Aerología – Meteorología
Texto de sondeos En ese documento en la página 31 empieza a explicar los sondeos punto por punto
Elementos que conforman esto: presión, temperatura, humedad, dirección del viento e intensidad del viento.
La temperatura está causada por el choque de las partículas atómicas del aire. La temperatura disminuye de forma líneal con la altura. Adiabático significa sin intercambio de calor, y disminuye 1º por cada cien metros de altura. Si hablamos de aire condensado, para el descenso de la temperatura se cumple la norma de adiabática saturada y el ritmo de enfriarse sería entre 0,4 y 0,8.
Es lo que se conoce como adiavática saturada. El descenso de la temperatura con la altura varia dependiendo de las masa de aire que formen parte de la atmósfera en ese punto. Puede haber capas que se mantiene la tª, isoterma. Donde aumente la tª, una inversión térmica. Una cosa es en el laboratorio, y otra cosa es el estado de la atmosfera.
La temperatura y la presión interrelacionan, disminuye la presión disminuye la temperatura.
El agua tiene vapor de aire disuelto, inholoro, incoloro. Podemos analizar la humedad de manera relativa se expresa en % o humedad absoluta que se expresa en gr/m3. Cuando se produce condensación libera calor.
El viento se produce por las diferencias de presión.
Los anticiclones tienden a tender mucho, y las depresiones tienden a desaperecer.
El aire tiene la cualidad de que con diferentes características no le gusta mezclarse.
La evaporación absorbe calor.
Mayor diferencia de presión más viento. Por la rotación de la tierra, aparece el efecto coriolis.
El aire cálido tiene la capacidad de acoger mayor cantidad de vapor de agua.
Si variamos la temperatura, va a variar el punto de condensación. Cuando masa de aire se va enfriando y llega un punto en el que la temperatura baja lo suficiente como
minuto 12
Brisas
Brisa de ladera, vientos ascendentes o anábaticos, en las horas de insolación.
La suma de la brisas de ladera producirá la brisa de valle. La configuración de altas y las bajas presiones reforzarán o atenuarán la brisa de valle.
Turbulencia
De estela, cizalladura y de obstáculo que depende del viento. La fuerza de la turbulencia aumenta exponencialmente al cuadrado respecto al aumento del viento. Depende de la forma y del tamaño del objeto.
Indicadores del viento.
Tipos de nubes. Tipo advectivo, estrato, tipo convectivo, cúmulos.
0,65 º / 100 metros enfriamiento promedio
1º adiabático seco
0,4-0,8 º saturado
Contenido sobre movivientos verticales del aire/inestabilidad/procesos adiabáticos en este enlace de la web Esukadi.eus
ALGUNAS NOCIONES SOBRE EL MEDIO EN QUE VOLAMOS
LA ATMÓSFERA
Es la capa de aire que envuelve a la tierra y su espesor es de unos 500 km. . Dentro de ella, el aire se organiza en diversas capas superpuestas con distintas características. Estas diferencias, especialmente de temperatura y presión, son precisamente las que mantienen a cada capa bien diferenciada de
las restantes, de forma que cada una de ellas cumplirá con una misión específica, como por ejemplo, filtrar las radiaciones solares nocivas o evitar que el calor escape al espacio.
La atmósfera no tolera grandes diferencias entre las masas de aire que hay en su interior, por lo que continuamente corrige los desequilibrios que se producen actuando como un verdadero regulador de temperatura y presión . Para ello, el aire circula siempre desde las zonas de mayor presión a las de
menos, así como desde las zonas más frías hacia las más cálidas, produciéndose movimientos de aire de tipo convectivo ( o vertical ),y advectivo ( u horizontal ).
Sus capas:
Troposfera. Es la capa mas inferior de la atmósfera y en la que se desarrollan todos los fenómenos aerológicos y meteorológicos que afectan el vuelo de cualquier planeador. Su espesor va desde los 5 a los 25 km., dependiendo de la época del año ( mayor grosor por dilatación en verano que en invierno ), la latitud ( mas gruesa en el ecuador que en los polos por una mayor dilatación por calentamiento, así como por acción de la fuerza centrifuga de la rotación terrestre, mas fuerte también en el ecuador ). Su temperatura va desde los 15oC de media a nivel del mar, hasta los -50oC en el límite superior
Tropopausa. Capa intermedia entre la troposfera y la estratosfera. Su temperatura se mantiene constante a -56o C, lo cual la convierte en una auténtica tapadera para la troposfera bloqueando los movimientos convectivos o verticales de las masas de aire.
