clases meteorologia1[1]

8/3/2019 CLASES METEOROLOGIA1[1]

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NOCIONES BSICAS

DE

METEOROLOGA

ELABORADO POR: MTS (AV) ANTONIO MAGDALENO


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METEOROLOGA

Ciencia que estudia la atmsfera, comprende

el estudio del tiempo y el clima y se ocupa delestudio fsico, dinmico y qumico de la atmsferaterrestre. El nombre procede del griego: meteoros

(alto o elevado) y logos (tratado).Tiempo: conjunto de condiciones atmosfricas deuna localidad o zona determinada, considerando un

corto perodo de tiempo.Clima: conjunto de condiciones atmosfricasmedias de una localidad o zona determinada,

considerando un largo perodo de tiempo.


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EL SISTEMA SOLARSistema formado por el Sol, nueve planetasy sus satlites, asteroides, cometas ymeteoroides, y polvo y gas interplanetario.


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LA TIERRA (el planeta azul)Radio ecuatorial: 6,378.14 km.Distancia media al Sol: 149,600,000 km.Periodo rotacional:

23.9345 horas.Periodo orbital: 365.256 dias.Velocidad orbital media: 29.79 km/seg.Gravedad superficial ecuatorial: 9.78 m/seg2.


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ESTRUCTURA DE LA TIERRA

La gesfera: es la porcin slida del planeta. Tcnicamente sera laTierra misma (sin considerar la hidrsfera ni la atmsfera).La hidrsfera: el agua cubre un 71% de la superficie de la Tierra,casila totalidad se encuentra en los mares y ocanos en forma de aguasalada (97% ). De las aguas dulces (3%) la mayor parte est enforma de hielo y en aguas subterrneas. El agua situada sobre loscontinentes y la que est en la atmsfera son las cantidades

proporcionalmente menores, aunque su importancia biolgica esgrande.La atmsfera: una capa de gases que envuelve a la Tierra y quehabitualmente llamamos aire.


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MOVIMIENTOS DE LA TIERRA

LA ROTACIN.- La Tierra cada 24 horas, exactamente cada 23 h 56 minutos, dauna vuelta completa alrededor de un eje ideal que pasa por los polos, en direccinOeste-Este, en sentido directo (contrario al de las agujas del reloj), produciendo la

impresin de que es el cielo el que gira alrededor de nuestro planeta. A estemovimiento, denominado rotacin, se debe la sucesin de das y noches, siendo deda el tiempo en que nuestro horizonte aparece iluminado por el Sol, y de nochecuando el horizonte permanece oculto a los rayos solares. La mitad del globoterrestre quedar iluminada, en dicha mitad es de da mientras que en el lado

oscuro es de noche. En su movimiento de rotacin, los distintos continentes pasandel da a la noche y de la noche al da.


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LA TRASLACIN.- El movimiento de traslacin es un importantsimo movimiento de laTierra, por el cual nuestro globo se mueve alrededor del Sol impulsado por la gravitacin, y enun tiempo de 365 das, 5 horas y 57 minutos, equivalente a 365,2422 que es la duracin del ao.Nuestro planeta describe una trayectoria elptica de 930 millones de kilmetros, a una distanciamedia del Sol de 150 millones de kilmetros, ocupando el astro rey uno de sus focos, la distancia

Sol-Tierra es 1 U.A. (una Unidad Astronmica es igual a la distancia promedia entre el Sol y laTierra, es decir, 149.675.000 km). Como resultado de ese largusimo camino, la Tierra marchapor el espacio a la velocidad de 29,5 kilmetros por segundo, recorriendo en una hora 106.000kilmetros, o 2.544.000 kilmetros cada da. La excentricidad de la rbita terrestre hace variar ladistancia entre la Tierra y el Sol en el transcurso de un ao. A primeros de enero la Tierra alcanzasu mxima proximidad al Sol y se dice que pasa por el perihelio, y a primeros de julio llega a su

mxima lejana y est en afelio. La distancia Tierra-Sol en el perihelio es de 142.700.000kilmetros y la distancia Tierra-Sol en el afelio es de 151.800.000 kilmetros.


