Meteorología Parte 1ª. - blog.vinosgallegosdn.es · para pilotos de RPAS Según el artículo 50.5.c, de la Ley 18/2014, de 15 de octubre. Meteorología Parte 1ª. Meteorología

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Curso Básico y Avanzado para pilotos de RPAS

Según el artículo 50.5.c, de la Ley 18/2014, de 15 de octubre.

Meteorología

Parte 1ª.

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Índice

1. METEOROLOGÍA .................................................................................................. 5

1.1. Composición de la atmósfera ........................................................................... 6

1.2. Estructura de la atmósfera ................................................................................ 6

1.3. Variaciones en la presión ................................................................................. 8

1.4. Variaciones en la temperatura ....................................................................... 12

1.4.1. Variaciones verticales de temperatura. ................................................... 12

1.4.2. Variaciones latitudinales de temperatura................................................ 12

1.4.3. Variaciones de temperatura derivadas de la distribución e inercia térmica de la tierra y el agua................................................................................................ 12

2. CIRCULACICIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA ....................................... 14

2.1. Frentes ............................................................................................................ 14

2.1.1. Frente cálido. .......................................................................................... 14

2.1.2. Frente frío. .............................................................................................. 15

2.1.3. Frentes estacionarios............................................................................... 16

2.1.4. Frentes oclusiones. ................................................................................. 17

2.2. Nubes .............................................................................................................. 17

2.2.1. Clasificación de las nubes ...................................................................... 18

3. Visibilidad .............................................................................................................. 22

4. EL VIENTO ........................................................................................................... 23

4.1. Viento geostrófico .......................................................................................... 24

4.2. Vientos locales................................................................................................ 27

4.2.1. Brisa marina............................................................................................ 27

4.2.2. Brisa de montaña y valle ........................................................................ 28

4.2.3. Vientos de Foehn o Föhn........................................................................ 29

4.2.4. Térmicas ................................................................................................. 30

4.3. Rumbo y deriva .............................................................................................. 30

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1. METEOROLOGÍA

La meteorología es la rama de la física que aborda el estudio de los fenómenos atmosféricos. En este tema, haremos un repaso de los principales conceptos y fenómenos atmosféricos, fuentes de información meteorológica, etcétera.

Los objetivos de este tema son:

� Conocer cómo es la atmósfera terrestre.

� Conocer los principales factores meteorológicos a tener en cuenta para planificar una campaña de vuelo

� Conocer cómo interpretar correctamente la información meteorológica.

� Conocer las fuentes de información meteorológica para la aeronáutica.



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LA ATMÓSFERA

1.1. Composición de la atmósfera � Definiciones de atmósfera según la RAE: "capa gaseosa que rodea un cuerpo celeste

u otro cuerpo cualquiera" y "capa de aire que rodea la Tierra".

� La composición en seco de la atmósfera terrestre es: nitrógeno (78%), oxígeno (21%), argón (0.9%) y otros gases (0.1%).

� Dentro de los gases y partículas minoritarias se encuentran ozono, dióxido de carbono, neón, helio, metano, hidrógeno y dióxido de nitrógeno, entre otros, y pequeñas partículas de polvo, cenizas, etcétera.

� Otro de los componentes que pueden encontrarse en proporciones muy variables es el vapor de agua. En las zonas desérticas su concentración puede ser próxima a cero, mientras que otras áreas puede llegar hasta el 4%.

1.2. Estructura de la atmósfera

� La atmósfera terrestre se divide en cinco capas o estratos, con un comportamiento particular, relacionado con su composición, dinámica, densidad, características térmicas, etcétera.

• Troposfera (0 a 14 km). Zona más próxima a la superficie de la Tierra, donde se desarrolla la vida y donde se producen los fenómenos meteorológicos. Su espesor varía entre unos 14 km



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en el ecuador y unos 8 km en los polos.

Este estrato es el de mayor densidad y el más homogéneo (debido a los movimientos verticales que se producen en ella), y donde se concentra el 75% de los gases y el vapor de agua.

La densidad del aire y la temperatura disminuye con la altura, pasando de una media de 17ºC a -51ºC en el límite de la troposfera, tropopausa.