Estratosfera. Su grosor va de los 25 hasta los 50 km. La temperatura de la misma asciende desde los -50o en su límite inferior, hasta los 0oC en el superior. Esta capa de aire se caracteriza por su gran estabilidad, y tan solo acoge movimientos de aire de tipo horizontal o de advección. En su límite
inferior se generan las potentes corrientes de chorro, auténticos motores de la circulación del aire.
Estratopausa. Capa intermedia entre la estratosfera y la mesosfera.
Mesosfera o Ionosfera. Su grosor va desde los 50 a los 85 km., y su temperatura desciende desde los 0oC hasta los -90oC. Debido a esta diferencia de temperatura existen movimientos verticales de aire en esta capa, y es la zona donde encontramos la capa de ozono que filtra la radiación ultravioleta del
sol.
Mesopausa. Capa intermedia entre las mesosfera y la exosfera o termosfera. Altura de 85 km. y temperatura de -90oC.
Exosfera o termosfera. Su grosor va desde los 85 hasta los 500 km. En esta capa la temperatura asciende hasta los 2000oC, aunque las moléculas de aire se encuentras tan dispersas que esa temperatura no es perceptible, y sí lo es la del frío del espacio exterior.
VARIACIONES DE LA TEMPERATURA EN LA TROPOSFERA.
Se sabe que la temperatura del aire desciende en la troposfera hasta los -50o a medida que gana altura debido a una disminución de la presión, de la densidad del aire, así como por el menor efecto de la gravedad. La media del descenso de temperatura en la atmósfera hasta la tropopausa es de
0,6oC/100m. Sin embargo, este descenso no se produce de forma simétrica o regular, sino que presenta ciertas variaciones debidas a la altura, la presión y la carga de humedad que contenga el aire.
Estamos acostumbrados a considerar que cuando una masa de aire caliente asciende va perdiendo temperatura paulatinamente como consecuencia de la fricción e intercambio de calor con el aire circundante más frío. Sin embargo, esta no es la única causa que hace que se produzca este descenso de temperatura con la altura, existen también causas de tipo físico en las que se produce un enfriamiento sin que haya intercambio de calor, y en este caso estaremos hablando de DESCENSO O GRADIENTE ADIABÁTICO, que como veremos a continuación puede ser SECO o SATURADO.
Si la temperatura desciende al ritmo de 1oC/100m., estamos ante un gradiente adiabático seco. Este tipo de descenso se explica de acuerdo a un principio físico por el cual una masa de aire aumenta su temperatura si es comprimida, en tanto que si se expande, disminuye. Aplicando esto al campo de
la práctica, la masa de aire en elevación se expande debido a que la presión que soporta es menor con la altura. Como consiguiente, su temperatura también desciende debido a que la fricción de las moléculas de aire es menor, pero atención, no hay intercambio de calor, la disminución de la
temperatura durante el ascenso obedece al efecto de una menor presión.
Pero si el descenso de la temperatura es menor al estándar, es decir, se pierde menos de un grado por cada 100 m., estamos ante un gradiente adiabático saturado. Esto se explica porque si la ascendencia tiene suficiente humedad para condensarse, llega un momento en que el descenso de
temperatura produce la condensación de esa humedad relativa, que justo en ese momento, será de un 100% . Es el punto de rocío . A partir de este momento esta masa de aire que comienza a condensarse continuará con su ascenso, e incluso se verá reforzado, pero sin embargo, su ritmo de
enfriamiento será menor, y ya no lo hará como hasta ahora a razón de 1oC/100m., sino que lo hará más despacio, a un rango de entre 0,4 y 08o/100m. Esto se explica porque el paso de gas a líquido es una reacción que libera calor, de ahí que se refuerce su flotabilidad o velocidad de ascenso, pero se ralentiza su ritmo de enfriamiento.
En conclusión, un gradiente adiabático es seco, y disminuye a razón de 1oC/100m de forma inalterable, hasta el momento que la disminución de temperatura con la altura no obligue a la humedad contenida en la masa de aire a condensarse, en cuyo lugar estaremos hablando de un gradiente adiabático saturado, y se romperá el ritmo de ascenso incrementándose éste, al tiempo que decrecerá el ritmo de enfriamiento de la masa de aire en ascenso hasta los 0,6oC/100m
Si el ritmo de descenso de la temperatura es mayor al estándar estaremos ante un descenso superadiabático.
Si la temperatura se mantiene estable con la altitud estaremos ante un isotermia.
Si la temperatura no disminuye sino que aumenta con la altura, hablaremos de una inversión térmica. Si esta capa es lo suficientemente gruesa, actuará como una auténtica tapadera que detenga cualquier ascendencia que llegue a su nivel.