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SOLSTICIOS

EQUINOCCIOS
http://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Earth-lighting-winter-solstice_EN.pnghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Earth-lighting-summer-solstice_EN.pnghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Earth-lighting-equinox_EN.png


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EL SOLLas estrellas son los nicos cuerpos del Universo que emitenluz. El Sol es la estrella ms cercana a la Tierra y el mayorelemento del Sistema Solar, tambin nuestra principal fuente

de energa, que se manifiesta, sobre todo, en forma de luz ycalor.El Sol contiene ms del 99% de toda la materia del SistemaSolar. Ejerce una fuerte atraccin gravitatoria sobre losplanetas y los hace girar a su alrededor.El Sol se form hace 4.650 millones de aos y tiene

combustible para 5.000 millones ms. Despus, comenzar ahacerse ms y ms grande, hasta convertirse en una giganteroja. Finalmente, se hundir por su propio peso y se convertiren una enana blanca, que puede tardar un trilln de aos enenfriarse.

Datos bsicos El Sol La TierraTamao: radio ecuatorial 695.000 km. 6.378 km.

Periodo de rotacin sobre el eje de 25 a 36 das * 23,93 horas

Masa comparada con la Tierra 332.830 1

Temperatura media superficial 6000 C 15 C

Gravedad superficial en la fotosfera 274 m/s2 9,78 m/s2

RADIACIN SOLAR


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RADIACIN SOLAR:

LA RADIACIN ES UN MODO DE PROPAGACIN DE LA ENERGA . LA ENERGASOLAR ES GENERADA POR PROCESOS DE FUSIN NUCLEAR LOS CUALESTIENEN LUGAR CUANDO EL HIDRGENO ES CONVERTIDO EN HELIO EN ELINTERIOR DEL SOL.

CARACTERSTICAS:

EL 99% DE LA RADIACIN ELECTROMAGNTICA EMITIDA EST DENTRODEL RANGO DE 0,15 Y 4,0.

LA DISTRIBUCIN ESPECTRAL CORRESPONDE AL 9% UV, 45% VS, 46% IR.

LA RADIACIN ES DE ONDA CORTA < 4.

LA RADIACIN SOLAR NO VARA EN FORMA APRECIABLE, DEBIDOA ESTO ES CONVENIENTE DEFINIR UNA CANTIDAD CONOCIDA COMO:CONSTANTESOLAR ( 1,4 X 103 W m-2 ).

LA RADIACIN SOLAR QUE ALCANZA LA SUPERFICIE TERRESTRE ESMODIFICADA POR:

a.- LA ABSORCIN: PRODUCIDA POR GASES DE LA ATMSFERA (OZONO,OXGENO, VAPOR DE AGUA, DIXIDO DE CARBONO, POLVO, HUMO YPARTCULAS DE SAL).

b.- LA DISPERSIN: PRODUCIDA POR EL CONTACTO CON PARTCULAS EN LAATMSFERA.


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RADIACIN TERRESTRE
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/b/b6/Electromagnetic_spectrum-es.svg


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RADIACIN TERRESTRE:ES LA RADIACIN EMITIDA POR LA SUPERFICIE DE LA TIERRA MSLA RADIACIN ATMOSFRICA (SISTEMA TIERRA-ATMSFERA)

CARACTERSTICAS:- EL SISTEMA TIERRA-ATMSFERA SE COMPORTA COMO UN CUERPONEGRO CON TEMPERATURA DE EMISIN DENTRO DEL RANGO DE 200A 300K- EMITE RADIACIN ENTRE LAS LONGITUDES DE ONDA 4,0 Y 100- LA INTENSIDAD MXIMA ES DE APROXIMADAMENTE 10

- LA RADIACIN ES DE ONDA LARGA > 4

Sol radiacin onda

corta ( < 4)

Tierra radiacin onda

larga ( > 4)

DISTRIBUCIN DE LA RADIACIN EN EL SISTEMA TIERRA ATMSFERA


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DISTRIBUCIN DE LA RADIACIN EN EL SISTEMA TIERRAATMSFERA


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TRANSFERENCIA DE CALOR

Transferencia de calor, en fsica, proceso por el que se intercambiaenerga en forma de calor entre distintos cuerpos, o entre diferentes partes de unmismo cuerpo que estn a distinta temperatura. El calor se transfiere medianteconveccin, radiacin o conduccin. Aunque estos tres procesos pueden tenerlugar simultneamente, puede ocurrir que uno de los mecanismos predominesobre los otros dos. Por ejemplo, el calor se transmite a travs de la pared de unacasa fundamentalmente por conduccin, el agua de una cacerola situada sobreun quemador de gas se calienta en gran medida por conveccin, y la Tierra recibe

calor del Sol casi exclusivamente por radiacin.CONDUCCIN

En los slidos, la nica forma de transferencia de calor es la conduccin.Si se calienta un extremo de una varilla metlica, de forma que aumente sutemperatura, el calor se transmite hasta el extremo ms fro por conduccin. No

se comprende en su totalidad el mecanismo exacto de la conduccin de calor enlos slidos, pero se cree que se debe, en parte, al movimiento de los electroneslibres que transportan energa cuando existe una diferencia de temperatura. Estateora explica por qu los buenos conductores elctricos tambin tienden a serbuenos conductores del calor.


