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METEOROLOGÍA PILOTO AVIADOR PRIVADO

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INTRODUCCIÓN Definiciones METEOROLOGÍA.- Parte de la física que estudia todos los fenómenos que se generan dentro de la atmósfera tales como ciclones, tornados, viento, rayos etc.

ATMÓSFERA.- Capa gaseosa que envuelve a la tierra y que para su estudio se divide en varias capas como son: Troposfera-Tropopausa-Estratosfera-Estratopausa-MesósferaMesopausaIonósfera-Exósfera-Magnetosfera. .: Tropósfera de 0 a 13 km .: Estratósfera de 14 a 50 km .: Mesósfera de 50 a 80 km .: Exósfera más de 500 Km En la Tropósfera se desarrollan la mayoría de los vuelos y donde se concentran la mayoría de los fenómenos meteorológicos.

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TEMPERATURA Es la medida del efecto del calor o del frío mediante el uso de un termómetro. Para medir la temperatura se usan diferentes escalas, las más comúnmente usadas en aviación son la Celsius (Centígrada) y la Fahrenheit. Celsius.- Nombrada así por el astrónomo Anders Celsius quien la propuso en 1742. Está diseñada de forma que el punto de congelación del agua es 0 grados y el punto de ebullición es 100 grados. Como hay 100 divisiones entre los puntos de referencia, originalmente se le llamó escala Centígrada. En 1948 el nombre fue cambiado oficialmente a escala Celsius. Fahrenheit.- Nombrada así por el físico Daniel Gabriel Fahrenheit quien la propuso en 1724. En esta escala el punto de congelación del agua ocurre a los 32 grados y el de ebullición a los 212 grados. Para convertir entre grados Fahrenheit y Celsius se utilizan las siguientes fórmulas: .: F = 1.8 C + 32 .: C = (F – 32) / 1.8

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El calor en la Tierra Calor. El calor se entiende como una forma de energía y como su mayor exponente el Sol.

El calentamiento de la Tierra no puede ser igual en ningún lugar ya que los rayos solares no llegan de la misma forma al planeta, en algunas partes del mundo llegan directos y en otras llegan inclinados y por otra parte la superficie terrestre es muy irregular, anexando a esto superficies selváticas, polares, boscosas y desérticas, distribuyendo de diferente forma el calor; las nubes de igual forma no permiten el calentamiento regular de la tierra tapando los rayos solares distorsionando la luz solar. El planeta Tierra tiene dos tipos de superficie Continental y Acuática, comportándose de diferente forma el calentamiento.

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Superficie Continental Al recibir los rayos solares (energía luminosa), la superficie continental se calienta de inmediato transformando la energía luminosa en calor (energía radiante); por lo tanto, cuando la tierra empieza a radiar calor el aire que está en contacto con la superficie se calienta y empieza a subir y el aire inmediato superior al ser más frío y más pesado desciende a la superficie generando con esto una convección y un ciclo.

CONVECCIÓN. Se entiende como un intercambio de temperaturas.

A diferencia de la superficie continental, la superficie acuática absorbe el calor distribuyéndolo en toda su superficie ya que el agua está en movimiento y los rayos solares la penetran.

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Variación de la temperatura con la altura Desde la superficie a mayor altura menor temperatura y viceversa.

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Distribución vertical de la temperatura Esta distribución es debida a la convección. Al calentarse la superficie terrestre ésta genera calor y empieza a radiar. El aire que está en contacto con la superficie, al calentarse, es obligado a subir y otro volumen de aire al ser más frío y por ende más pesado es forzado a bajar para posteriormente calentarse y subir formando con esto un ciclo que solo se da de día. El aire que asciende comienza a calentar los niveles altos de la atmósfera distribuyendo así la su temperatura y humedad generando con esto la formación de nubes.

NOTA: Esta distribución es directamente proporcional al calentamiento que expresa la tierra. Los factores que disminuyen ésta distribución son nubes, zonas de la tierra y época del año por lo tanto en verano existe mayor distribución de temperatura y en invierno menor distribución.

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Distribución horizontal de la temperatura Esta distribución se genera por la acción del recorrido de frentes calientes que salen del Ecuador hacia los polos, frentes fríos que salen de los polos hacia el Ecuador y por el calentamiento de las partículas de aire. Por frentes calientes o por masas cálidas Los rayos solares al chocar directos en el Ecuador generan un sobre calentamiento del aire adquiriendo gran movilidad desplazándose hacia los polos, al ir viajando calientan la superficie terrestre por donde se desplazan perturbando el equilibrio atmosférico del área. Por frentes fríos o por masas frías Estas se generan en los polos. Por lógica común tienen una temperatura sumamente baja. Éstas masas poseen gran velocidad y se desplazan hacia el Ecuador y al ir avanzando enfrían la superficie por donde avanzan perturbando el área y el equilibrio atmosférico.

Por el calentamiento de las partículas del aire Durante la noche las partículas del aire se enfrían y se vuelven más pesadas perdiendo movilidad; pero al amanecer, cuando los rayos solares penetran en la atmósfera, las partículas del aire se empiezan a calentar adquiriendo con ello más movilidad, generando con esto que el viento aumente paulatinamente su velocidad distribuyendo el aumento de temperatura. Por otra parte, al amanecer se registra la temperatura más baja del día, esto se debe a que el viento es un gran distribuidor de temperatura y al irse desplazando el aire frío baja la temperatura de las zonas por las cuales se desplaza. Al ir aumentando el día, la temperatura subirá registrándose el mayor calentamiento de la atmósfera entre las 12:00 y las 14:00 horas. aumentando con ello la intensidad del viento.

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PRESIÓN ATMOSFÉRICA Como ya sabemos, la atmósfera es la capa gaseosa que envuelve a la Tierra. La atmósfera a su vez tiene peso y por lo mismo ejerce presión sobre todo lo que se encuentre dentro de ella, ejerciendo la mayor presión en la superficie terrestre. Presión Atmosférica.- Es el peso que ejerce una columna de aire de sección unitaria que se puede medir desde la superficie hasta donde termina la atmósfera y en cualquier dirección, pero para fines aeronáuticos solo la medimos en el plano vertical y horizontal.

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Cuando la medimos en el plano vertical la manejaremos como cilindros o columnas de aire, y para el plano horizontal la manejaremos como campos de presión.

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Comportamiento de la presión en el plano vertical

Estando ubicados en la superficie terrestre si empezamos a ascender verticalmente la presión ira disminuyendo y por lógica si empezamos a descender la presión aumenta. Por ejemplo, situemos a una persona sobre una montaña y otra a nivel del mar la primera tendrá sobre su cuerpo menor presión atmosférica ya que el cilindro de aire es menor y la segunda tendrá mayor presión sobre su cuerpo ya que el cilindro de aire es mayor esto se debe a que mientras más baje en la superficie más alejado estaré del límite superior de la atmósfera aumentando así la distancia vertical de la superficie terrestre al lugar donde comienza la atmósfera. NOTA: Al disminuir la presión se afecta el campo Isobárico provocando con esto una especie de vacío atmosférico obligando al aire frío a acudir a esta región para estabilizar el área bajando la temperatura: Por ejemplo si nos ponemos de tal forma que el viento nos pegue de frente la baja presión la tendremos a nuestras espaldas y la alta presión estará frente a nosotros, poniendo otro ejemplo un avión siempre despega y aterriza con viento de frente dicho en otras palabras siempre hacia la alta presión ya que dicho aire es más frío proporcionando así por cantidad de flujo baja temperatura y velocidad mejor sustentación. ISOBARAS.- Son líneas que unen puntos de igual presión.

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Medida de la presión - Barometría Barometría es la medida de la presión atmosférica y se basa en la utilización de instrumentos sensibles a los cambios de valores de la presión, dichos instrumentos son el barómetro de mercurio que es él más exacto y la cápsula aneroide que se encuentra en el interior de un altímetro. En el siglo XVII el físico italiano Torricelli realizó un experimento llenando de mercurio ( Hg ) un tubo de vidrio, y lo colocó invertido en un recipiente lleno de la misma sustancia y observo que el Hg bajo hasta un nivel de 76 cm , lo cual indica que el peso de la columna de mercurio se equilibra por la presión atmosférica, de éste experimento se tomó la idea de considerar la altura de la columna como una medida de presión atmosférica utilizándola en milímetros de mercurio , así tenemos que: 760 mm de Hg = 29.92 in de Hg = 1013.25 Mb. (Todo esto se consideró a nivel del mar)

La presión atmosférica como ya sabemos sufre variaciones debidas a la temperatura estas variaciones se llaman variaciones diarias y se muestran como siguen: .: La presión sube desde las 04:00 hasta las 10:00 .: La presión baja desde las 10:00 hasta las 16:00 .: La presión sube desde las 16:00 hasta las 22:00 .: La presión baja desde las 22:00 hasta las 04:00

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Altimetría Se definió como la medida de las distancias verticales, y se encarga de medir la altitud a la cual se encuentra una aeronave en función de la presión. ELEVACIÓN.- Es la distancia vertical de un punto fijo en la superficie medido desde el nivel del mar. ALTITUD.- Es la distancia vertical de un punto en el espacio medido desde el nivel del mar. ALTURA.- Es la distancia vertical de un punto en el espacio medido desde un punto fijo en la superficie terrestre.

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.: ALTITUD ABSOLUTA.- Es aquella que conserva una aeronave respecto a la superficie del terreno. .: ALTITUD INDICADA.- Es la que marca el altímetro .: ALTITUD PRESIÓN.- Es el valor de la presión atmosférica expresada en términos de altitud (29.92 in hg) calculada en función de la atmósfera tipo (ISA). .: ALTITUD VERDADERA.- Es la altitud que conserva la aeronave respecto al nivel del mar que se obtiene al corregir la altitud calibrada.

.: ALTITUD CALIBRADA.- Es aquella que obtenemos de corregir la altitud indicada de los errores del altímetro de posición e instalación. CA = PA + 1000 .: ALTITUD DENSIMÉTRICA.- Es el valor de la densidad atmosférica expresada en términos de altitud.