El descenso promedio o descenso adiabático de la troposfera tomando media las dos adiabáticas ( seca y saturada ), es de 6oC/ 1000m., o lo que es lo mismo, de 0,6oC/100m.
LA CIRCULACIÓN GENERAL DEL AIRE
Es algo sencillo de explicar, pero que sin embargo entraña una gran complejidad, debido sobre todo a que el sol no actúa de forma homogénea en todo el planeta, sino que su efecto depende de los mares, los continentes, las cordilleras, las horas del día, el día y la noche, la latitud, y la propia rotación
terrestre.
Tomando el ecuador como punto de partida para la explicación del fenómeno, la circulación general del aire se desarrolla de forma que el calentamiento solar de las zonas ecuatoriales produce la elevación de grandes masas de aire ( convección ). Una vez que este aire se ha acumulado en grandes cantidades en el límite superior de la troposfera ( que como hemos visto actúa como una tapadera), el excedente comienza a desplazarse horizontalmente hacia los polos ( advección ) . En este camino, y mucho antes de llegar al polo comienza a enfriarse, y desciende de nuevo. A partir de ese momento una parte del aire regresa hacia el ecuador para rellenar el vacío dejado ( dando lugar al viento Alisio ), y otra parte continua su camino desplazándose hacia el polo por la superficie del mar, cargándose de humedad hasta llegar al cinturón o frente polar.
Mientras, en los polos también se produce un movimiento similar pero a la inversa, es decir, el aire frío y pesado en el polo se acumula y desciende desplazándose después a nivel superficial hasta latitudes medias. Aquí y entorno al paralelo 60, el aire templado y húmedo entra en colisión con las masas
de aire frías y secas que descienden procedentes del polo, dando lugar a la formación del FRENTE POLAR, que es una imaginaria línea ondulada en ambos hemisferios donde estas masas de aire cálido ( procedente del ecuador ) y frío ( del polo ) colisionan entre si, aunque nunca se mezclan totalmente,
sino que friccionan tangencialmente, de forma que el aire caliente cabalga sobre el frío ascendiendo al tiempo que se enfría. De nuevo arriba, vuelve a acumularse y comienza otra nueva advección y posterior descenso para cubrir los vacíos , tanto hacia el polo, como hacia el ecuador.
Todo esto se complica un poco más debido al efecto de la rotación terrestre, o efecto Coriolis, que hace que el frente polar se ondule por la fricción tangencial entre las dos masas de aire , y convirtiéndose en una auténtica «fabrica de borrascas». Este fenómeno se repite de forma simétrica en ambos
hemisferios .
EL EFECTO CORIOLIS.
Aplicado a la explicación anterior supone la aplicación de la fuerza centrífuga proveniente de la rotación terrestre ( de W a E ) a las masas de aire en movimiento que hemos descrito anteriormente ( ecuatoriales, tropicales y polares ), y que producen una desviación de la circulación de estas masas, hacia la derecha en el caso del hemisferio Norte, y hacia la izquierda en el hemisferio Sur. Si nos situamos sobre el hemisferio norte, esto se materializa en un circulación tangencial con orientación NE en el caso de las masas que ascienden desde el ecuador hacia los polos, y SO en el caso de las que se desplazan desde el polo con dirección hacia el ecuador. O lo que es lo mismo y de forma más sencilla, cualquier corriente de aire que viaje que viaje de ecuador a los polos o viceversa, será desviada por el efecto Coriolis, hacia la derecha en el caso del hemisferio Norte, o hacia la izquierda en el caso del hemisferio Sur.
El efecto Coriolis se ve afectado por el gradiente vertical ( o disminución de la velocidad del viento con la pérdida de altura debido a su carácter viscoso y la fricción de éste con los elementos del relieve ). Hasta tal punto es así, que por ejemplo un viento meteo que a 6000 m. presenta una orientación
determinada, a menos altura puede variar dicha orientación, y a nivel de superficie puede volver producirse un nuevo cambio presentando una orientación inversa a la original debido al rozamiento con la superficie del suelo en movimiento, y a la influencia del relieve y el calentamiento por el sol de las mismas.
En este sentido, hay que decir que los mapas isobáricos de superficie presentan la intensidad y orientación del viento a alturas medias, donde la fricción con el relieve juega un importante papel, de forma que miles de metros más arriba, la situación puede ser muy diferente .
Hay que señalar también que este efecto es mas evidente en el ecuador que en los polos, debido a que la velocidad de rotación es mayor y por lo tanto, la fuerza centrífuga. Por ese motivo el grosor de la atmósfera es mayor en este punto.