• Estratosfera (14 a 50 km). Separada de la troposfera por la tropopausa, se caracteriza por su fuerte estratificación horizontal. Esta capa contiene el 19% de los gases de la atmósfera, pero muy poco vapor de agua.

En esta capa, la temperatura se incrementa con la altura, debido al proceso de formación del ozono, pasando de los -51ºC de la tropopausa, a unos -15º C en el techo de la estratosfera.

El estrato donde se producen la mayores concentraciones de ozono se denomina ozonosfera y está situada a unos 30 km de altura. Este gas tiene la particularidad de absorber gran parte de la radiación ultravioleta de alta frecuencia procedente del Sol (97-99%), proceso en el que se libera calor.

• Mesosfera (50-80 km). Separada por la estratopausa, esta capa se caracteriza por un descenso muy acusado de la temperatura. En ella se concentra sólo el 0.1% de la masa total del aire y está dominada por las reacciones químicas y la ionización.

• Ionosfera o termosfera (80-600 km). Esta capa de la atmósfera terrestre está permanentemente ionizada debido a la fotoionización que provoca la radiación solar. De manera que, la radiación ultravioleta y los rayos X procedentes del Sol al ser absorbidas por las moléculas presentes en esta capa producen un aumento de la temperatura, pasándose de unos -120ºC en la base de este estrato a más de 2000ºC en su techo.

Entre las particularidades de la termosfera, hay que destacar que es la responsable de la reflexión de las ondas de radio emitidas desde la superficie terrestre, además de ser el área donde se desintegran la mayoría de los meteoritos, dando lugar a las estrellas fugaces, y donde se originan también las auroras boreales.

• Exosfera (600-1000 km). Capa externa de la atmósfera, donde se produce la transición con el espacio interplanetario. En ella, las moléculas escapan hacia el espacio exterior.



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Variación de la temperatura en los distintos estratos de la atmósfera

http://www.srh.noaa.gov/srh/jetstream/atmos/layers.htm

1.3. Variaciones en la presión � La presión atmosférica disminuye con la altitud, debido a que el número de

moléculas presentes en el aire se reduce y con ella la densidad del aire. Esta disminución no se produce de forma homogénea a lo largo de la atmósfera, sino que es más rápida en las capas más bajas. Para hacernos una idea de la magnitud de esta variación, en los primeros 5,6 km se concentra mas de la mitad de las moléculas contenidas en toda la atmósfera.



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� En la troposfera, por cada once metros de ascensión se produce un descenso de 1,33 milibares, mientras que en las capas más altas de la atmósfera esta disminución es

más lenta

� Como consecuencia de esta disminución de la presión con la altura, es muy difícil comparar la presión del aire en dos regiones de la Tierra, especialmente cuando estas se encuentran a distinta altura. Con el fin de hacer comparables las medidas de presión en los distintos puntos del planeta, se establece un punto de referencia común, el nivel del mar. De esta forma, cualquier medida realizada alrededor del mundo, a partir de una serie de cálculos y transformaciones, será referida al valor teórico que tendría si la medida se hubiera realizado al nivel del mar.

� La presión debida al peso de la columna de aire se denomina presión atmosférica y su unidad de medida es la atmósfera: la presión que ejerce una columna de mercurio de 760 milímetros de altura, a una latitud de 45º, al nivel del mar, y a una temperatura de 0º C.

� Las unidades de presión más utilizadas en meteorología son el milibar y los milímetros de mercurio.

La equivalencia entre estas medidas es la siguiente:

1 atmósfera = 1.013,2 milibares = 760 milímetros de mercurio

� Los mapas del tiempo representan la información de presión atmosférica en superficie en milibares (mb) y se dibujan a intervalos de 2 y 4 mb.

� La presión atmosférica varía también sobre cada punto de la superficie terrestre, como consecuencia de variaciones en la temperatura del aire. El aire caliente es menos denso que frío.

� Si consideramos un nivel de presión determinado, por ejemplo el de 500 milbares, que se encuentra a una media de 5,6 km de altura, es mismo nivel se encontrará aún más alejado de la superficie en zonas con aire cálido, y mas próximo en aquellas más frías.



