Meteorología Aeronáutica. Masas de Aire, su origen

On noviembre 28, 2015, Posted by , in El mundo de la aviación, tags , With No Comments

 masas de aire

Meteorología Aeronáutica. Masas de Aire, su origen

Origen de las masa de aire.

Las masas de aire tienen su origen en las regiones manantiales, que son extensiones de superficie y clima uniforme y cuyas área supera los tres millones de kilómetros cuadrados. Las regiones manantiales coinciden con anticiclones estacionarios, donde el aire permanece casi inmóvil al menos durante una semana, adquiriendo las propiedades características de la zona.

Este es el caso de las islas Azores, donde se forma un conocido y famoso anticiclón, constituyendo un manantial oceánico.

Otras regiones manantiales son las que coinciden con los anticiclones de Siberia, Canadá, Sahara y Pacífico.

La adquisición de las características por parte de las masas de aire es un proceso lento, por lo que se forman en zonas donde se encuentran sistemas barométricos estacionarios, como el cinturón subtropical, Siberia, Norte de Canadá y ambos polos.

Meteorología Aeronáutica. Masas de Aire

On noviembre 21, 2015, Posted by , in El mundo de la aviación, tags , With 1 Comment

masas de aire

Meteorología Aeronáutica. Masas de Aire.

MASAS DE AIRE:

El concepto de masa de aire fue desarrollado en Noruega por los meteorólogos Bergeron y Bjerkness en los años 20 como parte de su teoría sobre el Frente Polar.

Definición de masa de aire
Una masa de aire se define como un volumen de aire de gran extensión cuyas propiedades físicas, sobre todo temperatura y humedad tienen, aproximadamente, los mismos valores sobre grandes distancias horizontales.

Su tamaño cubre por lo general centenares e incluso miles de kilómetros cuadrados, verticalmente puede alcanzar espesores de varios kilómetros, y sus caracteres los obtiene por el contacto prolongado sobre extensas áreas oceánicas o continentales con unas condiciones superficiales homogéneas, a las que se denomina regiones manantial o fuente.

La visibilidad en la Aviación

On octubre 31, 2015, Posted by , in El mundo de la aviación, tags , With 2 Comments

visivilidad aeronautica

La visibilidad en la Aviación.

Las limitaciones del vuelo visual (VFR)
Necesidad del piloto de ver muy lejos frente a si.
Por ejemplo un avión ligero vuela en crucero a 100 kt enfrentando un avión comercial a reacción en aproximación que vuela a 300 kt.

Si se pueden ver cuando están digamos a 4 millas náuticas (7.5 km) quedan 36 seg a los pilotos para evitar el choque.
Si la visibilidad se restringe digamos a 1 milla (1.8 km) les quedaría a los pilotos sólo 9 seg para evitarlo.

La visibilidad es evidentemente un elemento muy importante para el vuelo visual.

Niebla, bruma y calima en la aviación

On octubre 22, 2015, Posted by , in El mundo de la aviación, tags , With 1 Comment

Niebla, bruma y calima en la aviación.

Niebla, bruma y calima en la aviación.

La niebla es un conjunto de minúsculas gotitas de agua que entorpecen la visibilidad.

La niebla no es más que una nube a nivel del suelo.
Se dice que se trata de niebla, cuando la visibilidad está reducida a menos de 1 Km.

Si la visibilidad es superior a 1km pero menor que 10km, se la define como neblina.

Las nieblas, se clasifican según el proceso que les da origen en:

– Niebla de radiación.
– Niebla de advección.
– Niebla de evaporación- Humo de mar
– Nieblas frontales

Determinación de la base de una nube convectiva

On octubre 18, 2015, Posted by , in El mundo de la aviación, tags , With No Comments

nube convectiva

Determinación de la base de una nube convectiva.

Para determinar la base de una nube convectiva es importante conocer cuanta humedad le falta para que la masa de aire alcance la saturación, es decir para que se condense, valor que representa la humedad relativa. La humedad relativa en tanto por ciento tiene como valor en %: Hr = 100 x (presión de vapor efectiva/presión de vapor saturante).
Por tanto, se alcanzará la saturación cuando la presión de vapor efectiva sea igual a la presión de vapor saturante, que ocurrirá cuando la temperatura T descienda hasta la temperatura de saturación Td (temperatura del punto de rocío).
El gradiente de Td es aproximadamente de 2 °C cada 1.000 m y el de T (temperatura del aire no saturado) de 10 °C cada 1.000 m. Por tanto, como el inicio de la base de la nube coincide con la temperatura a la que la masa de aire alcanza la saturación (temperatura del punto de rocío), estableciendo la diferencia entre los gradientes de T y Tj; resultará que: Gradiente (T – TJ = (10-2) “C/1.000 m = 8 °C/1.000 m = 1 °C/125 m.

