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Transcripción

Manual de previsión meteorológica
para vuelo a vela
Jaime Julve
versión 1.3
5 de junio 2002
#Publicación RACT: 230502_1meteo.pdf
Disponible para descarga:
www.aeroclubdetoledo.com
Manual de previsión meteorológica
para vuelo a vela
Objetivo
Proporcionar al piloto las nociones, métodos y fuentes de información para elaborar, de manera autónoma con los medios disponibles en y desde la sede del Club, la información meteorológica necesaria para
planificar su actividad de vuelo a vela, particularmente los vuelos de distancia en llanura.
Índice
1 Nociones básicas
1.1 Variables termodinámicas
1.2 Estabilidad e inestabilidad
1.3 Diagramas Temperatura-Altura
4
6
7
2 Determinaciones típicas sobre el sondeo
2.1
2.2
2.3
2.4
2.5
2.6
Techo de la térmica seca y disparo de la térmica utilizable
Nivel de condensación , disparo de los cúmulos y su desarrollo vertical
Aparición y desaparición de los cúmulos
Formación de estratos que bloquean la insolación
Térmica media
Convección desde relieves
10
11
12
12
12
13
3 Información en Internet y en VHF
3.1
3.2
3.3
3.4
Sondeos
Mapas sinópticos
Imágenes de satélite
Información aeronáutica
13
14
15
16
4 Mediciones en el campo
4.1 Termogramas
4.2 Humedad
4.3 Sondeo local
16
16
17
5 Modificación diurna estimada del último sondeo disponible
5.1 Curva de estado y temperaturas previstas en tierra
5.2 Humedad en tierra
5.3 Cambios esperables en altura
18
18
18
6 Previsión general del día y su presentación
6.1 Tareas preparatorias
6.2 Presentación estándar
19
20
7 Planificación del vuelo
21
Bibliografía aconsejada
21
Anexo 1 Tablas Psicrométricas
Anexo 2 Diagrama de Stüve
Preámbulo
Las presentes notas constituyen un manual simplificado para uso del volovelista individual. Los meteorólogos profesionales, especialmente los que acompañan a los equipos de los países descollantes en las competiciones internacionales así como los responsables de la predicción en la organización de dichas competiciones, se basan en información del mismo tipo pero más sofisticada, a la que unen intuición y larga experiencia empírica sobre las peculiaridades meteorológicas de la región. Al sondeo oficial más cercano en el
espacio y en el tiempo (Barajas, 00Z para La Mancha) se procura añadir uno efectuado con avión en el propio campo, poco antes del “briefing” matutino. Para los fines de la actividad ordinaria dentro del Club,
son factores mucho más determinantes en el éxito de un vuelo de distancia la técnica de vuelo y la propia
habilidad del piloto en el aprovechamiento de las condiciones que la gran exactitud en la previsión de las
mismas. En este sentido estimamos que los métodos de predicción aquí expuestos, centrados fundamentalmente en el vuelo en llanura, son ampliamente suficientes. Los recursos disponibles en el Club son esencialmente: acceso a Internet con posibilidad de imprimir la información, receptor del Meteosat, garita
meteorológica con termómetro de máxima y mínima, psicrómetro y termo-higrógrafo, y por último la
eventual posibilidad de efectuar un sondeo local con avioneta hasta 2500-3000 m QFE.
Distancia 2002 Manual de previsión meteorológica para vuelo a vela
3
1 Nociones básicas
1.1 Conceptos de temperatura, presión y humedad
En un punto y momento dados, la PRESION, HUMEDAD y TEMPERATURA son los datos relevantes para la
meteorología. Su variación de un lugar a otro, así como con el paso del tiempo, determinan todos los fenómenos meteorológicos.
1.1.1 Presión atmosférica
En un punto dado, es la fuerza sobre la unidad de superficie que la atmósfera ejerce como consecuencia del peso de la columna de aire situada por encima de ese punto.
1.1.1.1 En meteorología y en aviación suelen utilizarse como unidad de medida preferentemente
los milibares (o lo que es lo mismo, los hPa)
UNIDADES DE PRESIÓN
Atmósfera
Pascal
Baria
Milibar
Milímetr o de Mer curio
EQUIVALENCIAS
(1 atm) = 1 kg/cm2
(1 Pa) = 1 N/m2 (1 kg = 9,8 N)
(1 bar) = 10 N/cm2
(1 mb) = milésima de Baria
(1 m.m)
1 atm = 0,98 bar
1 bar = 100.000 Pa = 1,02 atm
1 mb =100 Pa = 1 hPa (hecto Pascal)
1 m.m = 1,33 mb
Así, la presión atmosférica estándar al nivel del mar es de 1013,2 mb (equivalentes a 1,023 atm y a
760 m.m).
1.1.1.2 El aire de las capas bajas es más denso (aproximadamente 1,2 kg/m3 al nivel del mar) que
en las capas altas, por estar sometido a mayor presión. En consecuencia la presión disminuye con
la altitud a un ritmo (GRADIENTE BARICO VERTICAL) cada vez menor: A nivel del mar, es del orden
de 1 mb por cada 9 m de altitud, mientras que a los 10.000 m es de 1 mb por cada 30 m. A 5.500
m la presión atmosférica se ha reducido aproximadamente al 50% de la reinante al nivel del mar
y a 10.000 m es sólo de un 25%.
1.1.1.3 Al nivel de la superficie terrestre, o manteniendo cualquier otra altitud dada, la presión
experimenta variaciones (GRADIENTE BARICO HORIZONTAL) de un lugar a otro que, además, cambian con el tiempo. En un momento dado, la situación se representa mediante los mapas meteorológicos sinópticos. En los de superficie (nivel del mar), se representan los puntos con igual presión mediante las líneas ISOBARAS. Líneas apretadas significan un gradiente bárico horizontal elevado en la dirección perpendicular a las mismas.
Para los mapas de altitud se prefiere representar las curvas de nivel, llamadas ISOHIPSAS, de la
superficies que unen los puntos con una misma presión. La analogía con las curvas de nivel usadas
en topografía es tan estrecha, que a los mapas resultantes se les llama “topografías”, “alturas de
geopotencial” o “mapas de geopotencial” . Una de las más significativas para el tiempo es la
Topografía de 500 mb, en torno a los 5.500 m de altitud. Tienen forma y significado práctico similares a los de las isobaras: de hecho la isohipsa de altura h en la Topografía de la presión p coincidiría con la isobara de presión p de un mapa isobárico de la altura h.
1.1.2 Temperatura
Como resultado de los equilibrios naturales, el aire a bajos niveles está, generalmente, más caliente
que el de las capas altas, y esa variación de temperatura, medida con el termómetro en función de la
altura, se denomina GRADIENTE TERMICO VERTICAL, que es por término medio de unos 6,5ºC de disminución por cada 1.000 m (entre el nivel del mar y los 11.000 m). Luego la temperatura se mantiene
a unos -56ºC hasta los 20.000 m, donde comienza a ascender de nuevo. Internacionalmente se usan
los Grados Centígrados (ºC).