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Reglaje Altimétrico Este reglaje se entiende como la medida de distancias verticales que se encarga de medir la altitud a la cual se encuentra una aeronave en función de la presión. QNH.- Es el valor de la presión de la estación mediante la agregación de una columna de aire con características de ISA que se extiende desde el nivel de la estación hasta el nivel del mar. NOTA: Cuando un avión va a despegar o a aterrizar el controlador aéreo le proporcionará el QNH del aeropuerto en cuestión para que de esta manera tenga el valor de la presión existente en dicho aeropuerto ajustándolo inmediatamente en el altímetro de la aeronave así mismo cuando se realiza una ruta dentro del espacio aéreo inferior y se tiene que cruzar por uno o varios aeropuertos antes de llegar al destino cada controlador aéreo proporcionará el QNH al piloto, éste a su vez inmediatamente pondrá dicho valor en el altímetro, y lo volverá a ajustar cuando cruce otro aeropuerto y así sucesivamente. Por otra parte, si se vuela dentro del espacio aéreo superior no se ajustará el QNH sino el QNE.

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QNE Es el valor de la presión de la ISA a la altitud cero o sea al nivel del mar 29.92 in de hg. NOTA: El espacio aéreo se divide en espacio aéreo inferior y espacio aéreo superior quedando de la siguiente forma: INFERIOR Este se comprende desde el nivel del mar hasta 18500 ft, que es la altitud de transición y en éste espacio se volarán altitudes o sea con el reglaje QNH. SUPERIOR Este se comprende desde los 19500 ft hasta el infinito dentro de este espacio se volarán niveles de vuelo y el altímetro se ajustará al reglaje QNE. Estando bajo éste reglaje ya no se tienen que hacer más ajustes al altímetro, pero al cruzar al espacio aéreo inferior los controladores de radar le proporcionaran el QNH ajustándolo inmediatamente en el altímetro. En México la altitud de transición es a los 18,500 ft. y la capa de transición se encuentra entre los 18,500 ft y 19,500 ft y no se puede mantener el vuelo en ese espacio aéreo. DIFERENCIAS LOCALES DE PRESIÓN: Si la aeronave pasa de una zona de alta presión a una zona de baja presión el altímetro indicará siempre la misma altitud aun cuando la aeronave en realidad desciende y además indica mayor altitud que la real. DIFERENCIAS DE TEMPERATURA: La influencia de la temperatura sobre la densidad indica que la presión decrece cuando se sube más deprisa en el aire frío que en la ISA; en el aire cálido decrece con menor velocidad que en la ISA por lo tanto una aeronave que vuela dentro de aire frío vuela más bajo de lo que indica el altímetro y el avión que vuela dentro de aire caliente vuela más alto de lo que indica el altímetro. Esto se debe a: 1.Rozamiento del mecanismo 2.Mala fabricación 3.Características de la cápsula barométrica.

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Atmósfera tipo Estándar (ISA, International Standard Atmosphere) Es una atmósfera ficticia creada por el hombre en la cual a cada valor de altitud corresponderá un solo valor de presión, temperatura y densidad y a diferencia de lo que ocurre en la atmósfera real los valores de ISA permanecen constantes en el tiempo. PRINCIPALES CARACTERÍSTICAS DE ISA: 1.El aire se comporta como un gas perfecto y absolutamente seco. 2.La aceleración de la gravedad no cambia con la altura. 3.La temperatura al nivel del mar siempre será de 15º C ó 59º F. 4.La variación de la temperatura con la altura es de –2º C por cada 1000ft. 5.En la tropopausa la temperatura es de –56º C. 6. La presión a nivel del mar siempre será de 1013.25 mb, ó 29.92 in de hg ó 760 mm de hg. NOTA: Esto quiere decir que la ISA divide a la atmósfera por niveles como un edificio.

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Tabla de valores ISA

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EL VIENTO El viento se define como el movimiento organizado de las partículas del aire en el plano horizontal. Fuerzas que actúan en el viento: 1.Fuerza de gradiente horizontal de presión.– Es la fuerza que hace que se mueva el viento en el plano horizontal que se debe a la diferencia de presiones que se generan en la superficie generadas por el calentamiento irregular de la corteza terrestre. 2.Fuerza de gradiente vertical de presión.- Es la fuerza que hace que se mueva el viento en el plano vertical debido a la convección de la superficie terrestre. 3.Fuerza de fricción.- Es la capa inferior del flujo del viento que choca o roza sobre la superficie terrestre puede aumentar o disminuir su velocidad según la orografía del lugar (esta fuerza genera el viento de superficie que se comprende desde el suelo hasta 20 mts en la altura.

4.Fuerza centrípeta y centrífuga.- La fuerza centrípeta es la que tiende a meter en su eje de rotación a la partícula de aire y la fuerza centrífuga es la que tiende a sacar de su eje de rotación a la partícula de aire, éstas fuerzas se generan solo en sistemas de vientos giratorios tales como Huracanes, Tornados, altas y bajas presiones etc. 5.Fuerza de Coriolis.- Es la fuerza que hace que el viento se desvíe hacia la derecha de su trayectoria original en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Esta fuerza está asociada al movimiento de rotación de la tierra.

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Generalidades sobre la medida del viento El viento es un vector porque tiene dirección, magnitud y sentido. Dirección Es la misma que la de su trayectoria referida a rumbos cardinales, cuadrantales y octantes de la rosa de los vientos.

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Magnitud Es la velocidad o intensidad del viento y en la aviación se mide en nudos por hora. Sentido: es de donde viene y hacia dónde va el viento. Barlovento: es de donde viene el viento. Sotavento: es hacia dónde va el viento.

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En una montaña: Barlovento: es por donde sube el viento Sotavento: es por donde baja el viento.

Variación diurna de la velocidad del viento La variación diurna de la velocidad del viento tiene un máximo y un mínimo: Máximo.- En las primeras horas de la tarde. Mínimo.- En la mañana cuando sale el sol y en la noche o antes de que salga el sol. Esto quiere decir, al empezar el sol a calentar la atmósfera y la superficie terrestre las partículas de aire empiezan a adquirir movimiento y las partículas comienzan a chocar unas con otras y por lo tanto adquieren velocidad. En la noche cuando la tierra ya no tiene el calentamiento del sol las partículas de aire se endurecen y adquieren más peso y su velocidad disminuye considerablemente. NOTA: La dirección del viento se da en tres dígitos redondeada a la decena de grados más próximo; la intensidad se da en dos dígitos en nudos enteros. Si existen rachas o ráfagas se separan con la letra (G). El viento calmo se reporta con cinco ceros (00000) seguido por las letras KT (nudos) las siglas VRB significa viento con dirección variable. Ejemplo: 13010G15KT quiere decir que el viento está de los 130 grados con 10 nudos y rachas de 15 nudos.

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La Turbulencia La turbulencia se define como el movimiento desorganizado de las partículas del aire en el plano vertical. La turbulencia se presenta cuando una masa de aire adquiere fuertes cambios tanto de dirección como de intensidad. Este fenómeno se genera debido a que la tierra no es completamente plana en su superficie, lo que repercute en el comportamiento del viento, pues al desplazarse topa con obstáculos naturales o artificiales y se va frenando o animando mecánicamente. Clasificación de turbulencias por su intensidad 1.Ligera: La aeronave ligeramente cabecea y da pequeños saltos. 2.Moderada: La aeronave alabea brusca y frecuentemente 3.Severa: La aeronave es sacudida violentamente. 4.Extrema: La aeronave es arrojada de 500 a 1000 mts aproximadamente ya sea hacia arriba, abajo o hacia los lados.

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Clasificación de la turbulencia por su origen Convectiva: Esta es debida al calentamiento desigual de la tierra y es más frecuente en verano.

Orográfica: Este se debe al choque del flujo del viento con una barrera orográfica (montañas, cerros etc.)

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En Aire Claro: Esta se da por el choque de dos o más flujos de viento con diferentes velocidades y temperaturas.

Artificial o Mecánica: Esta se debe a la intersección de un cuerpo con un fluido.

Las nubes y la turbulencia Nubes estratiformes.- Por lo general es ligera y/o no existe. De inestabilidad limitada.- Por lo general es ligera a moderada. De inestabilidad ilimitada.- De severa a extrema excepto los Cirrus.

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LA VISIBILIDAD Es la magnitud que en un momento dado y/o determinado tiene tal distancia en la medida.

La visibilidad se divide en: Horizontal: Es la visibilidad que se obtiene únicamente en el plano horizontal y se mide en millas terrestres. (SM). Vertical: Es la visibilidad que se obtiene solo en el plano vertical y se mide en pies (VV). Oblicua: Es la visibilidad que se obtiene en el punto de intersección de la visibilidad horizontal y vertical.

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Diferentes tipos de Visibilidad Visibilidad Índice o Predominante.- Es la que se refiere a los mínimos de visibilidad que define el límite entre la seguridad e inseguridad de una operación aérea.

Pista segura

Pista insegura

NOTA: La visibilidad se notifica en millas estatutas o fracciones seguidas por las letras (SM) Los valores reportables son: 0,1/16, 1/8, 3/16, ¼ 5/16, 3/8, ½ ,5/8 ,3/4, 1, 1 ¼, 1 ½, 1 ¾, 2, ¼, 2 ½, 2 ¾, y 3 de milla. De tres millas en adelante para indicar más de 06 millas se antepondrá al valor (P) PLUS =P6SM.esto quiere decir más de seis millas. (1sm= 1609 mts.).

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Visibilidad a la pista.- Es la visibilidad que tenemos a la pista y las áreas circunvecinas (RVR.)

Fenómenos que reducen la visibilidad En la atmósfera existen diversos y muy variados fenómenos que reducen total o parcialmente la visibilidad poniendo en riesgo la seguridad aérea. Dichos fenómenos para su mejor estudio se han dividido en dos: a.Debidos a la agregación de vapor de agua. b.Debidos a la concentración de impurezas.