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Altura media de distintos niveles de presión

(izquierda) y variación de la altura de un nivel

de presión, en función de la temperatura del

aire (arriba)

� Las variaciones de presión en la horizontal se representan en los mapas meteorológicos mediante las isobaras, o líneas teóricas que unen los puntos con igual presión.

Ejemplo de mapa de isobaras (Previsión para el 3 de noviembre de 2014 a las 07:00 horas).



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� En estos mapas las isobaras nos indica la distribución de las presiones que pueden adquirir distintas configuraciones:

� Alta presión, anticiclón (A o H). Centro de alta presión, rodeado por isobaras de valor decreciente. En el hemisferio norte el viento alrededor de su centro gira en el sentido de las agujas del reloj.

� Baja presión, depresión, borrasca o ciclón (B, L, D). Centro de baja presión rodeado de isobaras de valor creciente. En el hemisferio norte el viento alrededor de de su centro gira en sentido contrario a las agujas del reloj.

� Dorsal o loma de alta presión. Prolongación del anticiclón a lo largo de un eje.

� Vaguada barométrica o surco. Prolongación de las bajas presiones a lo largo de un eje.

� Collado o pantano barométrico. Zona de presión muy estable, sin que exista un gradiente isobárico bien definido.

� En líneas generales,

� cuando las isobaras aparecen muy juntas indican que el gradiente de presión es muy elevado entre puntos cercanos y por tanto, podemos esperar tiempo muy ventoso y turbulento.

� Por el contrario, si las isobaras aparecen muy separadas, la diferencia de presión es pequeña y el tiempo será más tranquilo.

� Cuando un área de altas presiones se dirige hacia un observador,

� la velocidad del viento disminuye y cambia de dirección en el sentido de las agujas el reloj,

� aumenta la presión atmosférica y

� la nubosidad disminuye.

� Cuando el observador se encuentra bajo el área de altas presiones,

� la presión disminuye y

� según le sobrepasa, el viento cambia de dirección en sentido contrario al de las agujas del reloj y la velocidad aumenta. En este caso la nubosidad puede empezar a desarrollarse como preludio de llegada de una baja.

� En general, las áreas de altas presiones indican buen tiempo en el plazo de 12 a 24 horas.



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� Una regla sencilla que relaciona la dirección del viento cerca de la superficie con la localización de los sistemas de presión es situarnos de espalda al viento en una zona abierta, libre de obstáculos. A nuestra izquierda, estará la zona con baja presión y a la derecha, la de alta.

1.4. Variaciones en la temperatura � Las variaciones en la temperatura se producen, principalmente, por el calentamiento

y enfriamiento de la atmósfera como consecuencia de la interacción de la radiación solar con la superficie terrestre y la diferente inercia térmica de los materiales que conforman la superficie de la Tierra.

1.4.1. Variaciones verticales de temperatura.

� La perdida de calor en la troposfera se produce de abajo hacia arriba, es decir, desde la superficie terrestre. De esta forma, podemos tomar como referencia que, el descenso de la temperatura es del orden de 6,4º C por cada kilómetro de ascenso.

� En ocasiones se pueden producir inversiones térmicas, aumento de temperatura con la altura, que pueden tener distinto origen: de superficie y de altura, o de subsidencia.

� En el primer caso, el aire que está en contacto con la superficie terrestre está más frío que el aire en las capas superiores, es más denso y pesa más, dificultando los movimientos ascendentes.

� En el segundo caso, se producen en momentos de altas presiones por el descenso del aire que se irá comprimiendo y secando de arriba hacia abajo, impidiendo los movimientos ascendentes del aire.

1.4.2. Variaciones latitudinales de temperatura.

� La latitud condiciona la cantidad de insolación que recibe la superficie terrestre. En la zona ecuatorial la distribución térmica es más regular, mientras que hacia los polos la distribución térmica es más irregular debido a las variaciones en el número de horas de insolación y el ángulo de incidencia de la radiación solar.

1.4.3. Variaciones de temperatura derivadas de la distribución e inercia térmica de la tierra y el agua.

� La mayor inercia térmica del agua frente a la tierra, hace que los mares y océanos se calienten y enfríen más lentamente que la tierra. Por ello, en las zonas con influencia costera las variaciones de temperatura son menores que tierra adentro.

