Meteorología

La meteorología (del griego μετ?ωρον (meteoron): ‘alto en el cielo’, meteoro; y λ?γος (logos): ‘conocimiento, tratado’) es la ciencia interdisciplinaria, fundamentalmente una rama de la Física de la atmósfera, que estudia el estado del tiempo, el medio atmosférico, los fenómenos allí producidos y las leyes que lo rigen.

Hay que recordar que la Tierra está constituida por tres partes fundamentales: una parte sólida llamada litósfera, recubierta en buena proporción por aguahidrosfera) y ambas envueltas por una tercera capa gaseosa, la atmósfera. Éstas se relacionan entre sí produciendo modificaciones profundas en sus características. La ciencia que estudia estas características, las propiedades y los movimientos de las tres capas fundamentales de la Tierra, es la Geofísica. En ese sentido, la meteorología es una rama de la geofísica que tiene por objeto el estudio detallado de la envoltura gaseosa de la tierra y sus fenómenos. (llamada

Se debe distinguir entre las condiciones actuales y su evolución llamado tiempo atmosférico, y las condiciones medias durante un largo periodo que se conoce como clima del lugar o región.

Mediante el estudio de los fenómenos que ocurren en la atmósfera la meteorología trata de definir el clima, predecir el tiempo, comprender la interacción de la atmósfera con otros subsistemas, etc. El conocimiento de las variaciones climáticas ha sido siempre de suma importancia para el desarrollo de la agricultura, la navegación, las operaciones militares y la vida en general.

Más información en la Wikipedia

 
 

Web de decodificación de Metars

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Guías de Información meteorológica

Guía MET: Información meteorológica aeronáutica (7ª edición - Junio 2009)
MET Guide: Aeronautical Meteorological Information (7th edition - June 2009)





INFORMACIÓN OBTENIDA DE LA AGENCIA ESTATAL DE METEOROLOGÍA



 


Información avanzada sobre meteorología
 

1. La atmósfera

2. Circulación atmosférica

3. Humedad, precipitación y estabilidad

4. Nubes

5. Masas de aire

6. Frentes

7. Meteorología de altas altitudes


1. La atmósfera

Casi toda la atmósfera de la tierra (ver Fig.1) está contenida dentro de los 50 km de altura (164.000 pies) de la superficie. Además, el 90% de la masa atmosférica está por debajo de los 16 km de altura (53.000 pies). One de las mejores formas de clasificar la atmósfera se basa en las características térmicas de la misma.

La troposfera es un capa definida entre la superficie y una altitud entre 24.000 y 50.000 pies. La altura media tiende a variar con las estaciones y con la localización terrestre, tiende a ser más alta en zonas cálidas y más baja en zonas frias. Esta capa se caracteriza por un decrecimiento de la temperatura a medida que ascendemos. El techo de la troposfera se llama tropopausa (frontera entre la troposfera y la estratosfera), la cual se caracteriza por un cambio abrupto en la temperatura y actua como una "tapa" que confina la mayor parte del vapor de agua.

La siguiente capa es la estratosfera. Una de los pocos fenómenos que pueden extenderse hasta esta capa es la tormenta. Finalmente, las dos siguientes capas son la mesosfera y la termosfera, las cuales apenas contienen gases atmosféricos.

 

Fig 1 Diferentes regiones de la atmósfera terrestre

2. Circulación atmosférica

Los patrones de circulación atmosférica son resultado de las diferencias de presión. El viento fluye de presiones altas a áreas de baja presión. La causa principal de todos los cambios en el tiempo es la variación de la energía solar recibida por diferentes áreas de la Tierra. El calor Solar está más concentrado donde los rayos de sol impactan en la Tierra de forma perpendicular sobre la superficie. Ya que el eje de la Tierra está inclinado 23 1/2º, las áreas de mayor intensidad van desde el Trópico de Cáncer el 21 de Junio hasta el Trópico de Capricornio el 21 de Diciembre.

Debido a estas diferencias de calor en la superficie de la tierra, esto provoca un cambio en la densidad del aire, y por tanto diferencias en las lecturas de presión registradas por los distintos Meteorólogos. Estas lecturas de presión de las estaciones meteorológicas son dibujadas en cartas, usualmente en milibares o en hectopascales, con puntos de igua presión que se unen con unas líneas llamadas isobaras. Cuando la distancia entre estas isobaras es grande, el gradiente es pequeño y cuando están muy cerca el gradiente es grande.