ANTICICLONES Y DEPRESIONES
Son áreas donde podemos encontrar, bien presiones más altas de la media, en cuyo caso estaremos hablando de ANTICICLONES, o bien zonas donde la presión es inferior a la media, o DEPRESIONES. De forma general, la presión a nivel del mar es de 1013 mb, por lo que una presión por encima
de los 1013 mb es un anticiclón, en tanto que por debajo de este valor estaremos hablando de una depresión. Los anticiclones son centros de altas presiones, son amplios y se mueven despacio
producen gran estabilidad , las capas de aire se estratifican quedando abajo las más frías y encima otras más cálidas, generando así sucesivas capas de inversión si llevan mucho tiempo instalados bloquean los movimientos convectivos y por lo tanto la formación de grandes cúmulos
en verano, su estabilidad refuerza las brisas o vientos locales, en tanto que en invierno producen bancos de niebla a cotas bajas nunca se disipan o desaparecen, tan solo se desplazan, por lo que resultan externos.
la presión aumenta desde la zona exterior hacia el interior del anticiclón, siendo su centro el punto de mayor presión el movimiento de las masas de aire dentro de los anticiclones diverge, es decir, va desde su centro ( mayor presión) hacia el exterior (menor presión ). El aire desciende de las capas superiores hacia el suelo ( SUBSIDENCIA), y después se expande desde el centro hacia el exterior. Si además consideramos el efecto de la rotación terrestre ( efecto Coriolis ), tenemos como resultado que el viento dentro de los anticiclones circula en el sentido de las manecillas de un reloj suelen estar formados por masas de aire pesadas y estables, y su origen más típico es, en el caso del anticiclón de las Azores, el descenso de este aire pesado desde las capas altas a la superficie, debido a su propio peso, y en el caso del anticiclón Siberiano, por estancamiento en superficie de este tipo de aire.
Las depresiones son centros de bajas presiones se mueven con rapidez
debido a la falta de presión, generan gran inestabilidad y pueden tener efectos devastadores en forma de tifones y ciclones tropicales les acompañan a menudo nubes, lluvias y fuertes vientos
tienen una vida corta, pero muy intensa la presión desciende desde el exterior de la borrasca hacia su interior, por lo que el centro de la misma es el punto de menor presión y máxima inestabilidad
el las depresiones, el aire converge desde las zonas exteriores ( de mayor presión ) hacia el interior ( con una menor presión ), y cuando se aproxima al centro tiende a ascender hacia capas mas altas debido precisamente a esa menor presión. El efecto Coriolis provoca en este caso que el viento circule en sentido opuesto a las manecillas de un reloj.
Sin embargo, no todas las depresiones son iguales, podemos diferenciar 3 tipos:
Las borrascas.
Las borrascas tiene su origen en los vértices de las ondulaciones del frente polar, y dan lugar en su formación y desarrollo a dos frentes de distintas características, uno frío y otro cálido. Ambos giran alrededor de un mismo eje, esto es, el centro de presiones de la borrasca.
El choque en el frente polar de masas de aire templado y húmedo que ascienden desde el ecuador, con masas de aire frío que descienden del polo, genera un efecto «cuña», donde el aire frío y pesado desplaza con fuerza hacia arriba a las masas de aire cálido. Si a esto añadimos la
ondulación del frente polar debido al efecto Coriolis, tendremos una línea donde continuamente se estarán generando borrascas que maduran en ese frente hasta abandonarlo para comenzar su viaje. Geográficamente y considerando el ejemplo del hemisferio Norte, las borrascas se originan
cerca de Islandia, después descienden hasta que se topan con el anticiclón de las Azores, al cual rodean por el Norte y son catapultadas hacia Europa, que atraviesan debilitándose poco a poco hasta que se topan con el anticiclón siberiano, donde terminan por desaparecer.
Toda borrasca, además, lleva asociada dos frentes, uno cálido y otro frío.
El frente cálido.
El frente cálido tiene su origen en esas masas de aire templado y húmedo que provienen de la zona tropical. Es la mas clararepresentación de una borrasca tal y como estamos acostumbrados a percibirla. Su plasmación a efectos prácticos da lugar a la formación de grandes nubes estratificadas o planas, bajas y cargadas de lluvia, las cuales barren amplias extensiones y dejan lluvia en abundancia a su paso.
El paso de estos frentes a menudo es lento ( unos 30 Km/h) , y su llegada puede ser prevista con días de antelación mediante la aparición de algunas señales visuales en forma de nubes ( cirros-cirrostratos-altostratos-altocúmulos y nimbostratos ), así como en un empeoramiento
paulatino de las condiciones de vuelo, y del tiempo en general. Tras el paso del frente, suelen establecerse vientos templados y muy estables de componente S – SO.