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CONVECCINSi existe una diferencia de temperatura en el interior de un lquido o un

gas, es casi seguro que se producir un movimiento del fluido. Este movimientotransfiere calor de una parte del fluido a otra por un proceso llamado conveccin.El movimiento del fluido puede ser natural o forzado. Si se calienta un lquido oun gas, su densidad (masa por unidad de volumen) suele disminuir. Si el lquido ogas se encuentra en el campo gravitatorio, el fluido ms caliente y menos densoasciende, mientras que el fluido ms fro y ms denso desciende. Este tipo demovimiento, debido exclusivamente a la no uniformidad de la temperatura delfluido, se denomina conveccin natural. La conveccin forzada se lograsometiendo el fluido a un gradiente de presiones, con lo que se fuerza sumovimiento de acuerdo a las leyes de la mecnica de fluidos.

RADIACINLa radiacin presenta una diferencia fundamental respecto a la

conduccin y la conveccin: las sustancias que intercambian calor no tienen queestar en contacto, sino que pueden estar separadas por un vaco. La radiacin esun trmino que se aplica genricamente a toda clase de fenmenos relacionadoscon ondas electromagnticas. Algunos fenmenos de la radiacin puedendescribirse mediante la teora de ondas, pero la nica explicacin generalsatisfactoria de la radiacin electromagntica es la teora cuntica.

FORMAS DE TRANSFERENCIA DE CALOR


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FORMAS DE TRANSFERENCIA DE CALOR


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LA ATMSFERALa atmsfera es la envoltura gaseosa que rodea el planeta y est compuesta

principalmente por una mezcla de gases (78% de nitrgeno, 21% de oxgeno y 1% deotros gases) que denominamos aire. A estos constituyentes hay que aadir el vapor deagua concentrado en las capas ms bajas, cuya cantidad depende de las condicionesclimatolgicas y la localizacin geogrfica, pudiendo variar entre el 0% y el 5%. Amedida que aumenta el vapor de agua, los dems gases disminuyen proporcionalmente.

Dado que unos componentes tienen ms peso que otros, existe una tendencianatural de los ms pesados a permanecer en las capas ms bajas (oxgeno por ejemplo)mientras que los ms ligeros se encuentran en las capas ms altas. Esto explica porqula mayor parte del oxgeno se encuentra por debajo de los 35.000 pies de altitud, yporqu a medida que se asciende (piense en el Everest) disminuye la cantidad deoxgeno presente en la atmsfera.

Este elemento gaseoso que denominamos aire tiene masa, peso y una formaindeterminada. Es capaz de fluir, y cuando est sujeto a cambios de presin cambia suforma debido a la carencia de una fuerte cohesin molecular, es decir, tiende aexpandirse o contraerse ocupando todo el volumen del recipiente que lo contiene. Dadoque el aire tiene masa y peso, est sujeto y reacciona a las leyes fsicas de la mismamanera que otros cuerpos gaseosos.

COMPOSICION DE LA ATMOSFERA


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GAS PORCENTAJE

NITROGENO 78%

OXIGENO 21%

ARGON 0,9%

ANHIDRIDO

CARBONICO 0,03%

OTROS GASES:

KRIPTON, XENON,

NEON, HELIO,

OZONO, IODO,

RADON,HIDROGENO,

AMONIACO

PEROXIDO DE HIDROGENO

COMPLETAN EL

100%

UNO DE LOS MAS IMPORTANTES ES EL

VAPOR DE AGUA

COMPOSICION DE LA ATMOSFERA

CAPAS DE LA ATMSFERA


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CAPAS DE LA ATMSFERA1.Estructura de la atmsfera segn el criterio qumico:

Homosfera: llega hasta los 80 km de altura y presenta una composicin qumica homognea.

Heterosfera: limita inferiormente con la homosfera. Su lmite superior es impreciso. Se caracteriza por presentaruna estratificacin en capas de sus componentes: el nitrgeno se sita entre los 90 y los 200 km de altura, el

oxgeno entre los 200 y los 1000 km, le sigue el helio desde los 1100 hasta los 3500 km, y finalmente, elhidrgeno a partir de los 3500 km.