� Además, la circulación oceánica, a través de las corrientes marinas, redistribuyen las masas de agua fría y caliente por toda la Tierra. Esto da lugar, por ejemplo, a las diferencias térmicas entre las áreas costeras del este y oeste de los continentes de



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Europa y América para las mismas latitudes, bañadas por la corriente cálida del Golfo y la corriente fría del Labrador, respectivamente.



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2. CIRCULACICIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA

2.1. Frentes

� El límite o transición entre dos masas de aire de distintas características, diferente temperatura, humedad y densidad, se denomina superficie frontal.

Cuando dos masas de aire con temperaturas distintas y uniformes, una fría y otra cálida se encuentran, se produce un choque que provoca una variación brusca de la humedad y la temperatura. Esta línea de choque no es una pared vertical, sino una línea inclinada denominada frente (la pendiente del frente frío es del orden del 2%, y la del frente cálido del 0,5%).

� En función del movimiento relativo de las masas de aire se diferencian cuatro tipos de frentes: frío, cálido, estacionario y ocluido.

2.1.1. Frente cálido.

� Se produce al moverse una masa de aire cálido sobre una capa de aire frío. El aire cálido es más ligero y tiende a deslizarse hacia arriba, sobre la cuña de aire frío. El ascenso de la masa de aire cálido y húmedo provoca su enfriamiento y el vapor de agua que contiene se condensa en forma de gotitas de agua, lo que provoca la aparición de nubes y precipitaciones.

� El tipo de nubes asociado a este tipo de frentes son los nimboestratos y los estratos.

� En los mapas meteorológicos, los frentes cálidos se representan con una línea roja y con una línea con semicírculo, que indican el sentido de avance del frente.

� Normalmente, la turbulencia asociada a los frentes cálidos suele ser ligera cuando la masa de aire cálido es estable. En algunas ocasiones, si la masa de aire cálido es inestable, se pueden producir turbulencias asociadas a fenómenos convectivos.

� En general, los frentes cálidos llevan asociados mala visibilidad, debido a la formación de nubes bajas y a las precipitaciones.



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Frente cálido

2.1.2. Frente frío.

� Se originan cuando una masa de aire frío avanza hacia el interior de una masa de aire cálido. Como consecuencia el aire cálido se desliza hacia arriba en la zona límite, al ser empujado por el aire frío más denso. Este ascenso y el consiguiente enfriamiento de la masa de aire, provoca la condensación del vapor de agua, que se acumula formando nubes de desarrollo vertical, que llevan asociadas precipitaciones.

� En los mapas meteorológico,s los frentes fríos se representan por una línea azul y por una línea con triángulos, cuyos vértices indican el avance del frente.

� La visibilidad suele ser escasa antes de la advención del frente frío, mejorando a su paso. A medida que se acerca el frente frío, el viento aumenta su velocidad, apareciendo rachas fuertes, que tienden a desaparecer tras su paso. Este tipo de frentes pueden llegar a moverse muy rápidamente.



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Frente frío

2.1.3. Frentes estacionarios.

� Cuando se produce el choque entre dos masas de aire de características distintas en cuanto a humedad y temperatura, pero ninguna ejerce una fuerza de desplazamiento sobre la otra se origina un frente estacionario.

� En los mapas meteorológicos, este tipo de frentes se representan por una línea que alterna los colores rojo y azul y una línea con semicírculos y triángulos en lados opuestos.



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2.1.4. Frentes oclusiones.

� Como los frentes fríos se mueven más rápido que los frentes cálidos, en ocasiones que un frente cálido es alcanzado en su avance por un frente frío. En ese momento, el aire frío ocupa los niveles inferiores y el frente cálido se eleva sobre él.

� En los mapas meteorológico, los frentes ocluidos se representan por una línea morada y por una línea en la que se alternan los semicírculos y los triángulos, señalando el sentido de avance del frente.

Frente ocluido

2.2. Nubes � Las nubes están compuestas por pequeñas partículas de agua o hielo, de densidad

variable, originadas por la condensación del vapor de agua existente en la atmósfera.

� Cuando el aire se enfría durante su ascenso, aumenta su humedad relativa hasta la temperatura del punto de rocío en el que el aire resulta saturado, si continua descendiendo la temperatura, el vapor de agua se condensa en pequeñas gotas de agua o cristales de hielo dando lugar a las nubes.