El frente frío
Se produce por la irrupción brusca de aire frío desde las capas altas. Este aire frío, levanta con brusquedad al cálido en superficie generando con ello un forzoso movimiento de convección que da lugar a nubes de gran desarrollo vertical. Su avance es más rápido que el del frente cálido ( unos 50 Km./h ) y barre hasta alcanzar al mismo, dando lugar a un frente ocluido. Su tarjeta de presentación son las tormentas, que se forman de forma rápida y sin avisar, produciendo lluvias localmente intensas, irregularmente repartidas, y vientos locales muy intensos y de dirección variable. Tras el paso de estos frentes, la temperatura baja y la dirección de viento suele ser de NO.
El frente ocluido.
Los dos frentes anteriores acompañan a las borrascas y giran en torno a su centro, de forma que el frente frío, con un avance más rápido, va en busca del frente cálido. Cuando éste es alcanzado, se produce una oclusión o neutralización de estos movimientos de las masas de aire,
dando lugar a una situación de gran estabilidad donde al aire frío queda en la parte inferior, y el cálido sobre éste. La oclusión comienza antes en el centro o núcleo de la borrasca, que en sus zonas más externas, debido a que la distancia entre ambos frentes es en ese punto inferior.
¿ por qué se produce esta neutralización o estabilización ?
Las líneas de frente de una borrasca, en realidad separan masas de aire de diferentes características. El frente cálido separa la masa de aire frío que tiene delante de la masa de aire cálido que tiene detrás. El frente frío separa la masa de aire cálido que tiene delante de la de aire
frío que tiene detrás. Un frente ocluido se forma en el momento en el que el frente frío alcanza al cálido y las masas de aire de características similares se juntan dando lugar a un situación de estabilidad atmosférica donde las capas de aire frío y pesado quedan abajo, y las de aire más
templado encima. Esta situación de estabilidad reduce los movimientos convectivos o verticales del aire, y su aparición es signo de decrepitud de una borrasca que da sus últimos coletazos de vida antes de desaparecer del todo.
Los ciclones tropicales.
Son depresiones que tienen su origen en los mares intertropicales, donde se evaporan y ascienden grandes cantidades de agua del mar, que a medida que se desplazan hacia capas altas dan lugar a la formación de enormes masas nubosas que cada vez giran con más violencia
debido al efecto Coriolis, y que al acercarse a las costas o el continente (más fríos) dejan lluvias torrenciales y vientos muy fuertes que pueden tener efectos devastadores.
Afortunadamente, muchas de estas borrascas son neutralizadas por la corriente del golfo de Méjico, que las dirige hacia Europa a través del Atlántico, donde pierden fuerza y se mezclan con otras borrascas.
Hablaremos de un huracán si se produce en el Caribe, o de un tifón si se produce en el sudeste asiático.
Las bajas térmicas
Son depresiones que tienen un origen local y que se generan por un fuerte y continuado calentamiento continental o marítimo. Esto produce una elevación de las masas de aire, que si se topan el altura con una llegada de aire frío y procedente del N , darán lugar a tormentas en
el continente, y a gotas frías en las zonas costeras.
Una manera muy sencilla de saber dónde está el anticiclón, y donde la borrasca, es colocándonos frente al viento en un lugar llano y sin obstáculos, de manera que nuestro brazo izquierdo siempre apuntará al anticiclón, y el derecho hacia la borrasca.
Interpretación de los mapas isobáricos
Un mapa isobárico representa la situación de la atmósfera en la superficie de la tierra, por esta motivo también se denomina mapa de superficie. Las isobaras son las líneas de color blanco que representan la presión atmosférica. Una isobara une aquellos puntos que tienen la misma presión.
Estas líneas también nos muestran de forma aproximada, la dirección del viento, y cuanto más juntas estén, mayor será la intensidad del viento.
Los anticiclones, o altas presiones, están asociados a tiempo estable, y se representan con una A.
Las borrascas, o bajas presiones, por el contrario están asociadas a tiempo inestable y se representan con una B.
Los frentes.
los mapas isobáricos, además, nos muestran los frentes. Los de color azul son los frentes fríos, los rojos son los cálidos, y los de color morado
representan los frentes ocluidos.
EL FRENTE POLAR.
El frente polar podría ser imaginado como una línea divisoria que separa las masas de aire tropical ( cálidas ) y las de aire polar ( frío ) .
Esta línea, debido al efecto Coriolis ( provocado por la rotación terrestre ), no es frontal sino tangencial. La corriente templada o cálida circula hacia el noreste, y la fría y seca hacia el suroeste. La fricción de las masas de aire a ambos lados de la línea produce ondulaciones donde la presión disminuye y crea
unos vértices que serán los centros de las borrascas.