4
1.1.3 Humedad.
El aire atmosférico contiene siempre pequeñas cantidades de agua. En forma de vapor es invisible,
pero puede condensarse para formar niebla o nubes. El vapor de agua es menos denso que el aire
seco (unos 3/5).
1.1.3.1 La capacidad del aire para contener vapor de agua es más elevada cuanto mayor sea la
temperatura del aire. A una temperatura dada, cuando el contenido real alcanza la capacidad
máxima se dice que el aire está saturado. Para un contenido dado, se puede alcanzar la saturación
descendiendo la temperatura. Si proseguimos el enfriamiento, el vapor se condensará formando
niebla. A su vez, una masa de aire saturada deja de estarlo al calentarla.
1.1.3.2 La humedad puede expresarse de distintas maneras:
a) HUMEDAD ABSOLUT A: Es la cantidad de vapor de agua que contiene un volumen de aire
húmedo. Si se expresa en gramos por kg de aire seco denomina "Razón de mezcla".
b) HUMEDAD RELATIV A: Es la relación entre la humedad absoluta existente y la máxima posible
(saturación) a la temperatura de ese aire. Se expresa en tanto por ciento y se mide mediante los
higrómetros y psicrómetros. Para la misma humedad absoluta, la relativa disminuye al aumentar la
temperatura y viceversa.
c) PUNTO DE ROCIO : Para una humedad absoluta y presión dadas, es la temperatura a la que hay
que enfriar el aire para alcanzar una humedad relativa del 100% (saturación). Para el aire saturado, el punto de rocío coincide con su propia temperatura. Si está más seco, el punto de rocío se
"alejará" por ser inferior (diferencia que se denomina “depresión del punto de rocío”). La temperatura de saturación o punto de rocío es un dato muy significativo para predecir la formación de
nubes o nieblas.
1.1.4 Atmósfera Estándar Internacional (ISA)
A fin de disponer de un patrón atmosférico aproximadamente representativo de los valores medios
naturales, la OACI ha adoptado unos valores tipo para las características de la atmósfera que se resumen en el cuadro adjunto, con los valores significativos para nosotros de la correspondencia presiónaltura:
ATMÓSFERA ESTÁNDAR
Presión atmosférica a nivel del mar:
Temperatura del aire a nivel del mar:
Humedad a todos los niveles:
Densidad al nivel del mar:
Gradiente térmico vertical hasta 11.000 m:
Temperatura desde los 11.000 m:
930 hPa
1013,25 mb
15ºC
Aire seco
1,225 Kg/m3
6,5ºC/1000 m
-56,5ºC
Presión
875 hPa
825 hPa
775 hPa
730 hPa
685 hPa
640 hPa
600 hPa
Altura QNH Alt QFE Lillo
680 m
1180 m
1680 m
2180 m
2680 m
3180 m
3680 m
4180 m
0m
500 m
1000 m
1500 m
2000 m
2500 m
3000 m
3500 m
El convenio de la Atmósfera Estándar permite una homogeneidad en los cálculos físicos y meteorológicos. Los rendimientos y cualidades de aviones, planeadores, motores e instrumentos de a bordo, se
calculan siempre con referencia a esta atmósfera tipo. Esto es particularmente importante para la calibración de los altímetros habituales en vuelo a vela y aviación ligera, pues no son sino barómetros
cuya escala de lectura está dada en metros de altura equivalente en esta atmósfera patrón.
1.1.4.1 La atmósfera real se aparta, cada día de manera distinta, de los valores tipo, y se estudia
mediante sondeos. Las variaciones mayores corresponden a la temperatura y a la humedad. Las
desviaciones de la presión son como máximo de pocas decenas de mb a cada altitud, pero afectan
a los altímetros barométricos induciendo variaciones de lectura que pueden superar los 100 m.
5
1.1.5 Convenio del Tiempo Universal (UTC)
Los fenómenos meteorológicos se desarrollan sobre áreas que pueden cubrir muchos husos horarios.
Para datar la información meteorológica en todo el mundo la Universal Time Convention establece
como referencia la hora local del meridiano de Greenwich. Las correspondientes horas se indican
seguidas de una Z o de las siglas UTC. Para traducirlas a la hora oficial española debemos añadir una
hora en el horario de invierno y dos en el de verano.
1.2 Estabilidad e inestabilidad atmosféricas
El aire que, dentro de la atmósfera, se desplaza hacia arriba o hacia abajo, lo hace por razones espontáneas (convección) o forzadas (dinámicas, resultado del viento ante obstáculos o invasión de masas de aire
distintas). En cualquier caso, una porción de aire al ascender se expande debido a la disminución de la presión con la altura. Lo contrario ocurre al descender. En la práctica no hay transferencias de calor ni por
conducción (el aire es muy mal conductor) ni por mezcla con el aire circundante. Esto se puede visualizar
imaginando que se trata de una pompa de jabón, con un imperceptible envoltorio estanco y aislante del
calor.
A la expansión o compresión sin transferencia de calor se le llama ADIABATICA, y en ella la temperatura
de la pompa disminuye al hacerlo la presión (y lo contrario al aumentar ésta). Cuando la pompa es de aire
no saturado se enfría aproximadamente a lºC por cada 100 metros de ascenso, valor que se denomina GRADIENTE ADIABATICO SECO. Cuando la pompa está saturada el vapor de agua comienza a condensarse en
gotas líquidas, liberando un calor que hace que el enfriamiento adiabático sea menor (del orden de 0,5ºC
por cada 100 m de ascenso), y se llama GRADIENTE ADIABATICO SATURADO.
1.2.1 Aire estable e inestable.
Si el gradiente térmico vertical de la masa de aire ambiente es inferior a lºC/100m, una pompa no saturada obligada a ascender se verá rodeada de aire más caliente y por lo tanto más ligero. La pompa
tenderá espontáneamente a descender a la posición de partida. Si forzásemos en cambio su descenso se vería rodeada de aire más frío y denso, por lo que tendería a ascender hasta su posición de partida. Se dice entonces que esa masa de aire es ESTABLE mientras no alcance la saturación.
Si el gradiente térmico es superior a lºC/lOOm, al forzar el ascenso de la pompa ésta se encontrará
rodeada de aire más frío y denso, por lo que tenderá autónomamente a seguir ascendiendo. También
tenderá a seguir descendiendo por su cuenta apenas se la fuerce un poco inicialmente. La masa de
aire es entonces ABSOLUTAMENTE INESTABLE.