Las cartas isobáricas son usadas para identificar los sistemas de presión, los cuales son clasificados como altas, bajas, crestas, depresiones y columnas (ver Fig. 2). Una alta es un centro de alta presión rodeada completamente por presiones bajas. Una baja es un área de baja presión rodeada completamente por presiones altas. Una cresta es un área alargada de alta presión y una depresión es un aárea alargada de baja presión. Una columna (una región de presión ligeramente elevada entre dos anticiclones) puede ser o un eje neutral entre dos bajas y dos altas, o una interación de una cresta  o depresión. La baja presión se caracteriza por áreas de aire ascendente el cual produce mal tiempo, mientras que la alta presión es un área de aire descendiente que produce buen tiempo.

Fig. 2 Carta isobárica con magnitud y dirección del viento

El viento es causado por un flujo de aire desde una zona fria (áreas de alta presión) a una caliente (áreas de baja presión). La velocidad de el viento es resultado de las fuerzas provocadas por el gradiente de presión. Cuanto mayor es el gradiente, mayor será el viento. Como la Tierra rota debajo de este flujo de aire, la fuerza de Coriolis (un efecto por el cual una masa que se mueve en un sistema rotatorio experimenta una fuerza perpendicular a la dirección del movimiento y al eje de rotación - se llama así en honor al ingeniero francés Gaspard Coriolis) contraresta la fuerza gradiente de presión y deflecta el flujo de aire a la derecha cuando fluye desde una alta presión en el hemisferio Norte. Esto resulta en una circulación en el sentido de la agujas de un reloj cuando este flujo abandona una alta presión, y en sentido contrario cuando abandona un área de baja presión (ver Fig. 3).

Fig 3 Representación gráfica del efecto de la Fuerza de Coriolis

Por esta razón, los vientos tienden a ir paralelos a las isobaras. Sin embargo, debido a que la fricción de la superficie terrestre también afecta, las fuerzas de gradiente de presión tienden a causar que los vientos de superficie crucen las isobaras con un cierto ángulo causando un desplazamiento cuando se desciende por debajo de los 2000 pies de altura (AGL).

3. Humedad, Precipitación y Estabilidad

El vapor de agura es añadido a la atmósfera a través de un proceso de evaporación o sublimación. La evaporación ocurre cuando se añade calor al agua en estado líquido, cambiando a gas. La sublimación es el cambio de hielo directamente a vapor de agua, de tal forma que no se pasa por el estado líquido. El vapor de agua es así eliminado de la atmósfera mediante la condensación y la deposición. La condensación ocurre cuando el aire se satura, y el vapor de agua pasa al estado líquido. La deposición aparece cuando el vapor de agua se congela directamente en forma de hielo. Por lo tanto, la humedad aumenta en un volumen de aire por medio de la evaporación y la sublimación.

La cantidad de vapor de agua en el caire puede incrementarse con la temperatura del aire. Cuando el aire se enfría hasta la temperatura del punto de rocío, contiene toda la humedad que puede albergar a esa temperatura, y este hecho se denomina saturación. La humedad relativa se incrementa cuando la temperatura del punto de rocío decrece. Cuando el aire está saturado, la humedad relativa es 100%. Con una humedad del 100% el vapor de agua se condensa, formando nubes, niebla, o rocío. Se puede anticipar la formación de niebla o nubes muy bajas cuando la temperatura del punto de rocío decrece por debajo de 2ºC o 4ºF. Asimismo, las heladas se forman cuando la temperatura de la superficie está por debajo del punto de rocío y este está por debajo de la temperatura de congelación.

La precipitación es causada por gotitas de agua condensada que crecen hasta un cierta tamaño donde la atmósfera no puede soportar sus pesos. Las gotitas de agua que se precipitan y permanecen en estado líquido forman la lluvia o la llovizna. Con una baja humedad relativa, la lluvia puede evaporarse antes de alcanzar la superficie. Cuando esto ocurre se llama "virga". Otra forma de precipitación es el hielo. Cuando las gotas de agua permanecen en estado líquido, incluso aunque se enfríen por debajo de la congelación, e impactan en un avión en vuelo o sobre la superficie de la Tierra, inmendiatamente se convierten en hielo o en lluvía helada. En contraste, el granizo se congela cuando cae a través de aire frío y rebotan sobre un avión más que aderirse a él. La presencia de granizo normalmente indica lluvía congelada a altas temperaturas. La nieve se forma a través del proceso de la deposición. Si la temperatura del aire permanece por debajo de la de congelación, la nieve cae al suelo en su estado natural; de otra forma, se funde y se convierte en lluvia. La presencia de nieve húmeda indica que la temperatura está por encima de la congelación en tu nivel de vuelo.