Alrededor de estos centros de bajas presiones, el aire gira en sentido anti-horario y donde el aire cálido empuja hacia arriba al frío, mientras que el frió, más rápido, actúa como una cuña desplazando y levantando al aire cálido, y todo ello ocurre alrededor del eje central de la borrasca. Este fenómeno se
produce de forma simétrica en ambos hemisferios.
FORMACIÓN, DESARROLLO Y FINAL DE LAS BORRASCAS
EL VIENTO
Como ya se ha señalado anteriormente, dentro de la atmósfera se producen continuamente desequilibrios de presión y temperatura entre los
diferentes lugares del planeta. El viento, es el principal mecanismo que la atmósfera pone en marcha para corregir dichos desequilibrios. De forma general,
el desplazamiento de las masas de aire, o lo que es lo mismo, del viento, siempre se produce desde las zonas más frías a las más cálidas ( para rellenar el
vacío dejado por la ascensión del aire cálido ), o desde las zonas de alta presión, hacia las de baja presión. Y todo esta nivelación se hará mediante
movimientos o desplazamientos de masas de aire de tipo vertical ( convección ), u horizontal ( advección ).
Sin embargo, no todos los vientos son iguales, ya que podemos diferenciar entre vientos geostróficos, que son aquellos que funcionan a un nivel planetario o a gran escala, para compensar los grandes desequilibrios de presión, y vientos locales o brisas, que se producen a una escala menor con el mismo objeto, pero que se ven influidos por la fricción con el relieve, y la forma en que éste encauza los vientos para corregir esos desequilibrios de presión que se producen a menor escala. Así, la brisa o viento local puede reforzar los efectos del viento meteo, desviarlos, e incluso neutralizarlos.
El vuelo de cualquier planeador se desarrolla influido a partes iguales por ambos tipos de viento, es decir por el viento meteo o geostrófico, y por el viento local o las brisas, siendo la resultante de ambos lo que llamamos el viento REAL.
TIPOS DE NUBES.
De forma genérica y en orden a su altura, podemos establecer tres tipos de nubes:
Nubes bajas:
Estratos. Son las más bajas y pueden estar pegadas al suelo, como es el caso de los bancos de niebla. Su base se situa desde los 50 m. a los 2.500m. Su espesor es delgado
Nimboestratos. Son las nubes de lluvia por excelencia, de color negruzco o grisáceo y sin forma específica. Su base esta 1000 m., pero su techo puede llegar a los 7.000 m.
Cúmulos. Nubes de desarrollo vertical ( convectivas ) de contornos bien definidos y brillantes, bases planas en su etapa de formación, y forma de coliflor. Son ideales para el vuelo libre y delatan una buena actividad térmica. Su base esta entre los 1.000 y los 3.000 m., aunque en determiandas épocas en determinadas zonas la base puede estar mucho más arriba.
Cumulonimbos. En realidad se trata de cúmulos con un grandísimo desarrollo vertical, propias de frentes fríos que generan grandes tormentas.
Su base es plana y oscura, y su techo suele tener forma de gran yunque. Delatan potentísimas ascendencias y fuertes turbulencias. Volar en estas condiciones es muy peligroso, por lo que lo mejor es dirigirnos rápidamente al aterrizaje. Su base esta en torno a los 1.500 m. y su techo puede llegar a los 6, 10, o incluso 20.000 m. en zonas ecuatoriales.
Nubes medias:
Estratocúmulos. Tienen el aspecto de cúmulos soldados o estratificados y no suelen producir lluvia. No tienen gran desarrollo, y su base esta
alrededor de los 2.500-3.000 m.
Altoestratos. Es una capa nubosa de aspecto grisáceo que suele oscurecer y filtrar la luz del sol sin llegar a taparlo completamente. El sol se
sigue apreciando, pero velado. Pueden llegar a producir alguna lluvia débil, y son señal de que el tiempo va a empeorar. Base a 3.000 m, y techo a unos 5.000 m
Altocúmulos. Cúmulos irregulares grandes y bien definidos de aspecto blanco-gisáceo formando un amontonamiento irregular. Indican
inestabilidad y si aparecen por la mañana en verano señalan el riesgo de tormentas por la tarde. Base a 3.500, y techo a unos 5.000.
Nubes altas:
Cirrostratos. Es un tenue velo apenas apreciable si no fuera porque genera un halo o áurea alrededor del sol. Base a 6.000 o 7.000.