Para el aire saturado el razonamiento es exactamente el mismo, solo que, para el gradiente térmico
vertical, la frontera entre estabilidad e inestabilidad corresponde a los 0,5ºC/lOOm, valor del gradiente adiabático saturado.
1.2.2 Influencia de la condensación en la inestabilidad.
1.2.2.1 Supongamos que, en una atmósfera con un gradiente entre 0,5ºC/100m y lºC/l00m (aire
CONDICIONALMENTE ESTABLE), una pompa no saturada forzada a ascender contenga la suficiente humedad para que el vapor de agua se condense al llegar a cierta altura. A partir de ese momento la pompa se enfriará solo a razón de 0,5ºC/l00m, y habrá pasado a una situación de inestabilidad.
Con mayor razón, si el aire presenta un gradiente térmico mayor que 1ºC/l00m, cuando se produzca
la condensación del vapor de agua en la pompa ascendente, su fuerza ascensional será aún mayor,
pues la atmósfera envolvente estará cada vez más fría que la pompa. En este caso, de una situación de inestabilidad moderada, se pasaría a la de Fuerte Inestabilidad.
En resumen, el efecto de la condensación del vapor de agua es el de romper la estabilidad si es condicional, o aumentar la inestabilidad si ya la había.
6
1.2.2.2 Por el contrario una masa de aire con un gradiente térmico inferior a 0,5ºC/l00m es ABSOLUTAMENTE ESTABLE, con o sin condensación de la humedad. En situaciones de estabilidad absoluta puede haber nieblas, cuando la humedad alcanza la saturación. Asimismo, si se forman nubes,
suelen ser estratiformes.
1.2.2.3 Las pompas recalentadas por el contacto con la superficie terrestre soleada (pompas térmicas) parten del suelo con una temperatura mayor que el aire ambiente y prosiguen su ascenso,
aun en aire estable, hasta que la temperatura de la pompa y el ambiente se igualen. Si el contenido de humedad de la pompa (humedad absoluta con que partió de suelo) es suficiente para que
se produzca la condensación antes de llegar a detenerse, formará nube y el ascenso proseguirá e
incluso se reforzará. En situaciones de inestabilidad o fuerte inestabilidad, estos Cúmulos alcanzarán gran desarrollo vertical evolucionando a Cúmulo-Nimbos con precipitaciones tormentosas de
lluvia o de granizo.
1.3 Diagramas temperatura-altura
Los razonamientos cualitativos anteriores pueden representarse gráficamente mediante diagramas adecuados. Los más populares son los de temperatura/altura, que representan en el eje vertical las alturas (las
presiones ISA correspondientes en mb) y en el horizontal las temperaturas.
1.3.1 Líneas fijas
Dictadas por las ecuaciones de la termodinámica. Vienen ya impresas en los diagramas.
1.3.1.1 En el diagrama de STÜVE tenemos:
ISOBARAS : líneas rectas horizontales para cada presión indicada al margen. La escala de las presiones en el eje vertical no es constante y está calculada para que las adiabáticas secas sean también rectas. Conviene indicar en este eje también las altitudes equivalentes ISA referidas al nivel
del mar (QNH) o, más cómodo aún, al nivel del campo (QFE).
ISOTERMAS : líneas rectas verticales bajo las que se indica la temperatura correspondiente en ºC.
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ADIABÁTICAS SECAS : líneas rectas continuas inclinadas 45º hacia la izda. (en sentido ascendente) que expresan el descenso adiabático de la temperatura con la altura del aire no saturado.
ADIABATICAS SATURADAS : líneas más pendientes, inclinadas hacia la izda. y curvadas hacia la
izda., que expresan lo mismo pero para el aire saturado (0,5 ºC/100m).
LINEAS DE RAZÓN DE MEZCLA : de trazos o de otro color, bastantes verticales, inclinadas a la
izda., que expresan las temperaturas de rocío según la altura para las razones de mezcla indicadas
en ellas.
Sobre este enrejado de líneas se dibuja la voluble situación de la atmósfera medida en cada sondeo, expresada por la Curva de Estado, de trazo continuo grueso, y la Curva de Humedad, a veces
de trazos y siempre a la izda. de la anterior, que merecen comentario más detallado.
1.3.1.2 En los diagramas OBLICUOS (Skew-T) las isobaras siguen siendo líneas horizontales pero
las demás cambian de aspecto: Las isotermas siguen siendo rectas pero están inclinadas unos 45º
hacia la derecha, las adiabáticas secas unos 45º a la izda., las adiabáticas saturadas bastante verticales y algo curvas con concavidad hacia la izda. y las de razón de mezcla inclinadas a la dcha. Esta
deformación es el precio a pagar por una ventaja cuantitativa: en una evolución termodinámica
en ciclo cerrado de una unidad de masa de aire, el área encerrada por el ciclo es proporcional a la
energía involucrada en el proceso y permite cálculos exactos directos de la energía convectiva dis-
ponible (a diferencia del de Stüve, son diagramas de “energía fiel”). En los Skew-T / log P la escala vertical de presiones es una función logarítmica de la presión y las adiabáticas secas tienen una
ligera concavidad hacia arriba. La escala vertical puede escogerse para conseguir que las adiabáticas secas sean exactamente rectas. Abusivamente se acostumbra a llamar a todos ellos
“Tefigramas”, por las coordenadas de temperatura T y entropía φ utilizadas en estos últimos, pues
el aspecto “oblicuo” es similar.
1.3.1.3 El EMAGRAMA es también de energía fiel, con isotermas verticales rectas y adiabáticas
secas también rectas, consiguiendo la apariencia y simplicidad del Stüve. Es el decano de los diagramas termodinámicos de la atmósfera (H.Hertz, 1884).
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El diagrama de sondeo obtenible del Instituto Nacional de Meteorología es una versión de “oblicuidad” moderada, o sea de aspecto más cercano al Stüve, pero con adiabáticas secas algo curvadas. En el margen derecho indica la dirección e intensidad del viento a cada nivel así como otros
datos.
observatorio
año
mes día
hora Z
1.3.2 Curvas de estado y humedad
Los Servicios Meteorológicos de cada país, en determinados observatorios y dos veces al día (OO Z y
12.OO Z) efectúan sondeos con globo libre para determinar el estado de la atmósfera. Con el debido
equipamiento y un avión de motor, también se suelen realizar en los campos de vuelo a vela. En ellos
se determina principalmente:
La CURVA DE ESTADO , que representa la temperatura real del aire a cada altura. Partiendo de esta
curva se puede realizar la predicción de condiciones esperadas para el día, tales como la hora de aparición de las ascendencias aprovechables, el límite superior de las mismas y su intensidad.