La estabilidad es la resistencia de la atmósfera al movimiento vertical. La estabilidad de un volumen de aire determina si asciende o desciende en relación al aire que le rodea. El aire estable resiste el movimiento vertical, mientras que un aire inestable tiende a ascender. Los efectos combinados de temperatura y humedad determina la estabilidad del aire, y como extensión, el tipo de tiempo producido. Una gran inestabilidad ocurre cuando el aire es humedo y caliente. El aire que es frio y seco resiste el movimiento vertical y es muy estable.

El gradiente vertical adiabático seco (DALR) es 3ºC por cada 1000 pies que un volumen de aire no saturado asciende. Así cuando un aire no saturado es forzado a ascender por una pendiente de una montaña, se enfría a esta tasa. Cuando la condensación ocurre en un volumen de aire en ascenso, el enfriamiento adiabático es parcialmente desplazado por calentamiento debido a la liberación del calor latente. Un volumen de aire saturado continúa enfriándose cuando asciende, pero a un gradiente menor que si estuviera seco. La tasa de enfriamiento de un volumen de aire saturado en ascenso se llama gradiente vertical adiabático saturado (SALR). Aunque el DALR es una constante de 3ºC por 1000 pies, el SALR es variable. El aire es inestable cuando el gradiente vertical adiabático es menor que el gradiente vertical del aire ambiente (ver Fig 4). La temperatura estándar al nivel del mar es de 15ºC y decrece a una media de 2ºC por cada 1000 pies. Por lo tanto, se puede aproximar la temperatura a 10000 pies en -5ºC. En conclusión, el gradiente vertical ambiente te permite determinar la estabilidad atmosférica.

 

Fig. 4 Representación del SALR y DALR con respecto a la Temperatura y la altura.Temperature versus Height Representation of SALR & DALR

El nivel de condensación es el nivel en el cual la temperatura y el punto de rocío convergen. Las nubes se forman en este nivel con aire ascendente. Para estimar la base de las nubes, en miles de pies, se divide la temperatura del punto de rocío en la superficie por 2.5ºC, o para un método aproximado por 2.2ºC.

Conociento la estabilidad de la masa de aire se puede predecir sus caracteristicas. El aire estable se asocia con nubes tipo estratos, con baja visibilidad, y escasez de turbulencia. El aire inestable aporta nubes tipo cumulos, buena visibilidad fuera de nubes, y generalmente un tiempo más extremo como hielo, lluvía fuerte, granizo y turbulencia.


4. Nubes

Cuando el aire se enfria hasta su punto de saturación, la condenasación cambia el vapor de agua invisible en un estado visible. El estado visible más común es en forma de nubes o niebla. Las nubes están compuestas de gotitas muy pequeñas, y si la temperatura es muy baja, de cristales de hielo.

Las cuatro familias de nubes son altas, medias, bajas y aquellas con desarrollo vertical extensivo. Los nombres de las nubes se basan en terminos como cumulos (amontonado), estratos (capa), nimbos (lluvía) y cirros (tirabuzón). Los prefijos alto y cirro se aplican a nubes tipo comulo y estrado de las familias medias y altas, respectivamente. Los prefijos nimbo y el sufijo nimbus se aplican a nubes que pueden provocar lluvia.

Las nubes bajas se extienden desde la superficie hasta los 6500 pies. Las nubes bajas usualmente están compuestas enteramente de agua, pero algunas veces pueden contener agua hiperenfriada que puede crear hielo en el avión. Los tipos de nubes bajas incluyen los estratos, estratocúmulos y nimboestratos.

 


Nimbostratus

Las nubes medias tienen su base desde los 6500 hasta los 20000 pies AGL. Pueden contener agua, cristales de hielo, o agua superenfriada, y pueden albergar turbulencia moderada y engelamiento potencialmente severo. Los altoestratos y los altocúmulos son clasificados como nubes medias.