2.Estructura de la atmsfera segn la temperatura:

Troposfera: es la capa ms prxima a la superficie terrestre. Llega hasta los 11 km de altura por trmino medio.En los polos no alcanza los 8 km, mientras que en las zonas ecuatoriales puede llegar a los 16. En esta capa latemperatura desciende con la altitud hasta los -56C. El lmite entre esta capa y la siguiente recibe el nombre detropopausa. Esta capa es de gran inters para los meteorlogos ya que es dnde tienen lugar los fenmenos

meteorolgicos responsables de los cambios del tiempo atmosfrico. Las nubes ms altas no acostumbran asobrepasar la tropopausa, solamente lo hacen algunos cirros y algunas grandes nubes de desarrollo vertical.

Estratosfera: es la segunda capa ms prxima a la superficie terrestre. Se encuentra sobre la troposfera y llegahasta una altura de unos 48 km. El lmite superior recibe el nombre de estratopausa. La temperatura aumentaprogresivamente con la altura hasta pocos grados bajo cero. Esta segunda capa es la que contiene la mayor partede la capa de ozono (a los 22 km se encuentra la concentracin mxima) que retiene las radiaciones ultravioletasdel espacio exterior, permitiendo el desarrollo de la vida terrestre.

Mesosfera: es la capa siguiente, que llega hasta los 80 km de altura y en ella la temperatura vuelve a descenderhasta el orden de los -100C.

Termosfera o ionosfera: es la capa que va de los 80 a los 600 km de altura. En ella los gases se encuentranen estado de disgregacin atmica, abundando las partculas con carga elctrica. La temperatura vuelve aaumentar de nuevo hasta superar los 1000C.

Exosfera: se encuentra a partir de los 1.000 km, y apenas existen molculas de materia. Es la regin queexploran los satlites artificiales y no tiene la menor influencia sobre los fenmenos meteorolgicos.

La Termosfera o Ionosfera se divide en las regiones D


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La Termosfera o Ionosfera se divide en las regiones D,E y F. La separacin se basa en que longitud de onda deradiacin solar es absorbida, con ms frecuencia, en cadaregin . La regin D es la ms baja en altitud, sinembargo, es la que absorbe ms radiacin energtica,

rayos-x duros. La regin D no posee un punto de inicio ofinal definido, pero incluye la ionizacin que ocurre pordebajo de 90 kilmetros.El pico de la regin E est cerca de los 105 kilmetros.Esta absorbe rayos-x suaves.

La regin F comienza a aproximadamente a 105kilmetros y llega a su mximo alrededor de 300kilmetros. Es la regin ms elevada de todas lasregiones. Aqu se aborde radiacin ultra-violeta extrema(EUV).

De manera ms sencilla, las regiones D y E reflejan lasondas de radio AM de regreso a la Tierra. Las ondas deradio con menor alcance se reflejan en las regin F. Laluz visible, la televisin y las ondas FM, son muy cortaspara poder ser reflejadas por la ionosfera. De manera quelas estaciones de televisin se hacen posibles debido atransmisiones va satlite.
http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/Atmosphere/images/atmos_layers_big_gif_image.sp.html


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18KMS

DIVISION DE LA ATMOSFERA POR CAPA

TROPOSFERA

TROPOPAUSA

40 - 50 KMS

ESTRATOSFERA

MESOSFERA

TERMOSFERA

30 - 50 KMS

300 KMS

900 KMS

EXOSFERA


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CIRCULACIN GENERAL DE LA ATMSFERA


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BB B

B

B

BB

B B

A

A

A

A

A

A

VIENTOS

ALISIOS NE

VIENTOS

ALISIOS SE

CIRCULACIN GENERAL DE LA ATMSFERA


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CIRCULACIN GENERAL

CLIMO TROPICAL (ZCIT)


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CLIMO- TROPICAL (ZCIT)


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LA TEMPERATURA

La temperatura es la medida del calor o lacantidad de energa de un objeto. Desde

un punto de vista microscpico, es unamedida de la energa cintica asociada almovimiento aleatorio de las partculas quecomponen el sistema.

Los instrumentos destinados a medir la

temperaturas son los termmetros. Haytres escalas comnmente usadasactualmente para medir la temperatura: laescala Fahrenheit (F), la escala Celsius(C), y la escala Kelvin (K).