La CUR VA DE HUMEDAD , que representa la temperatura de rocío real del aire a cada altura. De su
valor en tierra se puede deducir el nivel de condensación de las nubes (cúmulos) formadas por convección que parta del suelo. Los valores en altura avisarán de la formación de estratos a esos niveles.
1.3.3 Representación del aire estable e inestable (diagrama de Stüve)
Como ya se ha explicado, la estabilidad del aire a una altura dada depende del valor del gradiente
térmico. Gráficamente tiene su expresión en la pendiente con respecto al eje horizontal de la curva
de estado a esa altura. El gradiente crítico de 1 ºC/100m para aire no saturado corresponde a la pendiente de 45º con que se han trazado las adiabáticas secas.
La atmósfera es estable cuando la curva de estado tiene una pendiente superior a 45º. Una pompa
ascenderá enfriándose según la correspondiente adiabática seca hasta cortar la curva de estado, nivel
en el que, al igualarse las temperaturas, concluirá su ascenso.
La atmósfera es inestable cuando la curva de estado presenta una pendiente inferior a 45º. La misma
pompa anterior no solo no se detendrá, sino que, al aumentar la diferencia entre su temperatura y la
del aire exterior, reforzará su ascenso.
9
1.3.4 Efecto de la condensación
Si la condensación llega a producirse, la inclinación con que hay que comparar la pendiente de la
curva de estado es la de las adiabáticas saturadas, que es mayor, por lo que tendremos una inestabilidad aumentada, o podremos simplemente encontrarnos con inestabilidad cuando el aire habría sido
estable para una pompa no saturada. El ascenso proseguirá según una adiabática saturada, y no se
detendrá hasta que la misma corte de nuevo la curva de estado. Ese nivel marcará el límite superior
de la nube convectiva que se habrá formado.
1.3.5 Inversiones térmicas
En ocasiones, el aire que está en contacto con el suelo llega a enfriarse tanto, especialmente en
noches despejadas, que su temperatura es inferior a la del aire de las capas inmediatas superiores.
Ello origina una INVERSION DEL GRADIENTE TERMICO VERTICAL
en una capa que, generalmente,
solo tiene algún centenar de metros de espesor. En estas condiciones (inversión nocturna) reina una
gran estabilidad, hasta el extremo de que cualquier masa de aire caliente, verá frenado su ascenso y
la contaminación del aire se acumula en los bajos niveles.
Estas inversiones también se dan muy frecuentemente en altura y suponen una barrera generalmente infranqueable para las ascendencias. La curva de estado, en situaciones de inversión, muestra una
orientación inversa al resto, dirigiéndose hacia la derecha (en el diagrama de Stüve) en lugar de hacerlo a la izquierda. Abusando del lenguaje, a veces se llama “inversión”, por su efecto barrera, a estratos en altura muy estables pero en los que realmente la temperatura no aumenta.
1.3.6 Efectos del relieve
En los relieves de extensión suficiente que se elevan sobre la llanura se forman pompas térmicas que,
si arrancan a la misma temperatura que en el llano, por partir de mayor altura tendrán un techo incrementado en una cantidad proporcional. A esta afirmación básica se suman otros factores como la
mayor insolación de las solanas respecto al llano y se complica por los efectos dinámicos del viento.
En general el sobrevuelo de los relieves por el lado oportuno es ventajoso frente al llano, tanto si se
forman cúmulos como con térmica azul.
La meteorología de montaña propiamente dicha es mucho más compleja y excede a los objetivos de
estas notas.
2 Determinaciones típicas sobre el sondeo
Las siguientes determinaciones corresponden a la situación descrita por un sondeo efectuado en ese
momento y lugar. Normalmente solo se dispone de uno efectuado en lugar distante (Barajas) y no menos
de diez horas antes (00Z). Las diferencias por la distancia son en general mucho menos relevantes que las
debidas al tiempo transcurrido. Incluso si ese sondeo fuese idéntico al del campo justo antes del orto, la
insolación desde el primer momento iniciará una convección que irá mezclado la masa de aire de un estrato de espesor creciente, modificando su curva de estado a lo largo del día. Así pues para una predicción
más exacta de las condiciones en las horas centrales partiendo del sondeo matutino se debería estimar esta
evolución. Se dan algunos métodos aproximados en la sección 5.
2.1 Techo de la térmica seca y disparo de la térmica utilizable
2.1.1 Dada la curva de estado, y con una atmósfera lo bastante seca como para que no llegue a haber
condensación (curva de humedad bastante separada a la izda. de la de estado), la temperatura cerca
del suelo determina la altura a que llega la convección en ese momento. Una pompa térmica sale del
suelo con esa temperatura, se enfría al ascender según la correspondiente adiabática seca y se detendrá donde ésta corte a la curva de estado.
En el ejemplo 1, con T=28 ºC en tierra el techo de las térmicas se sitúa a 2.600 m QFE. Al aumentar
la temperatura al pasar de las horas irá aumentando el techo de las térmicas que será máximo cuando se alcance la Tmax de la jornada. A partir de ahí comenzará a descender y la convección generalmente se detendrá en el ocaso.
10
2.1.2 Con la amplia denominación de “temperatura de disparo” se alude a diversos conceptos:
1) Temperatura necesaria en tierra para que las
térmicas alcancen el techo mínimo (digamos 700 m)
para poder mantenerse en el aire (T1=19 ºC en el
ejemplo 1)
2) Temperatura para que se supere alguna inversión a media altura permitiendo tener el techo de
térmica adecuado para iniciar un vuelo de distancia o competición (T2=25 ºC en el ejemplo 1)
EJEMPLO 1
2.2 Nivel de condensación, disparo de los cúmulos y su desarrollo vertical
2.2.1 Dada la curva de estado y una determinada humedad cerca del suelo (dada por el arranque en tierra de la curva de humedad o por
medición directa en el campo) nos fijamos en la
razón de mezcla correspondiente (r =11 g en el
ejemplo 2). Una pompa que asciende desde el
suelo conserva esa humedad absoluta. Si sale
con una temperatura T y prosigue el ascenso
indefinidamente, experimentará un enfriamiento adiabático (seco) hasta que alcance el punto
de rocío. Esto ocurrirá cuando se corten su línea
de razón de mezcla y la adiabática seca que
parte del suelo a su temperatura (T=33 ºC en el
ejemplo 2). A ese nivel (2.400 m QFE en el ejem- EJEMPLO 2
plo 2) tendríamos la base de la nube. Los días de térmica azul lo que ocurre es que la pompa llega a
su techo antes de alcanzar su nivel de condensación.
2.2.2 La “temperatura de disparo de los cúmulos” es la temperatura Tc que hay que alcanzar en tierra para que se formen los primeros cúmulos del día. Se obtiene en tres pasos:
1) Se toma la línea de razón de mezcla correspondiente a la humedad en tierra (r=15 g en el
ejemplo 3) y se localiza su intersección con la
curva de estado (lo que dará también el nivel de
condensación).