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Reducción de visibilidad debido a la agregación de vapor de agua La condensación de vapor de agua genera un verdadero y absoluto entubamiento del aire y uno de sus principales exponentes es la Niebla. La Niebla es producto de la condensación asentada en la superficie terrestre. Tipos de nieblas debidas al enfriamiento del aire Las nieblas debidas al enfriamiento del aire son: a)Niebla de radiación b)Niebla de advección c)Niebla orográfica NIEBLA DE RADIACIÓN Esta es producida por el enfriamiento que expresa la superficie terrestre a causa de la radiación nocturna (radiación nocturna es el frío que radia la superficie en la noche). Dicho enfriamiento baja la temperatura ambiente aproximadamente 1º C por hora, tal reducción de temperatura, está subordinado a la existencia o inexistencia de nubes en el área cuando hay abundancia de nubes se produce mayor reflexión de la energía solar y por ende de la energía calórica irradiada por la superficie terrestre y por otra parte la inexistencia de nubes no afecta a la formación de esta niebla. En cuanto al enfriamiento del aire producido por el descenso de temperatura de la superficie terrestre, existen dos factores que controlan dicho enfriamiento. El primero es la velocidad del movimiento horizontal del aire y el segundo la distribución vertical de la humedad. Por la velocidad horizontal del aire. En éste caso no importa si el viento tiene alta o baja intensidad lo único que hace es aumentar o disminuir el tiempo en que las partículas de aire se mantengan en contacto con la superficie aunado a esto la turbulencia que acompaña a éste aire que es mayor cuando el aire tiene mayor velocidad y viceversa da por resultado que a mayor velocidad del aire mayor será el espesor de la capa y a menor velocidad menor el espesor de dicha capa. Distribución vertical de humedad. Esta situación juega un papel muy importante en el enfriamiento del aire ya que esto depende de la propiedad que el vapor de agua tiene para absorber e irradiar con gran eficiencia y en cualquier dirección la energía radiante. Así mismo si el vapor de agua se encuentra concentrado en una capa por encima de la cual hay aire seco, la radiación terrestre será absorbida por el vapor y parte de ella será irradiada por él hacia la superficie de la tierra, pero otra parte será irradiada hacia el espacio produciendo un enfriamiento adicional en la capa húmeda.

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NIEBLA DE ADVECCIÓN Esta se debe a una moderada velocidad del viento, si el aire permanece en contacto con la superficie durante un tiempo suficiente para ser enfriado por ésta y la turbulencia distribuye dicho enfriamiento, en una capa de cierto espesor se puede generar la condensación de vapor de agua si el enfriamiento que expresa el aire es suficiente para ello. Empíricamente se ha observado que el viento más favorable para que se de este tipo de niebla oscila entre 5 y 15 nudos. Las nieblas de advección se forman principalmente durante el invierno sobre los continentes cuando hay advección procedente del mar y sobre el mar se dan en cualquier época del año.

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Advección se define como el transporte de las propiedades de una masa de aire producido por el campo de velocidades de la atmósfera generalmente se refiere éste término al transporte horizontal de propiedades como la temperatura y humedad. NIEBLA OROGRÁFICA Este tipo de niebla a diferencia de las dos anteriormente nombradas el aire expresa un enfriamiento adiabático por ser obligado a ascender por una montaña, lógicamente el aire que es obligado a ascender debe de tener bastante humedad para que al subir ésta se condense y de origen a la niebla orográfica.

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Tipos de niebla debidas a la agregación de vapor de agua NIEBLA DE VAPORIZACIÓN Esta se debe a una concentración de pequeñísimas gotas de agua cerca de la superficie terrestre debidas a la agregación de vapor de agua en el aire. Para que tal agregación pueda formar una niebla de vaporización, debe tener la magnitud necesaria para saturar al aire. Se requiere que el agua tenga una temperatura superior a la del aire inmediato superior a la superficie terrestre. NIEBLA DE VALLE Cuando en un valle se da una acumulación progresiva de niebla de radiación ésta aumentará su espesor y por ende su permanencia en el tiempo y en la zona perdiendo así sus características de niebla de radiación. Al ser más espesa debido al aumento progresivo de vapor de agua condensado en el valle puede durar varios días, aun cuando en las cordilleras vecinas al valle no exista niebla de radiación. Por lo tanto, una niebla de valle nace cuando una niebla de radiación aumenta su espesor y es más persistente en el tiempo.

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Tipos de niebla por la combinación del enfriamiento del aire y por la agregación de vapor de agua NIEBLA FRONTAL Esta niebla se asocia al choque de dos masas de aire, una caliente y otra fría. Una masa de aire frío desplaza a una masa de aire caliente hacia arriba. Ésta al subir su humedad, se condensará dando origen a la formación de nubes. Al precipitar las nubes gotas de agua que tienen mayor temperatura que el aire frío donde caen, pierden calor latente soltando humedad dentro del aire frío, humidificando a éste y al mojar la superficie donde está estacionado el aire frío, el agua se condensa por la acción de la radiación de la tierra, que en éste caso es fría generando así la niebla frontal. Fenómenos debidos a la concentración de impurezas La atmósfera contiene en suspensión partículas tanto orgánicas como inorgánicas que al concentrarse cerca de la superficie terrestre reducen generosamente la visibilidad. Para su estudio dividiremos éstos fenómenos en dos partes: a)Debidos a la estabilidad del aire. b)Debidos a la inestabilidad del aire. Fenómenos debidos a la estabilidad del aire Bruma (HZ) Es un fenómeno constituido por innumerables partículas de polvo y sal en suspensión en el aire tan pequeñas que no pueden ser observadas a simple vista ni pueden ser palpadas por medio del tacto sin embargo su presencia reduce la visibilidad y los efectos que produce en la luz, que son en los que se basa el observador para reconocerla. Humo (FU) Está constituido por partículas finas de cenizas suspendidas en el aire, que se originan por la mala combustión de un combustible. Cuando su concentración es importante produce un olor característico que impide que se confunda con otros fenómenos, también como la Bruma produce ciertos efectos sobre la luz.

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Polvo (DU) Está constituido por partículas de materia orgánica tierra, arena etc. que se concentran en la localidad. El polvo como los otros fenómenos anteriormente citados se da en un lugar cuando es mayor el grado de estabilidad del aire ya que la inestabilidad cualquiera que sea su origen dispersa sus elementos componentes. Fenómenos debidos a la inestabilidad del aire Tolvanera (DS) Polvo muy fino que si se puede ver a simple vista y que se incorpora al medio ocasionado por la inestabilidad del aire (viento).

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Tempestad de arena (SS) Partículas finas exclusivamente de arena que se pueden ver a simple vista y que solo se dan en desiertos, playas o zonas arenosas. Este fenómeno se puede ver a simple vista y se incorpora al medio por la inestabilidad del aire.

Ventisca (BS) Es un fenómeno compuesto de nieve suelta que se puede ver a simple vista y se incorpora al medio por la inestabilidad del aire.

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Clasificación genérica de los fenómenos que reducen visibilidad Meteoro Es un fenómeno que se observa en la atmósfera o superficie, dicho fenómeno puede ser una precipitación, suspensión de partículas sólidas o líquidas o como una manifestación de origen óptico o eléctrico y se clasifican como sigue: Lito meteoro.- Conjunto de partículas sólidas que pueden estar suspendidas en la atmósfera o ser levantadas del suelo por el viento. .: Por estabilidad: Smog, Polvo, Bruma, Humo. .: Por inestabilidad: Tolvanera, Tempestad de arena, Ventisca. Hidrometeoro.- Partículas de agua líquida o sólida en caída o suspensión en la atmósfera o levantadas del suelo por el viento. .: Por estabilidad: Llovizna, Llovizna helada, Niebla. .: Por inestabilidad: Lluvia, Nieve, Lluvia helada, Aguanieve. Foto meteoros.- Fenómenos luminosos generados por la reflexión, refracción o interferencias de la luz del sol o la luna. Arco iris, Halo solar, Halo lunar, Aurora boreal, Aurora austral. Electro meteoros.- Manifestación visible o audible de la electricidad atmosférica. Rayo, Relámpago.

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CONDICIÓN DEL CIELO Podemos definir la condición de cielo o estado del cielo como el elemento descriptivo del estado local de la atmósfera mediante el cual se expresa en extensión, estratificación, tipo y movimiento. Elementos que describen la condición de cielo .: Extensión.- Es el grado de ocultamiento de la bóveda celeste. .: Estratificación.- Se refiere a la distribución vertical de los fenómenos que producen el ocultamiento de la bóveda celeste y se reporta en pies. .: Tipo.- Se refiere a la naturaleza o aspecto de los fenómenos. .: Movimiento.- Se refiere al sentido, dirección y velocidad de los fenómenos. Extensión de la bóveda celeste oculta La extensión o medida del grado de ocultamiento de la bóveda celeste se mide o expresa en fracciones de la propia bóveda celeste, esto es, en “octas“ u octavas partes de la bóveda celeste y ya muy rara vez en décimos o décima parte de la bóveda celeste. Capa.- Se considera capa cuando el grado de ocultamiento de la bóveda celeste tiene una extensión igual o superior a 1/10 o 1/8 siempre y cuando dicha formación en su totalidad de su base tenga la misma altura. Techo.- Se define como la altura de la base de la capa más baja cuya extensión sea igual o superior a 5/8 o 6/10 esto siempre y cuando la formación tenga un color grisáceo y opaca y se encuentre a la misma altura.