� La forma de las nubes varía en función de la circulación del aire dentro de ellas, el viento y la composición atmosférica.

� Las gotas de agua o hielo dentro de una nube se encuentran en continuo movimiento, chocándose y agrupándose. Según las condiciones atmosféricas reinantes (distribución de las temperaturas verticales en la troposfera), se puede producir un aumento de espesor hasta llegar al punto en que su peso supere las



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fuerzas ascendentes y caigan hacia la superficie de la tierra en forma de lluvia o precipitación.

Formación de nubes

� De forma muy simplificada, las causas que provocan el enfriamiento del aire son:

� Ascenso de la masa de aire al encontrar un relieve importante en el terreno, montañas.

� Colisión de dos masas de aire una cálida y otra fría dando origen a un frente.

� Ascenso por convección.

2.2.1. Clasificación de las nubes

� En meteorología las nubes se suelen clasificar en función de la altura a la que se encuentra la base de la nube respecto al suelo. De esta forma obtenemos tres tipos de nubes:

2.2.1.1. Nubes altas. � Su base se encuentra a más de 6.000 m de altura. Debido al frío existentes en esta

zona las nubes están formadas principalmente por cristales de hielo. El prefijo utilizado para denominar a estas nubes es cirro- y las nubes que podemos encontrar en esta zona serán, cirros, cirroestratos y cirrocúmulos.

� Cirros (CI). Son nubes de gran extensión horizontal, aunque no suelen cubrir la totalidad el cielo. Tienen aspecto fibroso o de filamentos, formadas por pequeños cristales de hielo, que les dan un color blanquecino, sin sombras.



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No producen precipitaciones, pero, la mayoría de las veces indican la llegada de nubes mas compactas que si pueden darlas.

� Cirrocúmulos (CC). Su apariencia es la de un banco o capa de nubes de color blanco, sin sombras propias, compuesta de elementos muy pequeños en forma de glóbulos, de ondas, etc., dispuestos más o menos regularmente y no compactos. No originan precipitaciones.

� Cirroestratos (CS). Nubes con aspecto de velo transparente y blanquecino, fibroso, que cubre total o parcialmente el cielo y que dejan ver el Sol, pero de manera muy velada. No producen precipitaciones.

2.2.1.2. Nubes medias. � Su base se encuentra entre los 2.000 y 6.000 m de altura. Dependiendo de la altura,

la época del año y la distribución vertical de la temperatura, estas nubes pueden estar compuestas por gotas de agua, cristales de hielo o una combinación de ambos. El prefijo utilizado para denominar estas nubes es alto- y las nubes que encontramos en esta zona serán los altoestratos y altocúmulos.

� Altocúmulos (AC). Tienen el aspecto de un manto nuboso de gran extensión horizontal, compuesto de nubes individualizadas de poco desarrollo vertical, que pueden cubrir el cielo en su totalidad, aunque se observan huecos por donde se verá el cielo o el sol. El color de estas nubes suele ser gris y tampoco producen precipitaciones.

� Altoestratos (AS). Su aspecto es el de un manto uniforme y fibroso, de gran extensión horizontal y cierto desarrollo vertical. Pueden cubrir por entero el cielo, aunque en ocasiones en las zonas más delgadas se puede ver el sol vagamente. Su color es gris-azulado. Este tipo de nubes están asociadas de precipitaciones, en forma de agua o nieve, normalmente continuas, pero no muy intensas.

� Nimboestratos (NS). Este tipo de nubes continuas tienen un gran desarrollo horizontal y moderado crecimiento vertical. Su color es gris oscuro. Producen precipitaciones continuas en forma de agua o de nieve y de cuantía moderada.

2.2.1.3. Nubes bajas. � Su base no supera los 2.000 m de altura. Estas nubes están compuestas por gotas de

agua. En esta capa encontraremos distintos tipos de nubes, unas en las que predomina el desarrollo horizontal, los estratos y otras en las que domina el componente vertical, los cúmulos.