2) Se baja hasta el suelo por la adiabática seca
que pasa por ese punto.
3) La temperatura en tierra de esa adiabática es
Tc (31 ºC en el ejemplo 3)
2.2.3 Una vez alcanzado el nivel de condensación, la pompa prosigue el ascenso con un EJEMPLO 3
enfriamiento más lento (adiabática saturada) para no detenerse mientras esa adiabática húmeda no
vuelva a encontrarse con la curva de estado. Ese nivel (2.400 m QFE en el ejemplo 3) marcará el del
extremo superior del cúmulo, determinando su desarrollo vertical.
2.2.4 Claramente tendremos térmica azul aquellos días en que T max es menor que T c . Por otro lado
si la temperatura en tierra llega a superar a Tc , es un ejercicio simple comprobar que, a medida que
siga aumentando, la base de los cúmulos y su extremo superior irán subiendo de nivel.
11
2.3 Aparición y desaparición de los cúmulos
Si tenemos una inversión (en el sentido amplio mencionado al final de 1.3.5) poco por encima del nivel
de condensación (ver el ejemplo 4), ocurrirá fácilmente que, tras formarse los primeros cúmulos al
alcanzarse en tierra Tc = 32 ºC éstos, además de tener
poco desarrollo vertical, desaparecerán al aumentar
de la temperatura en tierra por encima de Td = 36 ºC
dejándonos con un día de térmica azul. En esta no
infrecuente situación ocurre que, al aumentar de T
en tierra, el nivel de condensación sube más deprisa
y acaba situándose por encima del techo de térmica
seca.
EJEMPLO 4
2.4 Formación de estratos que bloquean
la insolación
En el ejemplo 5 hemos representado un caso en el que
la humedad reinante al nivel en que se desarrollarán
los cúmulos es elevada (curva de humedad cercana a la
curva de estado). En estas circunstancias los cúmulos
formados tendrán dificultad para evaporarse al concluir su etapa de madurez y tenderán a extenderse en
forma de estrato. Ulteriores térmicas inyectarán con su
condensación más humedad a ese nivel, los nuevos
cúmulos no podrán ya evaporarse y se soldarán con los
restos de los anteriores formando una cobertura de
estratocúmulos. El riesgo es alto si la depresión del EJEMPLO 5
punto de rocío es inferior a 5 ºC. Es preciso prever esta circunstancia que impedirá la insolación en una
amplia región cortando brusca y prematuramente la actividad térmica.
2.5 Térmica media
Existen varias reglas para estimar el valor ascensional medio de las térmicas en un momento dado del día
en función de la separación media entre la curva de estado y la adiabática seca de la temperatura en tierra, del área encerrada entre ambas, etc. La dinámica real es lo bastante compleja como para otorgar a
estas reglas un valor más bien orientativo y hacer más práctica la sencilla receta empírica del panel de
expertos de la OSTIV (WMO Technical Note 158) basada en una proporcionalidad aproximada entre el
techo de térmica y la intensidad de las ascendencias.
Se dan tres casos básicos:
Techo de térmica (QFE)
Ascendencia media
a) Térmica azul
1000 m
2000 m
3000 m
1 m/s
2 m/s
3 m/s
b) Pequeños cúmulos
1000 m
2000 m
3000 m
1,2 m/s
2,4 m/s
3,6 m/s
c) Cúmulos con advección fría en altura
1000 m
2000 m
3000 m
1,5 m/s
3,0 m/s
4,5 m/s
Estos valores no se aplican bajo grandes cúmulos (Congestus o Nimbus) y pueden ser excedidos también
en zonas de terreno propensas a un mayor calentamiento bajo insolación (“hot spots”).
12
2.6 Convección desde relieves
Si el sol caldea a la misma temperatura un terreno
que se halla en posición más elevada que el llano circundante, las pompas evolucionarán según una adiabática que cortará a la curva de estado en un punto
más alto, aumentando el techo de la térmica. En el
ejemplo 6 hemos supuesto un terreno a 250 m sobre
el llano y la misma temperatura de salida T=30 ºC,
elevándose el techo en 300 m. Con una razón de
mezcla r = 14 g , ese incremento basta además para
tener condensación. Asimismo la cobertura vegetal
mayor puede aumentar la humedad cercana al terreno, lo que a su vez hace descender el nivel de con- EJEMPLO 6
densación. Resumiendo, se explica perfectamente la frecuente presencia de cúmulos sobre los relieves
mientras el llano sigue azul, y el atractivo que sobre los pilotos ejerce esta circunstancia.
3 Información en Internet y en VHF
3.1 Sondeos
Los sondeos de los aeropuertos más importantes de España, entre ellos el de Barajas, los efectúa dos veces
al día (00Z y 12.00Z) el Instituto Nacional de Meteorología (INM) y pueden obtenerse en la página de la
Fundació Catalana per a la Recerca (FCR) – Universitat de Barcelona (http://www.infomet.fcr.es) en la
sección Temps present / Sondatges europeus. Este es el enlace de la página del RACT y nos proporciona el
último sondeo efectuado, con las distintas líneas cómodamente diferenciadas en colores. Nuestra primera
operación una vez impreso es anotar en el lado derecho del diagrama las altitudes QFE equivalentes (en
ISA o para la correspondencia altitud-presión específica del día) y trazar el nivel del suelo (para Lillo a 680
m ≈ 930 hPa). Las curvas de temperatura y humedad arrancarán prácticamente a ese nivel pues la altitud
de Barajas es similar. En el margen derecho vienen las direcciones e intensidad de viento a cada nivel.
Otro sitio web para ver los sondeos españoles es el de la Universidad de Wyoming (http://
weather.uwyo.edu), que tiene el interés de suministrarlos como lista de valores, en diagrama de Stüve,
Skew-T y otros, con la anotación de la correspondencia altitud-presión específica del día. Entrando en el
sitio, marcar la siguiente secuencia de opciones de menú: Upper air conditions; Soundings; Region (selecc.
Europe), Type of plot (selecc. List, Skew-T, Stuve, etc.), Madrid (LEMD en el mapa).
Sondeos previstos interpolados del modelo AVN para las coordenadas del lugar escogido, elaborados por
la NOAA, se hallan en http://www.arl.noaa.gov/ready-bin/quickprof.pl : Introducir las coordenadas
geográficas con minutos centesimales (Lillo: lat. 39.72, long. –3.32) y hora de la predicción; Forecast data
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set (selecc. AVN191 ó AVN 111). En la opción Current meteorology; Meteograms se encuentran, con las
selecciones correspondientes, predicciones horarias para la temperatura en superficie, vientos a los niveles
deseados, etc.