Capa

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Techo

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Simbología de los reportes meteorológicos Para fines prácticos en la aviación en los reportes meteorológicos la cantidad de cielo cubierto en octas se utiliza de la siguiente forma:

La altura de la base de las nubes se manejará en tres dígitos referida al nivel de la superficie proporcionada en decenas de pie y notificada en orden a partir de la más baja a la más alta. Éste tipo de información solo se encontrará en los reportes METAR Y TAF. Clave Pies 001 = 100 ft 025 = 2500 ft 180 = 18000 ft NOTA: Para poder determinar más fácil la altura de los fenómenos se tiene que agregar dos ceros (00) al último número de la derecha y así obtener el valor reportado sin ninguna equivocación. Ejemplo: SCT085 = Medio nublado a 8500 ft. BKN100 = Nublado a 10,000 ft. OVC150 = Cerrado a 15,000 ft

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LA HUMEDAD EN EL AIRE La humedad atmosférica es la cantidad de vapor de agua existente en el aire. Depende de la temperatura, de forma que resulta mucho más elevada en las masas de aire caliente que en las masas de aire frío. Se mide por medio de un aparato llamado higrómetro, y se expresa mediante los conceptos de Humedad Absoluta, Humedad Relativa y Humedad Específica. Humedad Absoluta.- Es la masa total de agua existente en el aire por unidad de volumen, y se expresa en gramos por metro cúbico de aire. La humedad atmosférica terrestre presenta grandes fluctuaciones temporales y especiales. Humedad Específica.- Esta mide la masa de agua que se encuentra en estado gaseoso en un kilogramo de aire húmedo y se expresa en gramos por kilogramo de aire. Humedad relativa.- Es la relación porcentual entre la cantidad de vapor de agua real que existe en la atmósfera y la máxima que podría contener a idéntica temperatura. Temperatura Ambiente.- Es la temperatura del aire registrada en el instante de la lectura. Temperatura del Punto de Rocío.- Es la temperatura en la cual el vapor de agua llegue a condensarse dentro de una masa de aire, dicho en otras palabras: El aire admite cierta cantidad de vapor de agua de evaporación, pero todo llega a su límite. Mientras más caliente está el aire o la atmósfera podrá contener mayor cantidad de vapor de agua, pero si la masa de aire es fría, el exceso de vapor de agua que no puede contener (aire saturado) se deposita en el suelo en forma de niebla, rocío y escarcha. Por lo tanto, la humedad atmosférica es la cantidad de vapor de agua contenida en el aire y variará según las condiciones meteorológicas y está presente en la tropósfera o sea desde el nivel del mar hasta 11 km en la vertical. Esto quiere decir: Aire húmedo = aire seco más vapor de agua. Medida de la humedad y temperatura Medir los valores de humedad es muy importante en la aviación porque según la magnitud que tenga depende de que se formen o no fenómenos tales como nubes, nieblas, precipitaciones tormentas eléctricas etc. La manera práctica de realizar su medida se basa en el uso de un instrumento llamado PSICROMETRO, que está compuesto de dos termómetros iguales uno de los cuales tiene su bulbo forrado con un lienzo de tejido poroso en forma de malla y que sirve para mantener contacto con el bulbo una película de agua después de que dicho bulbo ha sido sumergido en un recipiente con agua pura ,éste termómetro recibe el nombre de Termómetro de bulbo húmedo y al que tiene su bulbo sin forrar se le llama Termómetro de bulbo seco y que éste último mide la temperatura ambiente.

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Funcionamiento de Psicrómetro Después de haber sumergido en el agua el termómetro de bulbo húmedo, se le somete a la acción de una corriente constante de aire para acelerar la evaporación del agua, la temperatura que indicará progresivamente dicho termómetro será cada vez menor, a causa de que el calor necesario para que el agua se evapore es tomado del termómetro debido a la masa tan pequeña de agua. Al reducirse la temperatura del termómetro y del agua con la que está en contacto su bulbo se reduce también la tensión de vapor de agua y así se llega también al extremo de que eventualmente dicha tensión de vapor de agua será igual a la presión del vapor que contiene el aire. Al haber tal igualdad se equilibra la vaporización con la condensación que ocurre en el agua contenida en el lienzo cesa la vaporización y la temperatura que indica el termómetro no se reduce más. La diferencia entre la temperatura ambiente indicada en el termómetro de bulbo seco y la indicada en el de bulbo húmedo es lo que se conoce como depresión del bulbo húmedo que constituye la medida de la humedad. Cuando la depresión del bulbo húmedo es grande, se debe a que el aire tiene poca humedad y por otra parte cuando la depresión del bulbo húmedo es pequeña el aire tiene bastante humedad llegando a saturar al aire. La temperatura hasta la que debería ser enfriado el aire manteniendo constante la presión, para conocer el valor de la presión del vapor se le llama Temperatura del punto de rocío.

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FORMACIÓN DE NUBES Una gran parte de las formaciones nubosas se debe a la existencia de corrientes ascendentes de aire (convección) que al expresar un enfriamiento adiabático llegan rápidamente a su nivel de condensación generando algún tipo de nube. Movimiento ascendente de aire Por acción del relieve.- Cuando el aire asciende por una barrera orográfica (barlovento) afecta a una capa espesa de la atmósfera modificando la distribución vertical de la temperatura sobre la vertiente opuesta (sotavento). Las nubes se deshacen bajo el efecto de la descendencia. Varios factores intervienen en la formación de estas nubes, pero los más sobresalientes son la ESTABILIDAD y la INESTABILIDAD del aire. Si el aire es estable se formarán nubes de tipo estratiforme y si el aire es condicionalmente inestable se formarán nubes de tipo cumuliforme y si la estabilidad se remonta a mayor altura se formarán Cumulusnimbus. Por la convección.- Esto se debe al calentamiento que expresa el aire que se encuentra cerca de la superficie terrestre modificando sus características físicas como su densidad generando de esta forma el ascenso de aire húmedo a capas superiores de la atmósfera. Las nubes que nacen de este efecto son de desarrollo vertical.

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Por la acción de los frentes.- Este caso se debe al choque de dos masas de aire una fría y otra caliente, como ya sabemos el aire caliente al ser más ligero que el aire frío es obligado a subir por la pendiente del frente frío condensando su humedad generando nubes de tipo cumuliforme y estratiforme.

Incubación.- Durante el día el calentamiento superficial es fuerte, lo que origina una inestabilidad, generando así un desprendimiento continuo de enormes burbujas de aire caliente cada 10 o 15 minutos con un diámetro aproximado de 200 a 500 metros, subiendo a una velocidad aproximada de entre los 3 y 5 metros por segundo. Posteriormente estas burbujas alcanzan su nivel de condensación, dando origen a una nube tipo Cumulus. Una vez que asciende el aire caliente, inmediatamente baja aire frío de las regiones altas de la atmósfera para ocupar el espacio que dejó el aire caliente y así estabilizar el área, pero como la superficie está caliente, éste aire se calienta y es obligado a subir formando una nueva burbuja, completando de ésa manera un ciclo convectivo y periódico con la tendencia de calentar y humidificar las capas más altas de la atmósfera. Ésta incubación es directamente proporcional al calentamiento de tierra. Los factores a los que están sometidas las nubes de tipo Cumuliformes son: Variación diaria: Este tipo de nubes se empiezan á desarrollar en la mañana estando el cielo totalmente despejado aumentando en cantidad cruzando ya el medio día disipándose en la tarde. Sobre el mar sucede totalmente lo contrario y esto se debe al diferente calentamiento que expresa el agua.

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Variación lenta: Las nubes lentamente se desarrollan y esto se debe a la existencia de inmensidad de cambios de la estabilidad de la atmósfera. (Irregular calentamiento de la tierra). Formación de nubes en la atmósfera estable: Se entiende por atmósfera estable cuando no existen corrientes convectivas. El movimiento ascendente del aire es frenado por la estabilidad que expresa la atmósfera, esto da por consecuencia la no existencia de nubes cumuliformes sino la incubación de nubes estratiformes (nubes planas de desarrollo horizontal). Este tipo de nubes planas se generan por la noche desapareciendo en el día, dando por consecuencia que éste sistema de formación de nubes sea totalmente contrario a la incubación de las nubes cumuliformes. Clasificación de las nubes por su género Los aspectos genéricos se muestran en las nubes según su composición y se han clasificado con nombres latinos. .: Cirrus.- Significa rizo de estructura fibrosa formados por cristales de hielo. .: Stratus.- Significa manto o capa tienen gran extensión horizontal formados por gotas de agua. .: Cumulus.- Significa acumulación son de ascendencia vertical de aspecto redondo formadas por gotas de agua. .: Nimbus.- Significa aureola o disco luminoso, tienen gotas de agua en su parte inferior y cristales de hielo en la parte superior. Para su estudio las nubes se han dividido en tres niveles de la atmósfera en las que suelen aparecer cotidianamente: Nubes Altas Cirrus (Ci). Nubes no compactas presentando una forma con distintos filamentos blancos y delicados tienen aspecto fibroso con brillo sedoso, están compuestas exclusivamente por pequeños cristales de hielo brindándoles una apariencia transparente.

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Cirrocúmulos (CC.). Banco, velo o capa delgada de nubes blancas, compuestas de pequeños elementos dando forma de gránulos y rizos dispuestos de forma más o menos regular y también están formados de cristales de hielo.

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Cirrostratos (Cs). Velo nuboso transparente y blanquecino de aspecto fibroso o liso que cubre total o parcialmente el cielo, genera fenómenos de halo y también están constituidas por cristales de hielo.

Nota: Estas nubes se les localiza entre los 7 y 13 km de altura aproximadamente. Tienen una temperatura promedio de -35 grados centígrados. Son nubes típicas de invierno y también se les puede ver en verano, pero no con tanta frecuencia.

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Nubes Medias Altocúmulos (Ac). Banco, velo o capa de nubes blancas o grises o ambas generando sombras propias con formas laminares de empedrado o en forma de rodillos, están compuestas por gotitas de agua en ocasiones con cristales de hielo y frecuentemente están asociadas a Altoestratos.

Altoestratos (As). Velo o capa nubosa grisácea o azulada de aspecto fibroso o uniforme que cubre total o parcialmente el cielo, posee gran extensión horizontal con un espesor considerable. Están compuestas por gotitas de agua y de cristales de hielo y en ocasiones mezcladas con nieve y generan precipitaciones.

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Nimbostratos (Ns). Espesa capa nubosa de color gris oscuro cuyo aspecto se vuelve más ligero por la caída continua de lluvia o nieve que en la mayoría de los casos alcanzan el suelo, Tienen un espesor considerable constituidas por gotitas de agua y gotas de lluvia, por cristales de hielo, nieve y copos o por una mezcla de todos estos.

Nubes Bajas Estratocúmulos (Sc). Banco, velo o capa de nubes grises o blanquecinas o ambas con forma de lozas y rodillos de aspecto no fibroso. Se constituyen de gotas de agua o de nieve granulada y raramente de cristales de hielo o copos de nieve.

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Estratos (St). Capa nubosa generalmente gris de base uniforme que puede desprender llovizna, agujas de hielo ó nieve en granos. En ocasiones se presenta en forma de bancos, por lo general están muy bajas pueden estar fragmentadas (fractostratos) su base está constituida por gotitas de agua por lo que no pueden producir precipitaciones muy ligeras son más abundantes en otoño e invierno.