La variacin que experimenta latemperatura a un intervalo de elevacindado se le denomina Gradiente vertical deTemperatura. El G.V.T. en una atmsferamodelo o standard es de 0,65C porcada 100 metros o 2C por cada 1.000 pies.

Termmetro


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Termmetro

Instrumento empleado para medir la temperatura. El termmetro ms utilizado es elde mercurio, formado por un capilar de vidrio de dimetro uniforme comunicado por un extremocon una ampolla llena de mercurio. El conjunto est sellado para mantener un vaco parcial en elcapilar. Cuando la temperatura aumenta el mercurio se dilata y asciende por el capilar. Latemperatura puede leerse en una escala situada junto al capilar. El termmetro de mercurio esmuy usado para medir temperaturas ordinarias; tambin se emplean otros lquidos como alcoholo ter.

Escalas de temperatura

Una de las primeras escalas de temperatura, todava empleada en los pasesanglosajones, fue diseada por el fsico alemn Gabriel Daniel Fahrenheit. Segn esta escala, a

la presin atmosfrica normal, el punto de solidificacin del agua (y de fusin del hielo) es de 32F, y su punto de ebullicin es de 212 F. La escala centgrada o Celsius, ideada por elastrnomo sueco Anders Celsius y utilizada en casi todo el mundo, asigna un valor de 0C alpunto de congelacin del agua y de 100 C a su punto de fusin. En ciencia, la escala msempleada es la escala absoluta o Kelvin, inventada por el matemtico y fsico britnico WilliamThomson , lord Kelvin. En esta escala, el cero absoluto, que est situado en -273,15 C,corresponde a 0 K, y una diferencia de un kelvin equivale a una diferencia de un grado en la

escala centgrada.

Ecuacion de conversion

De Centigrados a Fahrenheit F = 9 / 5 C + 32

De Fahrenheit a Centigrados C = 5 / 9 (F

32)


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TERMOMETRODE BULBO

TERMOMETRO

BIMETALICO

TERMOMETROELECTRONICO


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LA PRESION ATMOSFERICA


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LA PRESION ATMOSFERICA

La presin atmosfrica se consideracomo el peso de una columna de

aire en una unidad de rea, que seextiende desde la superficieterrestre hasta el lmite superior dela atmsfera y se mide enhectoPascales. El Barmetro es un

aparato para medir la presinatmosfrica.

TOPE

SUPERFICIE

P = F / S

z

LA PRESIN ATMSFERICA


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LA PRESIN ATMSFERICA

La masa de aire que envuelve la Tierra tiene un peso por el queejerce una presin sobre los seres vivos y los objetos. El peso total de laatmsfera es de unos 6.000 billones de toneladas. Sin embargo, este peso

apenas se nota. A nivel del mar, nuestro cuerpo soporta una presinperifrica de algo ms de 1 Kg./cm, pero esa presin sobre la piel seequilibra por la que ejerce hacia afuera el aire que entra en los pulmones yla sangre. A causa de esto no apreciamos los +/- 15.000 Kg. quesoportamos cada uno. La presin, debida al peso del aire, se denominapresin atmosfrica y su unidad de medida es la atmsfera, que es el peso

de una columna de mercurio de 760 mm. de altura y 1 cm de seccin, a lalatitud de 45 y al nivel del mar.

La presin del aire disminuye con la altura, as como tambin ladensidad. Dicha variacin es logartmica. As a 5000 metros la presin sereduce a la mitad (1/2 atmsfera). Al tener el aire siempre la misma

proporcin de oxgeno, si uno se eleva a 5000 metros, respira el mismovolumen de aire pero su presin parcial es la mitad y la sangre recibir lamitad de oxgeno. La presin atmosfrica no es la misma siempre en unpunto determinado, sino que sufre variaciones, dependiendo de diversosfactores, entre ellos la temperatura y la humedad. Para medir la presinpodemos utilizar el barmetro de mercurio, el barmetro aneroide o el

bargrafo.

BARMETRO DE MERCURIO
http://www.meteosort.com/meteosort/img/inst/fotos_noves/barometro_gran.jpg


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BARMETRO DE MERCURIO

Consiste, en su forma ms simple, en un tubo de vidrioaproximadamente de 100 cm. de largo, cerrado en uno de susextremos, que se llena de mercurio y se invierte en una cubeta

que contiene dicho fluido. La columna de mercurio equilibra lapresin atmosfrica. Con el fin de que las lecturas hechas ahoras diferentes y en lugar distinto puedan ser comparables, esnecesario hacer correcciones debidas a la capilaridad,temperatura, altura y latitud.