La predicción de la NOAA de sondeo para Ocaña, útil para Lillo (o en su defecto el sondeo de Barajas de
las 00Z ilustrado), junto con los citados Meteogramas de vientos en superficie, 850 y 700 hPa, cobertura
nubosa y temperaturas en superficie, así como una previsión de la jornada volovelista para la zona, se pueden ver en http://www.intelideas.com/~ulibarri/ocana/ocana.htm .
En caso de efectuar un sondeo local con avioneta, aun mediando 100 km y hasta diez horas, normalmente se observa una total coincidencia con el sondeo de Barajas de las 00Z salvo alguna variación local a bajos
niveles (por debajo de los 500 m QFE), sobre todo para la humedad.
3.2 Mapas sinópticos
Es preciso distinguir aquí entre los ANÁLISIS (mapas reales con los datos de los observatorios tomados a la
hora UTC indicada en ellos) y las PREVISIONES (a intervalos regulares de 6h, 12h o días). En uno u otro caso
podemos tener mapas de superficie, que cuando son de presión muestran isobaras con valores cada 4 hPa
(por ej. 1008, 10012, 1016 hPa), o de altura. Entre estos últimos, los mapas de geopotencial muestran isohipsas con valores cada 40 m, aunque se indican solo las decenas de m (por ej. 560, 564, 568, etc. para el
mapa de 500 hPa). Hay mapas de temperaturas, vientos, humedad, precipitación, nubosidad, etc.
A través de http://www.infomet.fcr.es , sección Models, tenemos acceso a los análisis y a las previsiones
elaboradas con varios modelos de cálculo por distintos centros meteorológicos europeos y americanos.
Para nuestros fines son interesantes los modelos:
HIRLAM (INM) :
Proporciona Análisis de las 00 UTC, Previsiones para las 06.00, 12.00 etc. y una animación para:
Presión, Temperatura (superficie, 850 y 500 hPa)
Viento, Nubosidad (superficie)
Humedad (700 hPa)
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AVN (Univ. de Barcelona):
Proporciona Análisis de las 00 UTC, Previsiones para las 12.00, 24.00 etc. y una animación para:
Temperatura, Viento (superficie, 850 y 300 hPa)
Presión (superficie y 500 hPa)
Humedad (500 hPa)
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UKMO (Deutsches Wetterdienst, Meteorological Office británico y las americanas NOAA y NCEP):
Proporciona Análisis de presión y frentes en superficie de las 09.00 UTC y Previsiones de las 24.00,
30.00, 36.00 etc.
3.3 Imágenes de satélite
Para la cobertura nubosa, mucho más ilustrativas que los mapas de nubosidad obtenibles en los sitios reseñados son las imágenes de satélite, tanto del geoestacionario METEOSAT (Agencia Espacial Europea, ESA)
como de los NOAA en órbita polar más baja. Actualizan periódicamente tomas simultáneas en los canales
visible (VIS), infrarrojo (IR) y de vapor de agua (WV) que permiten la obtención de animaciones con imágenes seguidas. Sin embargo la interpretación de las imágenes en VIS, y más aún en IR, no es tan fácil como
aparenta y requiere cierto entrenamiento. Por ejemplo las nubes muy blancas en IR corresponden a formaciones altas muy frías, tales como cirros, cirrostratos, altostratos y cabezas de cúmulo-nimbos. Los bancos de niebla y nubes bajas suelen ser más grises y menos llamativos incluso en VIS, mientras una veladura de cirros puede pasar desapercibida.
La página del RACT accede directamente a las imágenes que facilita la FCR, las mismas obtenibles del INM
(http://www.inm.es) y procedentes todas ellas de la ESA y de la NOAA, aunque la periodicidad de la
actualización es algo errática. Las imágenes de los NOAA, desde menor altura y con menor oblicuidad, proporcionan mayor detalle para la península. Por último el RACT dispone de receptor directo del Meteosat,
que actualiza las imágenes cada hora. La utilidad de todas ellas es grande, sobre todo las animaciones,
pues nos muestran ocularmente “lo que se nos viene encima” arrastrado por la circulación atmosférica. Es
de especial interés prever la llegada de nubosidad en altitud (altostratos, cirros y cirrostratos espesos),
reductora de la insolación, que puede hacer vanas nuestras previsiones sobre las temperaturas en tierra y
eventualmente interrumpir la actividad térmica. Naturalmente las imágenes de satélite no anticipan la
nubosidad de evolución que podamos tener.
3.4 Información aeronáutica
Se puede obtener en vuelo información suplementaria mediante los boletines emitidos por algunos aeropuertos importantes en frecuencias de la banda aeronáutica VHF que están publicadas en el AIP. Se trata
de grabaciones en inglés que se actualizan cada pocas horas y siempre que se den cambios importantes o
significativos para la navegación aérea. Para La Mancha el centro relevante es Barajas, aunque los hay tamDistancia 2002 Manual de previsión meteorológica para vuelo a vela
16
bién en Sevilla y en el perímetro peninsular: Lisboa, Bilbao, Barcelona,Valencia y Málaga. La información
puede ser interesante para confirmar discrepancias que durante el vuelo puedan sorprendernos respecto
de la previsión que hicimos por la mañana antes de despegar, sobre todo en lo referente a cambios del
viento o la llegada anticipada de un frente. Hay dos tipos de boletines radiados:
VOLMET :
(Barajas en 126.200 MHz) emite los METAR (situación meteorológica en el aeropuerto en el
momento de la emisión) con las siglas y datos en la secuencia propia de estos boletines.
ATIS
(Air Terminal Information Service): (Barajas en 118.250 MHz) emite información sobre las pistas
en servicio y otros datos aeroportuales seguida del METAR.
4 Mediciones en el campo
4.1 Termogramas
Los termógrafos registran en banda de papel la variación continua de la temperatura, cubriendo hasta una
semana. Para prever la variación diurna bajo insolación, a los efectos del cálculo de la evolución del techo
de térmica y nivel de condensación, podemos extrapolar la de los días anteriores si se mantiene el tipo de
tiempo. Esto nos evita efectuar las estimaciones de la evolución diurna de la temperatura en superficie que
se explican en 5.6. La fidelidad del termógrafo, para introducir la corrección oportuna, la podemos calibrar
cotejando el registro con las indicaciones del termómetro de máxima y mínima o la temperatura del
momento.
4.2 Humedad
4.2.1 Higrógrafos
Habitualmente forman parte de los termo-higrógrafos, que combinan en el mismo instrumento la capacidad registradora de la temperatura y de la humedad relativa. El sensor de la humedad es normalmente
de crin de caballo desengrasada y es susceptible con el tiempo de mayor error relativo todavía. La calibración puede hacerse comparándolo con el exacto psicrómetro de termómetro húmedo.