Cúmulos (Cu). Son nubes muy densas de contornos bien definidos son de desarrollo vertical con enormes protuberancias redondeadas que al ser iluminadas por el sol generan un color blanco muy intenso cuentan con una base oscura y sensiblemente horizontal. Suelen formarse por corrientes convectivas por lo tanto se consideran nubes locales de evolución diurna en ocasiones nacen de Ac, Sc, St y están formadas por gotitas de agua. Se dividen en: .: Cúmulus Húmilis (o de buen tiempo). Son de pequeño desarrollo vertical con un aspecto aplanado. .: Cúmulus Mediocris (o medianos). Son de desarrollo vertical moderado con protuberancias pequeñas. .: Cúmulus Congestus (o grandes). Cuentan con abundantes y enormes protuberancias de desarrollo vertical importante y que suelen evolucionar a Cumulusnimbus.

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Húmilis

Medriocris

Congestus

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Cumulonimbos (CB). Tienen un aspecto denso y muy potente con desarrollo vertical considerable asemejando su forma a una montaña, su cúspide (yunque) es plana están constituidas en su parte inferior por gotitas de agua y en su parte superior por nieve, agua nieve, cristales de hielo, nieve copos y granizo generan grandes tormentas y chubascos y suelen evolucionar a Torrescumulus (TCU).

Nota: Sus bases se encuentran aproximadamente a los 2 km de altura sus temperaturas son superiores a los 10 grados centígrados e incluso por encima de los 0 grados centígrados.

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La Precipitación La precipitación (PCPN). Se define como la caída de agua ya sea en su estado líquido ó sólido desde la nube hasta la superficie terrestre.

Virga. Se entiende por Virga como la precipitación que nunca llega a la superficie terrestre éste fenómeno se da por lo general con nubes medias á éste tipo de nubes se le conocía con el nombre de nubes mamátus.

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Precipitación helada. Este tipo de precipitación se da cuando el agua está en estado líquido, pero por debajo de los cero grados centígrados (agua sobre enfriada) esto sucede cuando el agua es enfriada tan rápido que a las moléculas de agua no les da tiempo de cambiar de estado.

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La precipitación por su intensidad: Muy ligera gota muy pequeña Ligera gota pequeña Moderada gota mediana Fuerte gota grande

RR R+

La precipitación por su carácter Continua. Se considera precipitación continua cuando en el lapso de una hora no sufre interrupción alguna Intermitente. Se considera precipitación intermitente cuando en el lapso de una hora sufre una o varias interrupciones. Achubascada. Se considera achubascada cuando la precipitación comienza de una forma muy fuerte y termina repentinamente. Nota: Se pueden dar dos tipos de combinaciones: Intermitente-Achubascada y Continua Achubascada.

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La precipitación con relación a las nubes Obedeciendo al carácter de la precipitación asociado con las nubes de las tres clases termodinámicas, quedan de la siguiente forma: .: De carácter continuo. Nubes estratiformes .: De carácter intermitente. Nubes de inestabilidad limitada .: De carácter achubascado. Nubes de inestabilidad ilimitada Nota: Nubes estables. - Cs, As, Ns, St De inestabilidad limitada. - CC., Ac, Sc De inestabilidad ilimitada. - Ci, Cu, Cb Formación de hielo Se debe tener muy presente que el peligro que genera la formación de hielo no se basa tanto en el peso que adquiere al acumularse en las estructuras de la aeronave, sino en la deformidad que ocasiona en los perfiles aerodinámicos como las alas, empenaje, estabilizador, hélices, etc. Provocando con ello una disminución del rendimiento del avión y por otra parte el congelamiento del tubo pitot, dando como resultado indicaciones erróneas de velocidad. Debido a que en cualquier caso la masa de cada gota sobre enfriada es pequeña, el efecto calórico del choque contra el avión también es pequeño y por ello, entre otras causas, resulta más improbable la congelación de las gotas cuanto menor es su temperatura. En la práctica se ha visto que es más probable e intensa la formación de hielo por choque cuando la temperatura del aire y de las gotas de agua está entre los 0 grados centígrados y -7 grados centígrados, aunque dicha formación de hielo puede darse aun cuando la temperatura del aire está hasta los -18 grados centígrados.

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Diferentes tipos de hielo Cristalino. Este hielo se forma por gotas grandes de agua sobre enfriada que al adherirse a las superficies del avión forman una película, posteriormente la masa congelada adquiere una consistencia compacta presentando una gran dureza y es de un aspecto translúcido.

Amorfo. Este hielo se forma por gotas pequeñas de agua sobre enfriada. Se adhiere en forma de gránulos o copos son de color blanco y no forman película en las superficies de la aeronave. No tiene la dureza ni la resistencia del hielo cristalino.

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Hielo Mixto. Este hielo se forma por la combinación de gotas grandes y pequeñas de agua sobre enfriada que se adhieren en las superficies de la aeronave. Otros tipos de formación de hielo Hielo en el carburador. Este se forma aun cuando la temperatura del aire sea superior a 0 grados centígrados y aun cuando el vuelo se realice fuera de nubes o de precipitación. Se debe al enfriamiento que se produce dentro del carburador a causa de la vaporización del combustible.

Nota: Antes de volar cualquier avión de pistón se deberá de drenar como lo indica el manual del avión, checando con ello si tiene agua el combustible por otra parte ya en vuelo si es necesario inyectar aire caliente al carburador para evitar que se forme éste tipo de hielo.

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Escarcha lisa. Este hielo se forma debido a que las superficies del avión al estar con una temperatura por debajo de los 0 grados centígrados cruza por una capa de aire más caliente que el avión y más húmeda que en la que venia volando. Al adherirse la humedad se congelará de inmediato dando como resultado la formación de escarcha lisa. Clasificación del hielo por su intensidad 1. Leve. La acumulación de hielo no exige que la aeronave cambie de rumbo y altitud. 2. Moderado. La acumulación de hielo es tal que se considera cambiar de rumbo y altitud. 3. Fuerte. La acumulación de hielo es tal que se tiene que cambiar de rumbo y altitud.

TORMENTAS ELÉCTRICAS Son fenómenos meteorológicos de origen convectivo que producen foto meteoros y son sumamente peligrosos para la aviación. Descripción general: Son tormentas locales producidas por Cumulunimbus (Cb). Estas nubes contando con un aire lo suficientemente húmedo e inestable pueden llegar hasta grandes alturas, desarrollan fuertes corrientes ascendentes y descendentes generando así fuertes precipitaciones, rayos, relámpagos, granizo, etc. Características generales: a) Vida aproximada de 1 hora. b) Duración de los rayos y relámpagos aproximadamente de 15 á 20 minutos. c) Su dimensión horizontal entre 1.5 y 8 kilómetros. d) Su dimensión vertical desde la base hasta los 7 ó más kilómetros. Fases de una tormenta eléctrica Las tormentas eléctricas constan de tres fases: Desarrollo ó Cumulo, Madurez y Disipación. Su intensidad puede ser Ligera, Moderada y Fuerte, esto depende de la latitud y época del año en que se den. Desarrollo La nube tiene más temperatura que el aire que la rodea, por lo tanto dentro de la nube existe una corriente de aire ascendente. La velocidad de dicha corriente de aire se incrementa hacia el final de la fase, alcanzando así alturas en que la temperatura es inferior a cero grados.

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Desarrolla una gran concentración de cargas eléctricas, pero no lo suficientes para producir rayos. Por otra parte, se acumulan grandes cantidades de gotas de agua nieve y granizo hasta tal punto que dichos elementos no pueden ser sostenidos por las corrientes ascendentes, comenzando a precipitarse dentro de la nube y generando una corriente descendente, lo que marca el inicio de la siguiente etapa. Madurez Comienza la precipitación (coexistencia de corrientes ascendentes y descendentes). Las corrientes descendentes alcanzan velocidades entre los 90 y 100 kilómetros por hora. Por otra parte, la temperatura de las corrientes descendentes es más baja que la del aire que la rodea. Así mismo el aire que es arrastrado por las corrientes ascendentes causa la evaporación de gran parte de la lluvia, eliminando parte del calor ganado en la condensación hasta que su temperatura sea menor a la del aire que la rodea. Ya con estas condiciones se da origen al periodo más intenso de la tormenta, llegando a su actividad eléctrica más potente. La lluvia, nieve y granizo que caen bajan la temperatura de la corriente vertical de aire que se esparce horizontalmente sobre la superficie terrestre, bajando considerablemente la temperatura del lugar y generando también ráfagas de viento muy fuerte sobre el terreno. Disipación Esta etapa inicia cuando la corriente ascendente desaparece por completo. a) La provisión de agua se termina para la nube. b) Decrece la intensidad de la precipitación. c) Se disuelve la nube ó se fragmenta dando lugar a cúmulus en niveles bajos y cirrus a niveles altos.

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Intensidad de las tormentas eléctricas según la latitud y estación del año Latitud. Cerca del ecuador las nubes de tormenta forman un mayor desarrollo vertical, existiendo por tanto una mayor distribución de agua entre la base de la nube y el nivel de congelación todo esto se debe a que en las zonas tropicales la convección es más fuerte. Nota: La intensidad de una tormenta eléctrica se mide de la base de la nube hasta el nivel de congelación mientras más distancia exista entre estos dos niveles mayor será la intensidad de la tormenta. Época del año. Definitivamente son más intensas en verano que en invierno y todo debido al calentamiento que expresa la superficie y el aire. Clases de tormentas eléctricas

Tormenta convectiva Estas son causadas por el irregular sobrecalentamiento que expresa la superficie terrestre. Se forman aisladamente. Empiezan a formarse durante la mañana, adquiriendo su máxima intensidad en la tarde y se disipan en la puesta del Sol. Estas tormentas sólo se dan de día.

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Tormenta orográfica Son causadas por el ascenso constante de aire que choca contra una montaña. Se dan tanto en la noche como en el día y forman cadenas, siempre y cuando el flujo de aire que sube por la montaña sea el suficiente para poder generar este tipo de tormenta.