Las Nubes en Aeronáutica

On octubre 4, 2015, Posted by , in El mundo de la aviación, tags , With No Comments

nubes aeronautica

Las Nubes en Aeronáutica

Una nube es un conjunto o asociación, grande o pequeña, de gotitas de agua, aunque muchas veces también lo es debido a la temperatura, de gotas de agua y de cristales de hielo. La masa que forman se distingue a simple vista, suspendida en el aire, y es producto de un gran proceso de condensación. Una nube es la materialización física y visual del vapor de agua atmosférico que, al cambiar de fase (líquida o sólida) y agruparse, forma estructuras que cubren total o parcialmente el cielo.

La interacción de la luz solar con las gotitas y cristalitos de hielo hace que las nubes aparezcan, preferentemente, blancas, otras veces son grisáceas e, incluso, negras ante la vista. Estas masas se presentan con los más variados colores, aspectos y dimensiones, según las altitudes en que aparecen y las características particulares de la condensación.

Advección, radiación y expansión adiabática

On septiembre 21, 2015, Posted by , in El mundo de la aviación, tags , With 1 Comment

Advección, radiación y expansión adiabática

Advección

La atmósfera es un medio en donde los movimientos en masa se producen con facilidad, permitiendo así el intercambio de calor por movimientos verticales u horizontales.

A menudo se utiliza en meteorología el término convección para designar a los movimientos verticales, sin embargo, el valor de la velocidad de estos movimientos no excede, en general, a la centésima parte de la de los movimientos horizontales.

El movimiento horizontal se produce en general a gran escala y puede provocar el transporte de energía calórica desde las regiones tropicales hacia las zonas polares sobre distancias de miles de kilómetros.

Vientos locales, Föehn, brisas marítima y terrestre

Vientos locales, Föehn, brisas marítima y terrestre

Vientos locales, Föehn, brisas marítima y terrestre.

Vientos predominantes en la Península Ibérica

Debido a la difícil orografía de todas nuestras costas, y por supuestos, por estar bañadas por dos mares absolutamente distintos (Mediterráneo y Atlántico), es muy difícil hacer una explicación global de los vientos predominantes.

Si situamos nuestra península en la esfera terrestre, vemos que está situada en una zona poco ventosa (por ejemplo, no esta ni en zona de alisios ni de monzones), con vientos de velocidades medias que no superan los 50 km/h. (fuerza 6 Escala Beaufort), aunque en ocasiones los vientos racheados pueden llegar a 180 Km/h.(viento huracanado).

Viento de cizalladura en el despegue y aterrizaje

 cizalladura

Viento de cizalladura en el despegue y aterrizaje.

LA FUENTE DE LA CIZALLADURA

El flujo de aire de la capa límite atmosférica es normalmente turbulento en alguna medida, pero esta turbulencia no altera significativamente la trayectoria de vuelo del avión, teniendo en cuenta sin embargo que lo que es una variación inapreciable de la trayectoria de vuelo a una altura y velocidad considerables, puede ser peligroso cuando ocurre a bajas velocidades muy cerca del suelo en el despegue, en el aterrizaje.

La velocidad de los vientos de superficie esta cambiando constantemente; fluctuaciones de dirección de 20 grados o parecidas, cambios de velocidad del 25% por encima o por debajo de la media, ocurren a cada minuto.

En la inestable capa de superficie, las corrientes ascendentes de la térmicas se complementan con las corrientes descendentes provenientes de la parte superior de la capa, donde la velocidad del viento se aproxima al gradiente de viento (es decir, la dirección del viento varía de 20 a 30 grados desde el viento en altura a la superficie, y la variación de velocidad es mayor). El aire descendente retiene la mayoría de esas características cuando llega al suelo, de forma que una ráfaga reforzará y aumentará la velocidad del viento.

Relación entre isobaras y viento, ley de Buys Ballot

ley de buys ballot

Relación entre isobaras y viento, ley de Buys Ballot

La Ley de Buys-Ballot

1º Enunciado de Buys-Ballot

Afirma que la dirección del viento debe ser tangente a las curvas de isobaras en condiciones de atmósfera libre, es decir sin tener en cuenta los efectos del rozamiento .

Al final obtendremos que por término medio, el viento sopla con unos 15º a 20º grados de ángulo sobre la tangente a la curva de isobaras. En tierra como el efecto de rozamiento es mayor el ángulo se abre hasta unos 35º.

2º Enunciado de Buys-Ballot

Indica que todo observador situado en el Hemisferio N, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejaría a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio S).