4.2.2 Psicrómetro de termómetro húmedo
Más barato y siempre fiable, consta de un termómetro normal y otro gemelo cuyo bulbo está rodeado por una gasa empapada en agua desde un pequeño depósito. La evaporación, mayor cuanto
menor sea la humedad relativa, hace que el termómetro húmedo indique una temperatura T h menor
que la T del seco. La Tabla de diferencias psicrométricas (damos aquí una copia aunque el psicrómetro lleva incorporada normalmente una tabla sucinta) nos da la humedad relativa en tanto por cien
que corresponde a cada pareja de valores de T y ∆T , siendo ∆T = T-Th la llamada “diferencia psicrométrica”. Atención a no confundir Th con la temperatura de rocío, siempre menor que Th salvo que
∆T = 0 (humedad relativa del 100%), en cuyo caso las dos coinciden entre sí y con T. Con otras palabras, la diferencia psicrométrica es distinta y menor que la depresión del punto de rocío.
4.2.3 Cálculo de la razón de mezcla
En 2.2.1 hemos determinado el nivel de condensación a partir de la temperatura y del conocimiento
de la razón de mezcla del aire cercano al suelo en lugar de su humedad relativa. Veamos ahora cómo
se deduce la primera de esta última imaginando unas lecturas de los termómetros
T = 28 ºC y Th = 18 ºC, o sea ∆T = 10 ºC.
Los pasos son:
1) La tabla de diferencias psicrométricas nos da la humedad relativa H = 33% y la expresamos en tanto
por uno, o sea h = 0,33.
17
2) Para T = 28 ºC en tierra, sabemos cual es la razón de mezcla saturante viendo la línea de razón de
mezcla que corta a esa isoterma en tierra (rs = 26,5 g en nuestro ejemplo).
3) El contenido real de vapor de agua vendrá dado por la razón de mezcla r = h x rs (= 9 g aproximadamente).
Podemos comprobar que la correspondiente temperatura de rocío en tierra, de unos 11ºC, es bien
inferior a Th.
Puesto que T y Th determinan al final el nivel de condensación, se pueden traducir todos los cálculos
anteriores en un ábaco como el que muestra H. Reichmann en su libro Vuelo sin Motor. Técnicas avan zadas.
4.3 Sondeo local
Es el mejor sondeo que podemos desear, al efectuarse en el propio campo y tan cerca del momento de
nuestro vuelo como es posible. Ascender en avión hasta al menos el nivel del techo de térmica del día anterior cuesta tiempo, dinero y la incomodidad de tener que hacerlo temprano, pero se intenta en todo campeonato serio que no disponga de sondeos oficiales cercanos. Hay que utilizar un termo-higrógrafo portátil que registre la temperatura y humedad en función de la altitud (presión) y tener la posibilidad de
colocarlo en el avión en la corriente de aire libre exterior, fuera del que pueda proceder de la refrigeración del motor o de la cabina. Más artesanalmente, también puede hacerse con termómetros y anotando
manualmente las lecturas. Para compensar la histéresis (pereza) de los sensores o termómetros, conviene
promediar, para cada nivel, la lectura tomada en el ascenso y en el descenso. En el Anexo 2 se adjunta una
hoja del Stüve para representar los datos tomados.
5 Modificación diurna estimada del último sondeo disponible
En orden de utilidad creciente para La Mancha, podemos partir del sondeo de Barajas de las 00Z o del efectuado en el campo por la mañana, aunque lo ideal sería conocer el que habrá en las horas centrales del
día. La previsión óptima debería considerar este último, cambiante de hora en hora desde el comienzo de
la insolación, y para ello se pueden hacer algunas extrapolaciones a partir de los primeros. Esta evolución
estimada afecta únicamente al estrato sujeto a convección y la idea básica es que en este estrato, de espesor creciente con el paso de las horas, la humedad absoluta y la temperatura potencial tienden a homogeneizarse por la mezcla que produce la propia convección. Para estos cálculos es necesario utilizar el diagrama oblicuo por las obvias razones explicadas en 1.3.1.2.
5.1 Curva de estado y temperaturas previstas en tierra
El sondeo nocturno o muy matutino mostrará habitualmente la característica inversión nocturna cerca del
suelo y luego proseguirá como corresponda en ese momento. La mezcla posterior del aire en el estrato
convectivo no hace que se iguale la simple temperatura dentro de él (en cuyo caso diríamos que es un
estrato isotermo), sino la temperatura potencial, es decir, la que tendría cada parcela de aire si la bajáramos adiabáticamente hasta el suelo. Como resultado, la temperatura a cada nivel en el estrato yace sobre
la misma adiabática seca y se dice que el estrato ha alcanzado un perfil de temperatura adiabático (en
breve se dice que es un estrato adiabático). Si el sondeo matutino en ese estrato lo promediamos mediante una isoterma (en el oblicuo, dejando iguales áreas a ambos lados entre la misma y el sondeo), la energía solar se habrá invertido en transformar el estrato de isotermo a adiabático, y el área triangular entre
la isobara del suelo, la isoterma promedio inicial y la adiabática final corresponderá a esa energía.
Asimismo el punto de corte entre dichas isobara y adiabática dará la temperatura esperada en tierra para
esa hora.
Existen tablas de insolación para cada latitud y época del año que estiman la energía acumulativa depositada por la insolación a cada hora del día y con ella el espesor del estrato (en hPa) transformable de isotermo a adiabático por la convección. Con las citadas tablas se construye una plantilla transparente que se
aplica sobre el Tefigrama y permite determinar de manera gráfica y rápida los parámetros anteriores para
cada hora, es decir, el espesor del estrato convectivo real (techo de térmica) y la temperatura en tierra,
18
importante esta última para predecir el nivel de condensación (con el dato extra de la humedad en tierra
cuya previsión vemos en 5.2).
Si hay formación de cúmulos, en la parte superior del estrato por encima del nivel de condensación intervienen las adiabáticas saturadas y el procedimiento se complica algo más. Remitimos para este caso, así
como para ejemplos gráficos y mayor detalle de toda la explicación anterior a la Technical Note 158 de la
WMO.
No disponiendo por otra parte de las tablas de insolación para la latitud de 40º (centro de la península),
para la previsión de las temperaturas en tierra podemos recurrir a suponer que sea como la registrada en
el termograma del día anterior si el tiempo no ha cambiado significativamente en los últimos días, o a lo
sumo corrigiéndolo hacia arriba o hacia abajo utilizando las previstas por los servicios meteorológicos
(modelos HIRLAM y AVN en 3.2). Si tampoco tenemos el termograma, se puede recurrir a la previsión de
temperaturas de la NOAA (ver 3.1).