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� Los estratocúmulos (SC) son bancos de nubes de gran extensión horizontal y poco desarrollo vertical de color gris. Estas nubes están formadas por elementos individuales, separados unos de otros pero dispuestos regularmente. Aunque pueden llegar a cubrir la totalidad del cielo, entre ellos suelen aparecer retazos de cielo azul, u otras nubes de pisos superiore. Su base suele situarse a unos 1.500 m. Este tipo de nubes no producen precipitaciones.

� Cúmulos (CU). Son nubes separadas, generalmente con un aspecto denso y de contornos bien definidos, con mayor desarrollo vertical que horizontal. Estas nubes engloban tanto a los pequeños cúmulos de buen tiempo, como a los de mayor desarrollo vertical que serán los precursores de los cumulonimbos o nubes de tormenta. Su base suele ser de color gris mientras que en altura tienen un blanco brillante. No suelen producir precipitaciones salvo las de mayor desarrollo vertical.

� Cumulonimbos (CB). Estas nubes son las de mayor desarrollo vertical, atravesando los tres “pisos” nubosos. No suelen cubrir el cielo en su totalidad. Su aspecto es el de una torre, de aspecto denso, con la base a poca altura de color gris muy oscuro, y una parte superior de color blanco, de forma plana, fibrosa y aplastada, que dan lugar al característico yunque. Las precipitaciones asociadas a este tipo de nubes son muy importantes, normalmente en forma de chubascos muy intensos, acompañados de granizo o pedrisco y según la época del año de fenómenos tormentosos. Están constituidos por gotitas de agua, cristalitos de hielo, gotas de lluvia y en la mayoría de los casos por copos de nieve y granizo, dependiendo de la altura que alcance la nube.

� Los nimboestratos (NS) pueden tener su base a algo más de 1.000 metros de altura, por lo que también las incluimos entre las nubes bajas, además de entre las medias. En realidad se trata de nubes de transición, puesto que su base se puede encontrar entre 1.200 metros y los 2000 metros de altura. Las clasificaciones de fenómenos naturales suelen tener excepciones y éste es uno de los casos.

� Los estratos (ST) son capas de nubes de gran extensión horizontal, pero muy poco desarrollo vertical. El aspecto que dan al cielo es el de un manto plano y uniforme de color blanco-gris a alturas bajas (800-600 m). Este tipo de nubes no está relacionado con precipitaciones.



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3. VISIBILIDAD

� Uno de los factores críticos para el piloto es conocer la visibilidad, es decir, conocer hasta qué distancia puede ver o identificar objetos prominentes y oscuros durante el días y prominentes e iluminados en condiciones de oscuridad para poder evitarlos a tiempo.

� La niebla, calima, bruma, polvo, precipitaciones, etc pueden ocasionar la reducción de la visibilidad.

� La visibilidad se expresa en unidades de longitud. Los valores medios o estimados se transmiten a una escala convencional de 0 a 9.

Escala de visibilidad con luz diurna y criterios

de visibilidad en condiciones de niebla

� En el caso de los RPAS se deberá verificar que la visibilidad real observada y el alcance visual en toda la zona de operaciones, incluyendo las zonas de despegue y aterrizaje, es mayor a 500 metros (condiciones para vuelo visual).



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4. EL VIENTO

� El viento es una masa de aire en movimiento, ya sea en la vertical, o en la horizontal.

� La importancia del viento es enorme, ya que es un regulador de la temperatura del aire. Ésta depende fundamentalmente, de las diferencias en la cantidad de radicación solar que llega a la superficie terrestre y de la cantidad de vapor de agua.

� Los vientos se producen por la diferencia de presiones atmosféricas, desplazándose de las zonas de altas presiones, a las de bajas presiones.

� Los parámetros de interés vinculados al viento son:

� Velocidad. Esta será más elevada cuanto mayor sea la diferencia de presión atmosférica entre dos puntos. La velocidad se suele dar en nudos (medida anglosajona que representa las millas marinas por hora) o en metros por segundo o en kilómetros por hora. La equivalencia entre ellas es la siguiente: 1 nudo = 1,852 kilómetros /hora = 0,515 metros/segundo

� Dirección. Se expresa en grados, contados en el sentido de las agujas del reloj a partir del norte geográfico (0º ó 360º).