 


Altocumulus

Las nubes altas tienen su base por encima de los 20000 pies AGL. Son generalmente blancas o grises claras y forman aire estable. Están compuestas principalmente de cristales de hielo, y pueden producir turbulencia seria o posible hielo. Los tres tipos base de nubes altas son los cirros, los cirrosestratos y los cirrocúmulos.

 


Cirrus

Las nubes con desarrollo vertical extensivo están presentes cuando existe inestabilidad o aire ascendiente. Las nubes tipo cúmulo pueden construirse verticalmente formando nubes tipo cúmulos o cumulosnimbos. Su base está entre los 1000 y 10000 pies MSL y so techos pueden superar los 60000 pies MSL. Las nubes tipo cúmulos indican una profunda cada de aire inestable y contienen turbulencia convectiva severa con engelamiento. Frecuentemente desarrollan tormentas. Los cumulonimbos, o tormentas, son nubes de desarrollo vertical que se forman en aire inestable y húmedo. Contienen grandes cantidades de humedad, turbulencia, hielo y relámpagos. La aviación primaria no evitaba las tormentas por los relámpagos, si no por el engelamiento y la turbulencia.

 


Cumulonimbus

5. Masas de aire


Una masa de aire es un gran cuerpo de aire (ver Fig 5) con temperatura y humedad ligeramente constante. Cuando una masa de aire frio se  mueve sobre, o es calentada por una superficie caliente, el resultado es la formación de nubes tipo cumuliforme, turbulencia, y buena visibilidad. Cuando el aire es húmedo e inestable, las corrientes ascendientes son fuertes, resultando en la formación de nubes tipo cumulomimbos. El enfriamiento desde baja cotas incrementa la estabilidad de una masa de aire, y ekl calentamiento desde baja cotas la decrece.

Fig 5 Movimientos de masa de aire de diferentes áreas

6. Frentes

Cuando una masa de aire se desplaza de la región donde se ha producido y toma contacto con otras masas de aire que tienen diferente humedad y temperatura, la frontera entre ambas masas se llama frente. Los frentes conllevan frecuentemente tiempo peligroso. Un cambio en la direccón del viento siempre se asocia al paso de un sistema frontal.

Un frente frío separa una masa de aire frío, denso y estable en avance, de un área de aire caliente, poco denso e inestable (Ver Fig 6). Debido a su mayor densidad, el aire frío se mueve a lo largo de la superficie y fuerza que el aire caliente, menos denso, ascienda.

 

Fig 6 Frente frío avanzando

Los frentes fríos de rápido avance son provocados por sistemas de alta presión localizados detrás del frente. Este tipo de frente fuerzan que el aire caliente ascienda rapidamente, lo que conlleva un desarrollo de nubes vertical a lo largo de un zona frontal estrecha. Si hay humedad suficiente se puede formar mal tiempo (severo) en la parte frontal del frente.

Los frentes fríos de lento avance producen nubes detrás de la superficie del frente. Cuando este ipo de frente entra en contacto con aire estable se pueden formar nubes tipo estratos detrás de él.


7. Meteorología de altas altitudes 

La tropopausa, la cual es la frontera entre la troposfera y la estratosfera, está entre 24000 pies MSL cerca de los polos, y los 50000 pies MSL en el ecuador. Para condiciones ISA, esta altura sería 36000 pies MSL. Y desde esta altura hasta 66000 pies la temperatura permanece constante en -57ºC.

Los Jet Streams están embebidos en la zona de fuertes vientos del oeste que circulan por la tropopausa. Un jet stream es una nada estrecha de vientos de alta velocidad que alcanza su mayor velocidad cerca de la tropopausa. Tipicamente, sus velocidades quedan definidas entre 50 y 240 nudos.  Los jet streams ocupan varios miles de millas de largo, cientos de miles de millas de ancho, y unas pocas millas de grosor (Ver Fig 7). La fuerza y localización de un jet stream es normalmente fuerte y cercano al norte en verano. Durante el invierno, el jet stream se desplaza hacia el sur y decrece su velocidad.

Fig 7 Representación gráfica de un Jet Stream

Fig 8 Predición de áreas de turbulencia de un Jet Stream

Aunque los Jet Streams pueden proporcionar vientos beneficiosos cuando se vuela del oeste al este, pueden se asociados con fuertes turbulencias (ver Fig 8). La planificación de vuelo adecuada reduce los tiempo de vuelo y reducen el consumo de combustible.

 

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