispersas a 1.000 pies y una visibilidad de 15 km. Un piloto con buen criterio basado en el conocimiento de las condiciones frontales lo más probable es que permanezca en Paraná hasta que el frente pase.


Tratar de volar por debajo de una línea de tormentas o de una línea de turbonada es peligroso, y volar por encima o alrededor de la tormenta no es una opción. Las tormentas se pueden extender hasta bastante más allá capacidad de los aviones pequeños y se pueden extender en una línea de 500 a 800 kilómetros.





Comparación de los frentes fríos y cálidos




Los frentes cálidos y los frentes fríos son de naturaleza muy diferente así como lo son los riesgos asociados con cada frente.


Varían en velocidad, composición, fenómenos meteorológicos y predicción. Los frentes fríos, que se mueven entre 30 y 60 kph, se mueven muy rápido en comparación con los frentes cálidos, que se mueven sólo entre 15 y 40 kph. Los frentes fríos también poseen una pendiente frontal más pronunciada.


Con los frentes fríos se asocia actividad meteorológica violenta, y el clima por lo general se produce a lo largo del límite frontal, no por delante.


Sin embargo, las líneas de turbonada se pueden formar durante los meses de verano hasta 300 kilómetros por delante de un frente frío severo.


Mientras que los frentes cálidos traen techos bajos, poca visibilidad y lluvia, los frentes fríos traen tormentas repentinas, vientos rachados, turbulencias, y a veces granizo y tornados.


Los frentes fríos se acercan rápidamente con poca o ninguna advertencia, y hacen un cambio completo del clima en tan sólo unas horas.


El clima mejora rápidamente después de su paso y prevalece aire más seco con visibilidad ilimitada. Los frentes cálidos, por otro lado, proporcionan una advertencia anticipada de su aproximación y pueden tardar días en pasar a través de una región.





Cambios de viento




Los vientos alrededor de un sistema de alta presión giran en sentido antihorario, mientras que los vientos de baja presión giran en sentido horario. Cuando dos sistemas de presión son adyacentes, los vientos están casi en oposición directa entre sí en el punto de contacto.


Los frentes son los límites entre dos áreas de presión, y por lo tanto, continuamente están ocurriendo cambios de viento dentro de un frente. El cambio de la dirección del viento es más pronunciado en conjunción con los frentes fríos.





Frente estacionario


Cuando las fuerzas de dos masas de aire son relativamente iguales, el límite o frente que los separa permanece estacionario e influye en el clima local durante días. Este frente se llama frente estacionario.



El clima asociado con un frente estacionario es típicamente una mezcla de lo que se puede encontrar en ambos frentes, fríos y cálidos.






Frente ocluido



Un frente ocluido se produce cuando un frente frío rápido alcanza a un frente cálido se mueve lentamente. Al aproximarse el frente ocluido, prevalece el clima del frente cálido, pero es seguido inmediatamente por el clima del frente frío.


Hay dos tipos de frentes ocluidos que pueden ocurrir, y las temperaturas de los sistemas frontales que chocan entre sí juegan un papel importante en la definición del tipo de frente y el clima resultante.


Una oclusión de frente frío se produce cuando un frente frío rápido es más frío que el aire delante del frente cálido.


Cuando esto ocurre, el aire frío reemplaza el aire menos frío y obliga al frente cálido a subir en la atmósfera.