� La dirección del viento no sigue una trayectoria rectilínea, sino una espiral debida a la fuerza de Coriolis (originada por la rotación de la Tierra). Como consecuencia de ello, el viento sufre un giro hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur.

� Por lo tanto, las dos fuerzas básicas que determinan la circulación del aire en la

atmósfera son la variación de presión (gradiente) y la propia rotación terrestre, que



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produce la llamada aceleración de Coriolis y provoca una desviación del movimiento del aire.

Fuerza de Coriolis (Fernando Llorente Martínez): Cualquier cuerpo fluido que se desplace

sobre la superficie terrestre tiende a desviarse hacia la derecha en el Hemisferio Norte y

hacia su izquierda en el Hemisferio Sur. La desviación es resultante de la fuerza ejercida

por el movimiento de rotación de la Tierra, y se la conoce con el nombre de fuerza de

Coriolis. Su valor es máximo en los Polos y mínimo en el Ecuador.

4.1. Viento geostrófico � El viento geostrófico es la corriente resultante de la interacción del viento de

gradiente y la fuerza aparente de desviación de Coriolis.

� Las isobaras reflejan la circulación del viento geostrófico de acuerdo a la regla de Buys Ballot: el viento geostrófico circula paralelo a las isobaras dejando a su derecha las altas presiones en el hemisferio Norte (a la izquierda en el hemisferio Sur).

� Esto implica que, en el hemisferio Norte, el viento geostrófico circula en el sentido de las agujas del reloj en los anticiclones, y en sentido inverso a las agujas del reloj en las depresiones.



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� Este movimiento sólo se manifiesta a gran escala y varía en función de la latitud. La aceleración de Coriolis es nula en el ecuador y va aumentando gradualmente hacia los polos, donde es máxima.

� En latitudes próximas al Ecuador (hasta 20-30º) la fuerza de coriolis es débil y los vientos no se ajustan a la hipótesis geostrófica.

Circulación general atmosférica. Fuente: Fernando Llorente Martínez.



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Esquema de la circulación general de la atmósfera

Distribución de los grandes sistemas de altas y bajas presiones



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� Cuando una masa de aire comienza a moverse a causa de una diferencia de presión y adquiere velocidad, la fuerza de Coriolis comienza a desviar su trayectoria. Cuanto mayor es su velocidad, mayor es la influencia de la fuerza de Coriolis sobre su dirección.

� Este proceso continúa hasta que el gradiente de presión iguala a la fuerza de coriolis y alcanzan el equilibrio. Una vez alcanzado este equilibrio, cesa la aceleración, y el viento (en ausencia de fricción o rozamiento) mantiene constante su velocidad y su dirección, paralela a las isobaras o líneas de altitud constante en los mapas de presión.

� A su vez, existen otras fuerzas y factores determinantes de la velocidad y la dirección del viento.

� En las capas más cercanas a la superficie terrestre, el factor dominante es la fricción o rozamiento del viento.

� En niveles altos, por encima de los 1.000 metros, el viento geostrófico se aproxima bastante al real.

� Por debajo, en la denominada capa de fricción, el rozamiento desvía el viento en dirección hacia las bajas presiones, de forma que no sopla paralelo a las isobaras, sino formando un ángulo con estas que oscila entre 15-20º sobre la superficie del mar y hasta unos 40º en superficies rugosas.

4.2. Vientos locales � Las trayectorias teóricas del viento pueden verse modificadas por las variaciones en

la superficie terrestre, distribución de las masas de agua y tierra, diferencias de altitud, rugosidad de la superficie, etcétera.

� Esto provocan la aparición de vientos locales que, si bien no suelen afectar a grandes extensiones, pueden llegar a ser muy fuertes, por lo que es necesario tenerlos en cuenta.

� La diferencia entre viento y brisa no está en su intensidad, sino en ámbito. El viento es un fenómeno regional, mientras que las brisas son locales.

4.2.1. Brisa marina

� Al viento que se produce en las zonas costeras entre la tierra y el mar se le denomina brisa de tierra o de mar, en función de donde proceda el aire.

� Su origen está en que el proceso de calentamiento de la superficie terrestre, por acción de la radiación solar. La tierra se calienta más rápidamente que las masas de agua.