5.2 Humedad en tierra
La curva de humedad también puede mostrar una “inversión nocturna” (pues a través del rocío parte de
la humedad del aire en contacto con el terreno pasa a este último) y coincidir en tierra con la curva de estado, aunque esto no es frecuente en el seco interior peninsular. El primer cambio al salir el sol es la recuperación de esa humedad por el aire al secarse de nuevo el terreno por lo que la curva para entonces será
la extrapolación lineal hasta el suelo de la porción inmediatamente superior a la inversión. Posteriormente
la razón de mezcla tenderá a igualarse en todo el estrato convectivo, cuyo espesor creciente a cada hora
acabamos de ver en 5.1, por lo que, como humedad en tierra a los efectos del cálculo del nivel de condensación a esa hora, deberemos tomar el valor medio de la razón de mezcla en todo el estrato para la
curva extrapolada anterior.
5.3 Cambios esperables en altura (advecciones)
Examinando los análisis y previsiones de viento y temperatura de 850 y 700 hPa podemos estimar si va a
entrar (advección) aire más fresco o más cálido a esos niveles (750 m y 2.350 m QFE en Lillo respectivamente) con la consiguiente modificación de la curva de temperatura. Como resultado, en el caso de advección fría a esas alturas medias tendremos una mejora en el techo de térmica seca, auque no variará el nivel
de condensación, y si se forman cúmulos estaremos en el caso más favorable para la térmica media estimada en 2.5. El peor sería el de una advección cálida en altura o fría en superficie (brisa marina que puede
alcanzar el SE manchego desde levante), en cuyo caso la estimación de techo y térmica media deberán revisarse a la baja.
19
6 Previsión general del día y su presentación
6.1 Tareas preparatorias
Llegados al campo las tareas a hacer son:
6.1.1 Entrar en Internet, bajar e imprimir:
1) Sondeo de Barajas 00Z, dibujando acto seguido la isobara del suelo y anotando las altitudes QFE
a la dcha.
2) Mapas de:
• Análisis de viento y temperatura en superficie, 850 y 700 hPa si es posible (HIRLAM y AVN)
• Previsiones de los mismos para las 12.00 Z (que serán las 14.00 locales) de HIRLAM y AVN.
• Análisis de presión y frentes en superficie (UKMO).
6.1.2 Garita meteorológica:
• Coger el termo-higrógrafo (devolverlo a la garita apenas hayamos consultado el termograma).
• Anotar las últimas temperaturas máxima y mínima del correspondiente termómetro y
la humedad relativa del momento dada por el psicrómetro.
6.1.3 Previsión de temperaturas:
• Corregir (por error de instrumento) el termograma de la víspera para que sea consistente con las
temperaturas del termómetro de máxima y mínima.
• Anotar las previsiones horarias desde el orto hasta el ocaso tomándolas del termograma, desplazado si es preciso para ajustarlo a la previsión del HIRLAM y AVN para las 12.00 Z.
• Alternativamente, adoptar la previsión de la NOAA
6.1.4 Estudio del sondeo
Con los métodos descritos en 2 y el sondeo impreso, determinar para cada hora el techo de la térmica seca, el nivel de condensación y el desarrollo vertical de los cúmulos así como la térmica media.
Cotejar nuestra medida de humedad en la garita con la del sondeo para eventuales correcciones locales. Para la estimación horaria de la humedad en tierra es preciso seguir el procedimiento 5.2.
6.1.5 Refinamiento de la predicción (opcional)
Alternativamente al uso de la extrapolación del termograma de la víspera o a la aceptación de la predicción de la NOAA, aplicar el procedimiento explicado en 5 para la predicción de las temperaturas
en tierra. Si se piensa explotar relieves (montes de Toledo por ejemplo), hacer también una estimación del techo sobre ellos, según 2.6, para la hora del sobrevuelo.
6.1.6 Estimación de variaciones:
Prever la incidencia de advecciones a baja y media altura, llegada de nubosidad alta y posible formación de estratocúmulos examinando:
• Análisis y mapas de temperatura y viento en superficie, 850 y 700 hPa.
• Imágenes de satélite Meteosat y NOAA (ver la animación).
Humedad en el (e inmediatamente por encima del) nivel de condensación.
Frentes en aproximación y su velocidad de desplazamiento.
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• Cotejar los vientos reflejados en el margen derecho del sondeo con el análisis y previsiones del
HIRLAM y AVN para estimar eventuales nuevos valores durante el dia.
6.2 Presentación estándar
Todas las conclusiones anteriores se resumen gráficamente en la presentación estándar para los “briefing”
de vuelo a vela que mostramos aquí (tomada de la WMO Tech. Note 158).
Ci aislados
Térmicas
Débil
(0,5 a 1 m s-1)
AcAs aislados
Cs capa
As capa densa
Descendencias
Moderada
(1 a 3 m s-1)
Fuerte
(más de 3 m s-1)
Débil
(0,5 a 1 m s-1)
Moderada
(1 a 3 m s-1)
Fuerte
(más de 3 m s-1)
t = techo de la térmica seca
Cobertura nubosa en octavos
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7 Planificación del vuelo
La planificación del vuelo sobre la base de nuestra previsión meteorológica conviene basarla en los siguientes criterios:
1) Kilometraje según las horas previstas de térmica y la velocidad media que somos capaces de realizar con la térmica media estimada.
2) Circuito de forma que tengamos el viento en cola para el regreso a la tarde.
3) Recorrido eventualmente con algún tramo que explote relieves (montes de Toledo por ejemplo).
4) En las llanuras, si se prevé viento con un gradiente positivo dentro del estrato convectivo e intensidad de al menos 35-40 km/h en la parte superior con una inversión o capa muy estable a continuación , las ascendencias tenderán a organizarse en calles paralelas al viento (si están marcadas por
cúmulos constituyen entonces las llamadas Neforrutas), separadas unas 3 veces el valor del techo de
térmica, e intercaladas por otras de descendencia. El fenómeno se acentúa si por encima de la inversión el viento es también fuerte pero cambia de dirección. En estas circunstancias es aconsejable planificar tramos paralelos al viento (ida y vuelta por ejemplo) para aprovechar esas calles
BIBLIOGRAFÍA Y SITIOS WEB ACONSEJADOS
Technical Note 158 de la WMO (World Meteorological Organization), última edición (1992).
Vuelo sin Motor. Técnicas avanzadas, H.Reichmann, Paraninfo (1988).
Libros y manuales reseñados en el sitio web del Club Navarra.de Vuelo a Vela
http://perso.wanadoo.es/gggranero y la página de meteorología en dicho sitio.
Sección de meteorología en http://sportaire.com
Los sitios web citados en estas notas.
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Anexo 1
Tabla de diferencias psicrométricas
Según el gráfico Lambrecht’s-Psychrometertafel
23
24
Anexo 2
Diagrama de Stüve
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Descargar - Club de Planeadores de Vitacura

Transcripción

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de los aeromodelos a los RPAs