De volcamiento Esta se genera cuando existe aire frío en las partes altas de la atmósfera y aire muy caliente sobre la superficie. El aire frío al ser más pesado se vuelca (baja) y el aire caliente sube generando así una nube de tormenta. Se da sólo de día, no forma cadenas y a diferencia de la convectiva, las bases de esta tormenta son muy altas.

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De frente frío Se generan por el choque de dos masas de aire de diferentes características. Se forman en cadenas orientándose paralelamente al borde que en la superficie tiene el aire frío que avanza hacia menores latitudes.

De frente caliente Estas se forman si el aire caliente que asciende sobre el frente frío es conectivamente inestable y si es así, aun cuando se forman más aisladamente que las tormentas de frente frío, se forman también en una cadena orientada paralelamente hasta el límite en que se extiende sobre la superficie el aire frío.

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CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA Existe en la Tierra una circulación general de la atmósfera dividida en áreas ó zonas, en ésta circulación intervienen generosamente las masas de aire, la temperatura, humedad y los movimientos de rotación y traslación de la Tierra. La radiación que reciben los trópicos es mayor que la que pueden emitir, mientras que en las zonas polares emiten más radiación de la que reciben. Si no hubiera transferencia de calor entre los trópicos y las regiones polares, los trópicos se calentarían de más y los polos estarían cada vez más fríos. Este desequilibrio de calor latitudinal genera la circulación general de la atmósfera y de los océanos. La energía calorífica se redistribuye desde las regiones más cálidas hasta las más frías por medio de la circulación del aire. De manera general, el aire frío de los polos desciende y al llegar a la superficie terrestre se expande hacia las latitudes bajas, generando un viento de componente noreste debido a la fuerza de Coriolis. Esta fuerza genera el efecto que sufre un objeto en movimiento que se desplaza en línea recta en un objeto que está en rotación. En la tierra el efecto se nota cuando los vientos se desplazan en dirección Norte-Sur y la rotación hace que la masa de aire se desvíe hacia el Oeste y por otra parte los vientos que tienen dirección Sur-Norte por el mismo efecto de rotación hace que la masa de aire sufra una desviación hacia el Este en el Hemisferio Norte y en el Hemisferio Sur sucede lo contrario. Por su parte el aire ecuatorial asciende por calentamiento hasta el límite de la tropopausa donde se expande hacia altas latitudes. Principales cinturones de viento Debido a que la fuerza de Coriolis actúa desviando hacia la derecha el flujo de aire en el Hemisferio Norte y en el Hemisferio Sur a la izquierda, provoca con esto en la superficie terrestre los tres cinturones de viento principales en cada uno de los hemisferios: .: Los vientos Alisios en los trópicos .: Los vientos predominantes del oeste .: Los vientos polares del este

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Corriente de chorro Características generales: a) Es un sistema de viento muy sofisticado b) Sus máximos son en invierno c) Para que se considere corriente de chorro el viento debe de tener una velocidad igual ó superior a los 75 kts. d) Es un viento superior entre los 26,000 ft y los 39000 ft. e) Tiene un aspecto ondulatorio. f) Su dirección es W a E. g) Es más frecuente en el hemisferio norte. h) Es una especie de cinturón que envuelve a la tierra. i) Existen tres corrientes de chorro: la de la noche polar, la de frente polar y la subtropical.

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Nota: Los vientos que viajan hacia latitudes altas alimentan dinámicamente el descenso del aire polar y al ser cálidos favorecen el intercambio térmico. Por otra parte, los vientos que viajan hacia latitudes bajas se encuentran en la altura con los vientos procedentes del ecuador alimentando el descenso dinámico del aire de los anticiclones subtropicales. Además, las grandes diferencias de temperatura y la fuerza de Coriolis que en la altura actúa con mayor eficacia, provocan un fuerte viento de componente Oeste conocido como Corriente de chorro. Nota: En el Hemisferio Norte las bajas presiones giran en contra de las manecillas del reloj y las altas presiones giran a favor de las manecillas del reloj. En el Hemisferio Sur sucedo todo lo contrario.

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Vientos Locales Debido al calentamiento y enfriamiento que expresa la superficie terrestre que provoca la variación diurna de la velocidad del viento se producen vientos en la tropósfera inferior de carácter local con variaciones cíclicas como la velocidad y la dirección del viento llamados vientos Monzónicos. Circulación Monzónica El calor específico de las aguas oceánicas es mayor que el calor específico de los continentes. Esto significa que los océanos tardan más tiempo en calentarse y enfriarse que los continentes, dando por consecuencia que en verano los continentes se calienten y enfríen más que los océanos. La diferencia de calentamiento y enfriamiento crea en invierno zonas de una relativa alta presión sobre los continentes haciendo que los vientos soplen de la tierra hacia el mar, y en verano se invierte, creando una zona de baja presión haciendo que los vientos soplen de mar hacia la tierra. Tal régimen de vientos recibe el nombre de Monzón. Tipos de vientos locales a) Brisa marina o de mar b) Brisa terral, de tierra o nocturna. c) Efecto Foehn d) Efecto Venturi e) Vientos anabáticos f) Vientos katabáticos

Brisa Marina Esta brisa solo se da de día. El continente se calienta más que el océano por lo tanto se genera sobre continente una baja presión y en el océano una alta presión. El viento soplará de mar a continente, con una altura aproximada de 1,500 a 2,000 ft. Con una velocidad entre los 8 y 10 mph. Su penetración en el continente es aproximadamente entre los 3 y 5 km.

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Brisa marina diurna

Brisa nocturna o terral

Brisa Terral Esta brisa solo se da noche ya que el continente se enfría más que el océano. Se forma una alta presión en tierra y una baja presión en el mar. El viento soplará de tierra a mar con una altura de 1,500 a 2,000 ft. penetrando en mar aproximadamente unos 3 á 6 km. Su velocidad es casi igual a la de la brisa marina o ligeramente mayor. Efecto Foehn Este fenómeno consiste en el calentamiento que experimenta el aire cuando es forzado a bajar por sotavento de una montaña. El calentamiento será mayor si las corrientes descendentes son muy fuertes y la pendiente de la montaña es más pronunciada, pero para que se considere efecto Foehn tiene que haber una precipitación del lado de barlovento, dejando su humedad por donde sube y entonces baje por sotavento como un viento seco.

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Efecto Venturi Este efecto se produce por encima de los cerros y se debe al aire que está fluyendo a unos 1500 ft ó un poco más de una barrera orográfica atrapando al aire que sube por barlovento y provocando una aceleración del flujo de viento en la cúspide del cerro. Esto hace que se produzca un brusco aumento en la sustentación al llegar al cerro y una brusca disminución al pasarlo con los consiguientes movimientos hacia arriba y hacia abajo en un avión que venga volando con viento de frente, sucediendo lo contrario con un avión con viento de cola, pero con una turbulencia bastante fuerte arrastrando al avión hacia abajo.

Nota: Volando dentro de cañones también se genera un fenómeno parecido al venturi, pero éste fenómeno arrastra hacia arriba y hacia debajo a la aeronave mientras esté volando dentro del cañón. Vientos Anabáticos Durante el día el aire que se encuentra en contacto con las laderas de los cerros se calienta un poco más que el que está más arriba; el aire caliente es obligado a subir provocando un flujo continuo de viento ascendente a lo largo de la pendiente. Este viento recibe el nombre de viento Anabático. El viento Anabático puede llegar a producir turbulencia que en ocasiones llega a ser bastante fuerte. En verano es más común y se da entre las 15:00 y las 17:00 hrs. El viento Anabático baja su intensidad en el ocaso y desaparece por completo en la noche.

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Viento Katabático Durante la noche las laderas de las montañas se enfrían provocando que las partículas de aire que están en contacto con ella se enfríen y aumenten su peso generando con esto que el aire descienda hacia los valles. Este viento que baja se le llama viento Katabático y puede generar nubes de tipo Stratus, pero muy delgados o ayudar a la formación de nieblas cuando el aire está muy húmedo.

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Cizallamiento del viento a niveles bajos (Wind Shear) Se entiende por cizalleo al cambio de intensidad y dirección que expresa el viento por unidad de distancia entre dos puntos de la atmósfera. El gradiente de viento modifica radicalmente la sustentación de una aeronave lo cual genera un cambio exageradamente brusco en la velocidad aerodinámica en las fases de despegue y aproximación de un avión. En ocasiones cuando el Wind Shear se localiza a unos 2000 ft sobre el terreno y una aeronave se encuentra en fase de aproximación entre unos 1000 y 700 ft del terreno, estando el avión en la velocidad Vs1 (velocidad mínima de sustentación), si el cizalleo es severo puede no tenerse la altitud necesaria para recobrar la eventual pérdida, tanto en aviones de pistón como en aviones de turbina es muy peligroso éste fenómeno pero en aviones a reacción es más crítico porque al acelerar las turbinas la reacción de éstas es más lenta que un avión de pistón. Los gradientes del viento pueden ser tanto verticales como horizontales y se clasifican en tres grupos según la magnitud que posean: micro escala, meso escala y sinóptica. Para la aviación la más importante es la meso escala que es la más peligrosa. Esta escala abarca una zona comprendida entre 1 y 5 kms de diámetro con una duración entre 15 y 20 minutos. Dentro de éstos se involucran dos tipos de viento constante que son: Cizalleo Vertical En éste caso se comprende el cambio que sufre el viento en su intensidad por unidad de distancia entre dos puntos, uno arriba del otro caracterizándose por una corriente de viento descendente bastante fuerte y muy cerca del suelo, teniendo unos valores de 100 kts por cada 100 ft. Al tocar el suelo se convierten en corrientes horizontales con una intensidad de 160 km/hr aproximadamente.

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Cizalleo Horizontal En éste caso es el cambio del viento en dirección e intensidad por unidad de distancia entre dos puntos situados en el mismo plano horizontal. Los valores de intensidad del viento fluctúan entre los 80 y 100 kts. Teniendo una apropiada técnica de vuelo se puede contrarrestar éste fenómeno. Tornado El tornado es una corriente tubular de succión con alta velocidad donde el viento puede alcanzar una velocidad de 400 km/hr. Los tornados se generan y se desplazan sobre tierra, viajan alrededor de 30 km, pero se ha sabido que han recorrido hasta 200 km. La base de éste fenómeno no supera 1 km. Para que un tornado se forme deben chocar dos masas de aire, una fría y otra caliente. La corriente fría al ser más pesada desciende, mientras que el aire caliente sube rápidamente arrastrando con él su humedad, y al subir se va enfriando originando nubes de desarrollo vertical como el Cb, en ése instante se producen vientos fuertes compuestos de aire caliente para reemplazar al que se ha elevado, haciendo crecer al fenómeno.