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� Esto provoca que, especialmente en los días calurosos, el aire más cercano al suelo se caliente enseguida, se inestabilice y ascienda, creándo un vacío que tiende a llenarse por el aire más fresco y denso procedente del mar,

� Esto da lugar a la brisa de mar, que suele alcanzar su máximo al comienzo de la tarde, para ir disminuyendo progresivamente y finalizar al anochecer.

� Por la noche, el flujo se invierte. La tierra se enfría más rápidamente que el mar, dando lugar a la brisa de tierra.

� La brisa de tierra normalmente es más débil, debido a que las diferencias de temperatura son menores que las que se producen durante el día.

Formación de las brisas

4.2.2. Brisa de montaña y valle

� En las proximidades de los sistemas de montañas, a lo largo del día y especialmente si son calurosos, se produce un calentamiento de las ladera,s que genera un flujo ascendente por la pendiente de la montaña. Este flujo de aire, que va desde los valles, donde el aire está más frío, hacia las zonas de cumbre, se denomian brisa de valle o anabático.

� Estas brisas se producen

� por las mañanas en las laderas orientadas al Este,

� en las horas centrales del día, en las laderas orientadas al Sur y

� por la tarde en las orientadas al Oeste.



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� Las laderas que miran al Norte, prácticamente nunca crean brisas de ladera.

� Frecuentemente, estas corrientes de aire ascendente, al llegar a la línea de cumbres, se desprenden de esta, formando una columna de aire ascendente que da lugar a las típicas térmicas de montaña.

� En el transcurso de las noches, las zonas altas se enfrían más rápidamente, descendiendo a lo largo de las pendientes de las colinas hacia los valles donde continúa moviéndose hasta los llanos. Este viento se llama brisa de montaña o viento catabático.

Brisas anabática y catabática

4.2.3. Vientos de Foehn o Föhn

� Estos vientos se originan en las laderas de sotavento de las grandes cordilleras y se caracterizan por ser vientos fuertes, secos y cálidos.

� Cuando una masa de aire en movimiento se encuentra con un sistema montañoso, el aire caliente y húmedo se ve obligado a ascender por la ladera de barlovento. Al ascender se enfría y la humedad se condensa, lo que provoca la formación de nubes y las precipitaciones.



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� Al sobrepasar la cumbre, el viento liberado de su humedad desciende por la ladera de sotavento, calentándose y dando origen a un viento seco y cálido.

� Los signos más evidentes de este fenómeno son las nubes estancadas en la ladera de barlovento, que desaparecen en la ladera de sotavento, donde suele imperar una atmósfera seca y limpia, así como la formación de nubes lenticulares paralelas al sistema montañoso.

Efecto Foehn

4.2.4. Térmicas

� Las corrientes térmicas se originan por el ascenso del aire caliente en contacto con la superficie terrestre irradiada por el Sol.

� Pueden provocar la formación de nubes muy energéticas y de gran desarrollo vertical, denominada cumulonimbos, que suelen llevar asociados fenómenos tormentosos.

4.3. Rumbo y deriva � El viento afecta a la trayectoria de las aeronaves en vuelo, desviándolas de la ruta

proyectada.

� Ruta. Trayectoria deseada, que viene dada por la proyección de la dirección de la aeronave sobre el suelo y marca una línea imaginaria que une los puntos de origen y destino.

� Rumbo. Dirección seguida por el eje longitudinal de la aeronave, dirección que queremos seguir. En el caso de que no exista viento, la ruta y el rumbo coinciden.

� Deriva. Diferencia angular entre el rumbo y la ruta. Para corregir este desplazamiento no deseado aplicaremos lo que se llama corrección de deriva.



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Deriva provocada por la acción del viento sobre una aeronave en vuelo

� Este fenómeno es muy relevante en los vuelos de larga distancia, pero resulta poco relevante en los de pequeños RPAS. Normalmente, los sistemas de control de la aeronave se ocupan de contrarrestar este efecto, para mantener la trayectoria programada.

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Meteorología Parte 1ª. - blog.vinosgallegosdn.es · para pilotos de RPAS Según el artículo 50.5.c, de la Ley 18/2014, de 15 de octubre. Meteorología Parte 1ª. Meteorología