Cirrocúmulos. Cielo aborregado, pero compuesto esta vez por un manto de pequeños cúmulos a gran altura, no tan bien definidos como los
altocúmulos, y que a menudo acompañan a los cirros. Señalan turbulencia y cizalladura. Su base esta a 7 u 8.000 m.
Cirros. Son haces blancos y fibrosos como crines de caballo situados a gran altura y formados por cristales de hielo. Preceden al frente cálido y su base esta a 6 u 8.000 .
También podemos encontrar otro tipo de nubes en función de la forma que presentan:
de rotor. Son nubes sin una base determinada y con aspecto de remolino. Nos indican la existencia de fuertes turbulencias. Suelen producirse en las ondas de montaña, así como en el sotavento de laderas frondosas de vegetación, donde las brisas que ascienden cargadas de humedad por este lado son aspiradas por el viento fuerte que asciende y rebasa la cresta por el barlovento.
de rodillo. Son nubes en forma de rodillo y avanzando a veces muy cerca del suelo. Típicas del fenómeno de «Morning Glory» ( leer ), o en las inmediaciones de una tormenta.
lenticulares. Son nubes de estancamiento con forma de lenteja que nos muestran la existencia de fuertes vientos a su nivel. Tienen la peculiaridad de que a pesar de que el fuerte viento moldea y afila su forma, parecen permanecer estáticas en el aire. Esto es debido a que se forman y disgregan continuamente cuando el aire asciende por encima de su nivel de condensación, y desciende por debajo de dicho nivel.
También podemos encontrar nubes lenticulares en las ondas de montaña, dando lugar a altocúmulos lenticulares, o estratocúmulos lenticulares,
según su altura. También los encontraremos en los sotaventos de las laderas afectadas por el viento de puerto, o efecto Foëhn formando auténticas
barreras ( muros de Foëhn ) pegadas al sotavento de la montaña expuesta.
de bandera. Tienen forma de penacho o estela, y aparecen en los sotaventos de los picos nevados, especialmente si están nevados.
Incluso podríamos diferenciar entre distintos tipos de cúmulos
Tipos de cúmulos.
fracto cúmulos. Son cúmulos pequeños, y suelen ser al paso previo a la formación de un verdadero cúmulo, el cual arranca a partir de la condensación y compactación de éstos. También se presentan al final de la vida del cúmulo, y son aquellos pequeños cúmulos rotos e informes que
aparecen cuando ya el cúmulo principal se disgrega y desaparece.
cúmulo húmilis. Se trata de un cúmulo de apenas unos cientos de metros de desarrollo vertical.
cúmulo mediocris. Este cúmulo ya tiene un mayor desarrollo vertical. Se puede advertir que la base ya se presenta oscura, y su parte más alta blanca y brillante, en forma de coliflor.
cúmulo congestus. En un grado de desarrollo previo a la tormenta, y podemos apreciar ya fuertes movimientos convectivos.
cúmulonimbus. Su desarrollo es enorme y puede llegar hasta los límites superiores de la troposfera. Suelen adquirir forma de gran yunque
en su parte superior y es indicativo de que la tormenta esta ya madura.
Cirros.
Alto-cúmulos observados desde un avión.
Nubes situadas a gran altura y en forma de haces blanco y sedosos
Cúmulos irregulares a gran altura formando un amontonamiento
Cirrocúmulos
Estratocúmulos.
Son cúmulos soldados o estratificados, con aspecto algodonoso, base más irregular y sin demasiado desarrollo vertical ( más anchas que altas )
Son un amontonamiento de nubes en forma de pequeñas bolas de algodón dispuestas de forma regular formando un manto o losa.
Desarrollo vertical de un cúmulo de origen térmico. Formación de nubes lenticulares.
Su desarrollo vertical es ya mayor que su base, como puede apreciarse, por lo que la térmica bajo la nube será muy potente. PRECAUCIÓN. En este caso, el paso de un frente se ve roto por la irrupción de fuertes vientos, que abren claros y comienzan a moldear las nubes en forma lenticular.
Cumulonimbus
Tienen su origen en una baja térmica que puede crear enormes nubes de tipo convectivo que se eleven hasta el límite superior de la estratosfera. Dan lugar a fuertes lluvias y granizos, y son más propias del verano. NI ACERCARSE ¡¡.
Nimbostratos.
Irrupción de un frente con nubes de lluvia oscuras, informes y de gran espesor.
Estratos
Nubes bajas y pegadas al suelo causantes de los bancos de niebla.
NIVEL DE CONDENSACIÓN, HUMEDAD RELATIVA Y PUNTO DE ROCÍO
Son tres conceptos que conviene distinguir muy bien.