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Si en ese momento llega un viento transversal a la corriente ascendente éste la obliga a retorcerse provocando el giro del fenómeno. Se ha observado que para que se generen los tornados, la temperatura del punto de rocío debe tener un valor igual ó superior a los 12 grados centígrados. Nacen de un Cumulonimbus. Están asociados a una baja presión. No se pueden generar en zonas montañosas sino en llanuras. Se dan solo en verano. Al desplazarse se dirigen a zonas donde hay bajas presiones ya que buscan aire caliente para absorberlo. Al irse moviendo las altas presiones lo empiezan a perseguir para mezclar su aire frío y disiparlo.

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Según su intensidad se clasifican en: Débiles (F0 a F1) Velocidad menos de 176 km/h. Duración de 1 á 10 minutos. Fuertes (F2 a F3) Velocidad de 176 á 320 km/h. Duración de 20 minutos a más. Violentos (F4 a F5 y F6) Velocidad de 320 km/h ó más Duración más menos de 1 h.

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MASAS DE AIRE Una masa de aire se define como un gran volumen de aire con temperatura y humedad casi homogéneas en el plano horizontal. En éste plano puede alcanzar una extensión de 1000 km y en ocasiones un poco más y en el plano vertical puede alcanzar espesores de varios kilómetros. Cuando estas masas de aire se desplazan, al ir avanzando perturban el equilibrio atmosférico del lugar por donde cruzan y al perder su movimiento se estacionan varios días en el área adquiriendo las características de esa región y posteriormente desaparecer.

Tipos de masas de aire Masa Cálida (W) Esta masa es más cálida que la superficie por la que se desplaza y más cálida que el aire que la rodea. Características generales de una masa cálida: .: Producen nubes Estratiformes. .: La visibilidad es mala .: El viento es débil .: Su estructura termodinámica es estable .: Su dimensión vertical es de 10 á 14 km Masa Fría (K) Esta masa es más fría que la superficie en que se desplaza y más fría que el aire que la rodea. Características generales de una masa fría: .: Se dan nubes de desarrollo vertical con chubascos y tormentas .: Se asocia á turbulencia y viento arrachado .: Buena visibilidad .: Su dimensión vertical es de 2 á 5 km

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Descripción de las diferentes masas de aire Masas de aire Ecuatoriales En las latitudes bajas los contrastes térmicos son débiles y la identificación de las masas de aire no es tan fácil. Este tipo de masa de aire se caracteriza por tener altas temperaturas con un enorme contenido de humedad y por ende teniendo un alto valor de inestabilidad. Con éstas características hace posible el crecimiento de grandes nubes de desarrollo vertical generando grandes tormentas y chubascos intensos. Masas de aire Tropical Estas se generan en las regiones oceánicas y continentales de altas presiones en las latitudes tropicales. El aire seco procede las áreas desérticas que crean la subsidencia anticiclónica con características de aire seco, estable y cálido. Por otra parte, el aire tropical marítimo es muy húmedo, generando nieblas advectivas, nubes estratiformes de poca altitud acompañada de lloviznas. Masas de aire Ártico y Antártico Se originan en las proximidades de los polos sobre las aguas heladas del océano Ártico y en los casquetes de la Antártida. Poseen muy bajas temperaturas y un bajo contenido de humedad por lo tanto la nubosidad que generan es muy escasa y las probabilidades de que exista una precipitación son muy escasas. Este tipo de masas de aire es muy estable debido al enfriamiento de las capas inferiores de la atmósfera y la subsidencia de aire en las zonas de altas presiones. Masas de aire Polar Estas masas de aire se generan entre los 50 y 70 grados de latitud Norte. Las características de estas masas de aire son de muy frías secas y de estratificación estable porque se forman en zonas de altas presiones y solo se generan en el hemisferio norte ya que en el hemisferio sur los continentes son angostos, por otra parte cuando se desplazan hacia el sur sobre continentes con mayor temperatura su temperatura aumenta y se inestabilizan dando lugar a la formación de Cumulus pero sin generar precipitaciones de ningún tipo y cuando se desplazan sobre superficies oceánicas el aire que es originalmente seco se humidifica convirtiéndose en aire marítimo tropical formando nieblas y nubes estratiformes y cuando se desplazan sobre océanos más cálidos se pueden formar grandes tormentas.

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Clasificación de las diferentes masas de aire Las masas de aire se clasifican según su temperatura y humedad, quedando de la siguiente manera:

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Frentes Frente se define como una línea de separación ó de choque entre dos masas de aire con distinta densidad y temperatura y que muy rara vez se mezclan. Los frentes pueden alcanzar longitudes de 500 á 5000 kms con un ancho de 5 á 50 kms y una altura de 1 á 20 kms. Frontogénesis. Se utiliza éste término cuando se forma un frente. Frontólisis. Se utiliza éste término cuando un frente ha desaparecido ó está desapareciendo. Tipos de Frentes .: Frente Frío .: Frente Caliente .: Frente Ocluido .: Frente Estacionario. Subdivisión de los Frentes .: Frente Frío chocando con aire caliente estable y chocando con aire caliente inestable. .: Frente Caliente formado con aire caliente estable y formado con aire caliente inestable. .: Frente Ocluido Oclusión fría y cálida. .: Frente Estacionario tipo frío y tipo caliente.

Frente Frío Es una masa de aire fría que levanta violentamente de la superficie a una masa de aire caliente obligándola a enfriarse condensando la humedad contenida. El fenómeno es extremadamente fuerte generando enormes cantidades de nubes de desarrollo vertical y fuertes vientos. Nota 1: La velocidad de un frente frío es aproximadamente de 75 km/h. Nota 2: La nubosidad que se asocia a un frente frío que choca con un aire caliente estable, es de tipo estratiforme con algunas nubes de tipo cumuliforme presentando precipitaciones de ligeras a moderadas y de carácter continuo. Cuando el frente frío choca con aire caliente inestable se formarán nubes de tipo cumuliforme y algunas nubes de tipo estratiforme presentando chubascos intensos con turbulencia fuerte. Por otra parte, al pasar el frente frío la temperatura disminuirá, la presión aumentará y la visibilidad será excelente.

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Frente Caliente En éste caso el aire caliente se desplaza sobre el frente frío ya que éste último al ser más pesado está pegado a la superficie haciendo que el frente caliente se deslice sobre la pendiente del frente frío sirviendo ésta como rampa. Nota 1: La velocidad de un frente caliente es muy variable, pero puede recorrer 200 km en 12 hrs aproximadamente. Nota 2: La nubosidad que se asocia a un frente caliente compuesto por aire caliente estable, es de tipo estratiforme con precipitaciones ligeras a moderadas. Por otra parte, si el frente caliente está compuesto por aire caliente inestable se formarán nubes de tipo cumuliforme generando lluvias fuertes de carácter achubascado. Durante o después del paso del frente caliente la temperatura aumentará la presión disminuirá y la visibilidad será muy mala.

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Frente ocluido Debido a que los frentes fríos avanzan mucho más rápido que los frentes calientes, éstos últimos terminan siendo alcanzados. Teniendo éstas condiciones el frente caliente desaparece progresivamente de la superficie terrestre quedando atrapado en la altura. En el momento en que se unen los dos frentes se forma una oclusión, dando como resultado un frente ocluido. Existen dos tipos de frentes ocluidos: el tipo caliente y el tipo frío. Se considera frente ocluido tipo caliente cuando la masa de aire caliente tiene contacto con la superficie terrestre y se considera oclusión fría cuando la masa de aire caliente ha dejado de tener contacto con la superficie terrestre.

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Frente estacionario Este frente se da cuando las dos masas de aire tienen un movimiento apenas perceptible ó nulo, esto se debe a que sus vientos están orientados paralelamente al frente y no perpendiculares ó transversales. Teniendo ésta situación ninguna de las dos masas de aire involucradas en éste fenómeno frontal está desplazando a la otra, dicho en otras palabras, es el frente que pierde toda su movilidad debido a la orientación de sus vientos. Existen dos tipos de frentes estacionarios: El estacionario tipo frío y el estacionario tipo caliente. Se considera estacionario tipo frío cuando predomina en el área las características de la masa de aire frío y viceversa.

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Generalidades sobre los frentes .: Frente Activo. Cuando tiene un ancho entre 3 y 5 kms. .: Frente Difuso. Cuando tiene un ancho que varía entre los 80 y 120 kms. .: Zona Frontal. Cuando su anchura es superior a los 120 kms. .: Frente Débil. Cuando tiene una velocidad entre los 25 y 50 kts. .: Frente Moderado. Cuando tiene una velocidad entre los 50 y 75 kts. .: Frente Intenso. Cuando tiene una velocidad de 75 kts en adelante.

Línea de turbonada Este fenómeno se da con frentes fríos chocando con aire caliente inestable y consta de una muralla nubosa y negruzca de un aspecto impresionante formada por Cumulunimbos, Cupots, Cumulus generando chubascos intensos con una duración aproximada de 15 a 30 minutos acompañada de rayos y truenos la intensidad del viento es sumamente fuerte y los cambios de dirección de éste suelen ser muy bruscos llegando a oscilar hasta 090 grados con turbulencia de fuerte a severa.

Vaguada inducida y onda del este Durante el invierno del hemisferio norte los frentes fríos se desplazan hacia latitudes tropicales. Dicho desplazamiento es acompañado de la Corriente de chorro de la tropósfera superior. El desplazamiento del eje de ésta corriente da oportunidad a que los vientos de componente W a considerable distancia de su eje invadan en las capas superiores de la tropósfera el área geográfica que cerca de la superficie ha sido invadida por el frente frío, ésta invasión de las capas superiores se asocia a la Vaguada.