BARMETRO ANEROIDE

El barmetro aneroide (del griego a (sin) y neros(lquido)), est formado por una cpsula flexible (cpsula deVidi), cerrada de manera hermtica, en el interior de la cual se

ha hecho completa o parcialmente el vaco. Si la presinatmosfrica aumenta, la cpsula cede y comprime un resorte; sila presin disminuye, la elasticidad del resorte provoca que lacaja se expanda; estos movimientos se amplifican por medio deun sistema de engranajes en el extremo de los cuales seencuentra un ndice que seala sobre una escala graduada lapresin atmosfrica.
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VARIACIN DIURNA DE LA PRESIN(MAREA BAROMTRICA)


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Cyclones and Anticyclones


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EL ALTMETRO


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EL ALTMETRO.El altmetro muestra la altura a la cual est volando el avin. Para interpretar suinformacin, el piloto debe conocer sus principios de funcionamiento y el efecto de lapresin atmosfrica y la temperatura sobre este instrumento. El altmetro essimplemente un barmetro aneroide que, a partir de las tomas estticas, mide lapresin atmosfrica existente a la altura en que el avin se encuentra y presentaesta medicin traducida en altitud, normalmente en pies. El patrn para graduar alaltmetro es la atmsfera estndar.

EL ALTIMETRO


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EL ALTIMETROEl altmetro de uso aeronutico (Kollsman), es un barmetro que entrega lainformacin de presin como altitud. Es calibrado de acuerdo a la atmsferaStandard, en consecuencia slo indicar valores reales cuando se den estas

condiciones, no obstante existe un procedimiento y mecanismo de ajuste paraadecuarse a las condiciones locales en cada momento.Al ser un barmetro regulado segn la atmsfera Standard, si la presin vara1 Hg, el altmetro expresar un cambio de 1.000 pies de altitud. Eso significapor ejemplo que si un altmetro indica 1.000 pies con un QNH de 29,92 Hg y

cambio el ajuste a 29,82 Hg habr una diferencia de 0,1 Hg que se expresaren un cambio de 100 pies de altitud resultando en una lectura de 900 FT.Est construido por una cpsula aneroide hermtica, contenida en una cajasellada, que se conecta a la lnea de presin esttica del sistema esttico pitot.Esta presin al actuar sobre la cpsula, produce en ella un mayor o menor

aplastamiento (contraccin) segn sea su magnitud, efecto que se utiliza paraaccionar el sistema indicador. Normalmente y para hacer ms sensible elsistema, se acoplan tres cpsulas en serie. El sistema es prcticamenteinsensible a los cambios de temperatura. Tiene adems un sistema de ajustepara variar las indicaciones de presiones a condiciones no Standard.

Recordar que el altmetro utiliza slo presin esttica para su operacin.

Lectura del altmetro


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Generalmente, el dial est graduado con nmeros que van de 0 a 9 en el sentido de lasagujas del reloj, con divisiones intermedias de 20 en 20 pies. Aunque su lectura nodebera presentar ninguna dificultad, se debe prestar atencin a la forma en que semuestra la altitud, debido a que puede hacerse mediante agujas (dos o tres), mediante

contadores, o de forma mixta.Si el altmetro tiene dos agujas, que es lo habitual en aviones ligeros, la menor indicamiles de pies y la mayor centenas de pies; una indicacin en forma de cua es visible aaltitudes por debajo de 10000 pies e invisible por encima de esa altitud. Si tiene tresagujas, la ms pequea indica decenas de miles, la intermedia miles y la mayorcentenas de pies. Si el altmetro presenta la altura solo mediante agujas indicadoras, se

deben leer estas de menor a mayor tamao, como un reloj.

ATMSFERA TIPO


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ATMSFERA TIPO

LA ATMSFERA TIPO O ATMSFERA ESTNDAR, CONOCIDA COMOATMSFERA ISA (INTERNATIONAL STANDARD ATMOSPHERE), ES UNA ATMSFERA

HIPOTTICA BASADA EN MEDIDAS CLIMATOLGICAS MEDIAS, CUYASCONSTANTES MS IMPORTANTES SON:

UNOS VALORES EN SUPERFICIE AL NIVEL DEL MAR DE: TEMPERATURA: 15C (59F). PRESIN: 760 MM O 29,92" DE COLUMNA DE MERCURIO, EQUIVALENTES A

1013,25 MB POR CM. DENSIDAD: 1,325 KG. POR M. ACELERACIN DEBIDO A LA GRAVEDAD: 9,8 MS/SEGUNDO. VELOCIDAD DEL SONIDO: 340,29 MS/SEGUNDO.