El nivel de condensación es la ALTURA a la cual la humedad contenida en una masa de aire en ascenso, se condensa y da comienzo a la formación de una nube. Este nivel o altura de condensación depende de la cantidad de humedad que transporte el aire, así, en zonas húmedas, donde el aire tiene una importante carga de humedad, el nivel o altura a la que se producirá la condensación será inferior al de otras zonas más secas, donde la masa de aire más seco necesitará tomar más altura para poder condensarse y formar la nube, o incluso, no ser capaz de formarla.
El punto de rocío es la TEMPERATURA a la cual se produce la condensación.
La humedad relativa es la PROPORCIÓN DE HUMEDAD QUE CONTIENE EL AIRE CON RESPECTO A SU PUNTO DE SATURACIÓN, y NO la proporción de humedad que contiene una masa de aire.
LOS NÚCLEOS DE CONDENSACIÓN.
Para que se produzca una condensación necesitamos una masa de aire con un cierto grado de humedad, alcanzar una temperatura que favorezca esta reacción, así como la existencia de PARTÍCULAS SÓLIDAS EN SUSPENSIÓN que sirvan de soporte para que se forme esa condensación en forma de gotas de agua o cristales de hielo. Normalmente, estos núcleos de condensación están compuestos por partículas de polvo, polución o cristales de sales marinas procedentes de la evaporación del agua del mar. Si nos encontramos con un aire demasiado limpio o puro donde no abunden partículas en
suspensión, será difícil que se produzca la condensación, e incluso puede darse el caso de que estando el aire completamente saturado de humedad, no se produzca ninguna nube.
LA CURVA DE ESTADO.
Son unas gráficas que se obtienen a partir de una serie de «pruebas de campo» que incluyen la suelta de globos sonda, y que nos permiten conocer cuales van a ser las condiciones de vuelo que vamos a encontrarnos durante el día en una determinada zona. Gracias a ellas conoceremos datos como las temperaturas a diferentes niveles, las capas de inversión que hay, la mayor o menor inestabilidad que habrá, e incluso, la capacidad de la masa de aire para dar lugar a fenómenos tormentosos. Son el mejor instrumento para analizar las condiciones de vuelo de una zona.
La gráfica dispone de dos ejes, en el eje horizontal vienen representadas las temperaturas, y en el vertical, la altura. Contra mayor sea el diferencial de temperaturas con la altura, mayor será la verticalidad de esta curva, y por tanto mayor la inestabilidad con que nos encontraremos. En este caso las térmicas podrán ascender muchos metros antes de llegar a su nivel de equilibrio y detenerse. Por el contrario, si el diferencial de temperatura con la altura es pequeño, la curva mostrará una pendiente mucho menor y la estabilidad será mayor.
Elementos que muestran las curvas de estado
A parte del nivel de condensación, el punto de rocío, humedad relativa y temperatura del aire, tenemos: temperatura de disparo. Es la temperatura sobre el suelo a la cual la actividad térmica supera o rompe la inversión nocturna, siendo plenamente aprovechable para el vuelo.
Inicio de la convección. Es la hora de inicio en que la actividad convectiva es aprovechable para el vuelo térmico.
Nivel de equilibrio. Es la altura a la que cualquier ascendencia que proviene del suelo se detendrá como consecuencia de toparse con una capa de aire de igual temperatura que la del interior de la burbuja térmica. Este nivel de equilibrio vendrá marcado por la existencia de inversiones o isotermias. Es muy importante relacionarlo con el nivel de condensación. Así, puede ocurrir que el nivel o altura de equilibrio se sitúe muy por encima del nivel o altura de condensación, en cuyo caso se podrán formar nubes de gran desarrollo vertical, o bien, que este nivel se situé por debajo del nivel de condensación y no se formen nubes, en cuyo caso hablamos de térmicas azules.
Desarrollo de la nubosidad. Esto dependerá en gran medida de la forma en que se sitúen el nivel de equilibrio y el nivel de condensación, así como la existencia y magnitud de las inversiones.
El riesgo de tormentas. El riesgo de tormentas aparece sobre todo cuando tenemos un punto de equilibrio a gran distancia o altura sobre el punto de condensación. Si además, las diferentes capas de inversión que pueda haber no son lo demasiado consistentes como para detener las más
fuertes ascendencias, y si además, no hay un viento meteo lo suficientemente fuerte para romper esas ascendencias, se formarán nubes de enorme desarrollo vertical que podrán dar lugar a tormentas.
Las inversiones térmicas. La curva de estado marca también la altura, espesor y potencia de las diferentes inversiones térmicas que pueda haber, y que son las causantes del bloqueo de la actividad convectiva.