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Cuando el frente frío llega a la latitud en la que se encuentra el borde polar de la corriente de los vientos Alisios su velocidad de desplazamiento se reduce a causa de los vientos de ésa corriente que tiene una dirección contraria a la del frente frío. Al desacelerarse el frente pueden ocurrir dos sucesos diferentes según sea el grado de actividad del frente. Si el frente continúa activo al sufrir la desaceleración, la Vaguada polar de las capas altas de la tropósfera que lo acompañó durante su penetración por detrás de él, se le adelantará. Al pasar el eje de la Vaguada superior y situarse por delante de la posición geográfica que tiene el frente queda superpuesto a la corriente de los vientos Alisios y que por tal echo experimenta una ondulación cóncava hacia el ecuador cuyo eje de simetría es el eje de una Vaguada a la que por su origen recibe el nombre de Vaguada inducida. A pesar de que la Vaguada inducida es una Vaguada en la corriente dentro de la cual el aire se mueve de E a W, tal Vaguada se mueve en sentido contrario o sea de W a E. Además, en la zona de 400 km de ancho habrá una ausencia total de nubes y las posibles formaciones nubosas que se generen serán unas cuantas octas de Ac y As. Todo esto se dará por detrás de la Vaguada, por delante de la Vaguada en 400 km de ancho existirá turbulencia y dependiendo del grado de humedad e inestabilidad del aire tropical se darán nubes cumuliformes del tipo Cb, Cu y CUPOTS acompañados por tormentas eléctricas y precipitaciones achubascadas. Una onda del Este es totalmente lo contrario; tiene dirección E a W, el mal tiempo se da por detrás de la línea de Vaguada, y por delante de la línea se tendrá mejor clima. Tiene una velocidad promedio que es de 15 a 25 kts. Tienen un ancho aproximado de 250 á 400 km. Tienen una profundidad en la vertical de 25,000 fts, pero su máxima intensidad se localiza entre los 10,000 y 15,000 fts y se da solo en verano. Huracán (Ciclón Tropical) Un huracán es un ciclón tropical que posee vientos en forma de espiral y que se desplaza sobre la superficie terrestre. Este fenómeno está asociado a un centro de baja presión y su temperatura es más elevada que el aire que lo rodea en la zona. Cuando los rayos solares calientan las aguas de los océanos el aire húmedo se calienta, se expande y comienza a elevarse. En éste momento llega más aire húmedo para remplazar al que ya ascendió y se genera un ciclo.

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Factores que intervienen en la formación de un huracán Temperatura: El agua del mar debe tener una temperatura igual o superior a los 27 grados centígrados, por lo tanto, a ésta temperatura el agua del mar se empieza a evaporar aceleradamente generando la formación del fenómeno. Es ese proceso de evaporación y la condensación eventual del vapor de agua en forma de nubes el que libera la energía que le da la fuerza al sistema para generar vientos fuertes y lluvia. Humedad La energía de evaporación es el factor principal que necesita el huracán. Por consiguiente, tiene que haber valores muy altos de humedad la cual hay en exceso sobre el mar de modo que su avance e incremento de energía ocurre ahí más fácilmente debilitándose al tocar continente (un huracán se genera en el mar a unos 400 Km. de la costa). Viento La existencia de viento muy cálido sobre la superficie marina permite que se generen grandes valores de evaporación y ésta comience a ascender sin ninguna dificultad, dando como resultado un sistema de baja presión arrastrando al aire en forma de espiral hacia adentro y arriba del sistema, permitiendo que aumente el proceso de evaporación. Por otra parte en las capas superiores de la atmósfera los vientos deben de estar muy débiles para que la estructura del fenómeno se mantenga intacta y sin interrumpir su ciclo. Giro El movimiento de rotación terrestre le proporciona a éste fenómeno un movimiento circular provocando el giro y desplazamiento del sistema. Debido a la fuerza de Coriolis éste fenómeno en el hemisferio norte gira en contra de las manecillas del reloj y en el hemisferio sur gira a favor de las manecillas del reloj. Clasificación de los ciclones tropicales por su velocidad Onda Tropical Se considera Onda Tropical cuando las velocidades del viento se encuentran entre los 0 y 24 kts. Depresión Tropical Se considera Depresión Tropical cuando las velocidades del viento se encuentran entre los 25 y 34 kts. Tormenta Tropical Se considera Tormenta Tropical cuando las velocidades del viento se encuentran entre los 35 y 64 kts

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Huracán Se considera Huracán cuando los vientos tienen una velocidad igual ó superior a los 65 kts Dimensiones de un Huracán Las medidas de un Huracán son extremadamente variables, pero por lo general miden de 8 a 10 km de alto y de 500 á 100 km de ancho. Los Huracanes pequeños pueden tener un diámetro de 40 kms y los más grandes entre los 600 y 800 km, pero los Huracanes que se forman en el océano Pacífico han llegado a tener hasta 1,700 km de diámetro. Por otra parte, los ojos de los Huracanes suelen variar bastante; generalmente miden de 25 a 35 Km. pero como se dijo en el párrafo anterior los Huracanes que se generan en el Océano Pacífico son más grandes llegando a tener un ojo con un diámetro de 80 Km. esto se debe a que el Océano Pacifico es muy grande y el Huracán recorre más océano que otro Huracán que se genere en otro océano antes de llegar a continente. Estructura del Huracán Como se dijo antes, ésta máquina de vapor tiene en su centro aire mucho más cálido que el aire que le rodea, recibiendo su energía de la condensación del vapor de agua. Este vapor que es originado por la evaporación del mar debido a las altas temperaturas que se generan en la zona comienza a expandirse y a ascender súbitamente, cuando llega a las partes altas de la atmósfera donde la temperatura es mucho más baja, éste vapor vuelve a condensarse liberando gran cantidad de energía originando grandes nubes de desarrollo vertical teniendo sus cúspides hasta los 35,000 pies o más acompañado de enormes precipitaciones. Por otra parte, en su zona inferior el aire es succionado hacia el centro del fenómeno y en los niveles medios existe circulación ciclónica de aire ascendente.

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El Ojo del Huracán Esta es un área de relativa calma que se extiende desde el nivel del mar hasta la parte superior del fenómeno y está rodeado por una pared de nubes muy espesas. Las condiciones nubosas varían en gran proporción, suele aparecer sin nubes, pero generalmente dentro de él se han observado todas las nubes en pequeñas cantidades. Las nubes que se dan generalmente son Estratocúmulos que cubren más de la mitad del cielo y algunos Cúmulos Mediocris de poco desarrollo vertical inferiores a los 10,000 fts formando bandas que convergen espiralmente hacia el centro a partir de la muralla nubosa que circunda el ojo.

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Etapas de un Huracán Formación Esta empieza cuando la presión en el centro u ojo del huracán ha disminuido hasta un valor cercano a los 1000 mb. La duración de ésta etapa puede durar varios días o puede darse explosivamente engendrándose en tan solo 12 hrs. En ésta etapa el gradiente de presión aumenta sin que los vientos alcancen velocidades de huracán. Dichos vientos alcanzan velocidades de 30 kts o un poco más, concentrándose en un angosto anillo en torno al centro del fenómeno cuyo diámetro disminuirá cuanto mayor sea la intensidad del ciclón. Desarrollo Se inicia ésta etapa cuando la presión del centro del fenómeno adquiere un valor aproximado o igual a los 1000 mb y termina cuando esa presión alcanza su valor mínimo. El gradiente de presión aumenta rápidamente y los vientos alcanzan su máxima intensidad. El anillo de vientos máximos reducirá su diámetro hasta 40 ó 60 millas. En ésta etapa se organizan las nubes y la precipitación formando bandas angostas que penetran espiralmente hacia el centro.

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Madurez Aquí la presión en el centro no se reduce más y los vientos dejan de aumentar su velocidad, pero durante ésta etapa, que puede durar hasta una semana, la circulación y condiciones del tiempo se extienden dentro de un área superior a la afectada donde los vientos huracanados afectan un área de 400 millas de diámetro. Disipación En ésta etapa la presión en el centro comienza a aumentar debilitando sensiblemente al ciclón. Esto quiere decir que el ciclón ha penetrado en tierra o se desvió hacia la región subpolar generando en éste último una recurva de huracán.

Estado de la atmosfera dentro de la región afectada Una vez formado el ciclón comienza a desplazarse hacia el Oeste y de acuerdo con la dirección de su movimiento pueden reconocerse cuatro áreas que se caracterizan por diferencias de intensidad y peligrosidad. Las cuatro áreas son: Primer Cuadrante que se ubica a la derecha y al frente, Segundo Cuadrante que está a la derecha y atrás Tercer Cuadrante que está a la izquierda y atrás y Cuarto Cuadrante que está a la izquierda y al frente. El Primer Cuadrante es el más peligroso, en él los vientos son más intensos y la actividad cumuliforme más abundante con tormentas severas y turbulencia muy fuerte acompañado de actividad eléctrica. La sucesión nubosa que acompaña a un huracán que se aproxima a continente da como resultado que las primeras nubes que se perciban son los Cirrus, que con el tiempo se hacen espesos para dar paso a los Cirrostratos y posteriormente a los Altocúmulos, Altoestratos con Cúmulus muy desarrollados que penetran a través de las capas superiores y finalmente darán paso a los Cúmulus y Cumulonimbus que aparecerán como formando una masa sólida. En la periferia del ciclón las nubes cumuliformes se presentarán en cantidad y desarrollo equivalente al normal dentro de los trópicos. Dentro de la circulación ciclónica las nubes cumuliformes aparecen organizadas en bandas hacia el interior del ciclón aumentando su volumen y tamaño hasta llegar a la parte en las que aparecen agrupadas formando una masa sólida y suelen llegar hasta la tropopausa formando una verdadera muralla nubosa en torno al ojo del huracán.

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Clasificación de los ciclones por su Termodinámica Todos los ciclones están asociados a una baja presión: .: Ciclón Térmico .: Ciclón Dinámico .: Ciclón Migratorio Todos los anticiclones están asociados a una alta presión: .: Anticiclón Térmico .: Anticiclón Dinámico .: Anticiclón Migratorio Nota: Los ciclones no forman familias.

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Categoría de los ciclones por la velocidad de sus vientos

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