UN GRADIENTE TRMICO DE 1,98C POR CADA 1000 PIES O 6,5C POR CADA 1000

MTS.

UN DESCENSO DE PRESIN DE 1" POR CADA 1000 PIES, O 1 MB POR CADA 9METROS, O 110 MB POR CADA 1000 MTS.

ESTA ATMSFERA TIPO DEFINIDA POR LA OACI SIRVE COMO PATRN DEREFERENCIA.


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LA ALTITUD DEL AVIN SE VA A CONOCER MIDIENDO LA PRESINATMOSFRICA EXISTENTE EN EL LUGAR POR DONDE SE VUELA. LA PRESIN SEMIDE CON UN BARMETRO, SI EN VEZ DE GRADUAR ESTE BARMETRO ENHECTOPASCALES, LO HACEMOS EN PIES, TENDREMOS CONSTRUIDO UNALTMETRO.

LA PRESINNORMAL ES AQULLA QUE, A NIVEL DEL MAR, CON UNATEMPERATURA DE 0C Y EN 45 DE LATITUD, EQUILIBRA UNA COLUMNA DE 760mm DE Hg DE ALTURA. 760 mm hg = 1013,2 hpa = 29,92 pulgadas

ATMSFERA STANDARD: LA O.A.C.I. LA DEFINE COMO AQULLA QUE ALNIVEL DEL MAR TIENE UNA TEMPERATURA DE 15C Y UNA PRESIN DE 760 mm DEHg (1013 hpa). LA TEMPERATURA DISMINUYE 6,5C POR CADA 1000 m. ,CONTINA

DISMINUYENDO EN ESTA RAZN HASTA LOS 11km (36.000 pies), ALTITUD A PARTIRDE LA CUAL, SE CONSIDERA QUE LA TEMPERATURA PERMANECE CONSTANTECON UN VALOR IGUAL A 56,5C. (LA I.S.A. SE HA CALCULADO HALLANDO LOSVALORES MEDIOS DE LAS VARIABLES ATMOSFRICAS A LO LARGO DE MUCHOTIEMPO).

ATMOSFERA TIPO O STANDARD (ICAO)


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( )

Altitud

metros

Temperatura

C

Presion

hPa

Diferencia por

1000 metros

hPa

Densidad

Kg

massa/m^3

0 15.0 1013.2 114.5 1.225

1000 8.5 898.7 103.8 1.112

2000 2.0 794.9 93.8 1.006

3000 -4.5 701.1 84.7 0.909

4000 -11.0 616.4 76.2 0.819

5000 -17.5 540.2 68.4 0.736

6000 -24.0 471.8 61.2 0.660

7000 -30.5 410.6 54.6 0.589

8000 -37.0 356.0 48.6 0.525

9000 -43.5 307.4 43.1 0.466

10000 -50.0 264.3 38.0 0.413

11000 -56.5 229.3 33.0 0.364

12000 -56.5 193.3 0.311

NIVELES STANDARD


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NIVELES STANDARDPresion

hPa

Altitud

metros

Altitud

Pies

Temperatura

Standard C

1000 111 364 14.3

850 1457 4781 5.5

700 3012 9882 -4.6

500 5574 18289 -21.2

400 7185 23574 -31.7

300 9164 30065 -44.6

200 11784 38662 -56.5

100 16180 53083 -56.5

50 20576 67507 -55.9

30 23849 78244 -52.7

20 26481 86881 -50.0

10 31055 101885 -45.4

Altitud: Es la distancia vertical entre


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un nivel, punto u objeto y el nivelmedio del mar.Altura: Es la distancia vertical entre

un nivel, punto u objeto y unareferencia especificada.Elevacin: Es la distancia verticalentre un punto o nivel de la

superficie de la tierra o unido a ella yel nivel medio del mar.

ELEVACION

EL TERMINO ALTITUD O NIVEL DE PRESIN SE HA SUSTITUIDO POR EL TRMINO NIVEL


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DE VUELO. LOS NIVELES DE VUELO SE HAN DEFINIDO COMO: SUPERFICIES DE PRESINATMSFERICA CONSTANTE RELACIONADAS CON UNA DETERMINADA REFERENCIA DEPRESIN, QUE ESTN SEPARADAS POR DETERMINADOS INTERVALOS DE PRESIN.

LA REFERENCIA DE PRESIN ES 1.013,2 HPA, LLAMADA TAMBIEN NIVEL DE REFERENCIA O

NIVEL 0. ESTE NIVEL CERO, PUEDE O NO COINCIDIR CON EL NIVEL DEL MAR. LOS NIVELESDE VUELO SON SUPERFICIES DE PRESIN CON INTERVALOS DE 500 PIES HASTA 20.000 PIESY DE 1.000 PIES A CONTINUACIN, EXPRESADOS EN CENTENARES DE PIES Y TOMANDOCOMO REFERENCIA LA SUPERFICIE DE PRESIN DE 1013,2 HPA (29,92) PULGADAS).

LOS NIVELES DE VUELO SE UTILIZAN PARA LOS VUELOS DE LAS AERONAVES EN RUTA DETAL MODO QUE EXISTA UNA SEPARACIN VERTICAL ENTRE LAS PROPIAS AERONAVES Y

ENTRE STAS Y EL TERRENO.


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CLASES DE ALTITUDES:

ALTITUD ABSOLUTA: ALTURA A LA QUE SE VUELA SOBRE LASUPERFICIE DE LA TIERRA.

ALTITUD VERDADERA: ALLTITUD REAL O EXACTA A LA QUE SE VUELASOBRE EL NIVEL MEDIO DEL MAR.

ALTITUD INDICADA: LA QUE MARCA EL ALTMETRO SIN CORREGIR PORLOS POSIBLES ERRORES DEL INSTRUMENTO. ALTITUD SOBRE EL N.M.M.

CUANDO SE AJUSTA EL ALTMETRO A LA PRESIN LOCALALTITUD DE PRESIN: LA QUE MARCA EL ALTMETRO CUANDO ESTAJUSTADO A 1.013,2 HPA (NIVEL DE VUELO). LA PRESIN ES LA MISMA ENCUALQUIER PUNTO DE LA TRAYECTORIA DEL AVIN. SE EST VOLANDOEN UNA SUPERFICIE DE PRESIN CONSTANTE.

ALTITUD DE DENSIDAD: LA DENSIDAD DEL AIRE ES LA MISMA ENCUALQUIER PUNTO DE LA TRAYECTORIA DEL AVIN. NO ES UNAREFERENCIA DE ALTURA ES UN INDICE DE COMPORTAMIENTO(PERFOMANCE) DEL AVIN.


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Efecto de los Cambios de Presin y Temperaturaid d l di i d f S d d b


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En muy pocas oportunidades se vuela en condiciones de atmsfera Standard y sabemosque tanto la presin atmosfrica como la temperatura varan constantemente en un lugardado, en ruta y en el aerdromo de destino. Cuando se vuela bajo el nivel de transicincon reglaje QNH, la informacin del altmetro es confiable, sin embargo cuando se

vuelan niveles de vuelo es importante saber que no necesariamente estaremos volando ala altitud que indica el altmetro.En ruta se vuela con reglaje QNE (29,92 Hg) lo que implica volar niveles depresincon informacin altimtrica poco precisa. Eso significa por ejemplo que si un pilotoplanifica cruzar un cerro que tiene 8.000 pies a nivel de vuelo 85 (FL85) no le basta

slo la lectura directa del altmetro para tener la certeza de que podr efectuar el cruce.Hay que considerar dos variables importantes: presin y temperatura:a) Efecto de la Presin: el altmetro es un barmetro que nopiensa, cualquierdisminucin de presin es captada y expresada como aumento de altitud. Eso significaque si volamos hacia un rea de baja presin, estaremos ms bajo que lo que indica el

altmetro. Dicho de otra manera el piloto tratar de mantener el nivel de vueloseleccionado descendiendo bajo el nivel real.b) Efecto de la Temperatura: los cambios de temperatura hacen desplazarseverticalmente la atmsfera por contraccin o expansin. Por ello, si se vuela hacia unazona fra habr una contraccin molecular que har descender los niveles de presindejando al avin ms bajo que lo que indica el altmetro (y al contrario con airecaliente)


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ALTURA SOBRE ELTERRENO

ALTITUDNIVEL DE

VUELO

PLANO DE REFERENCIA 1.013,2 hpa (mb)


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AJUSTE ALTIMTRICO: los distintos tipos de presin referencial que podemoscolocar en la ventanilla del altmetro son:


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colocar en la ventanilla del altmetro son:

QNH: Presin al nivel del mar deducida de la existente en el aerdromo,considerando la atmsfera con unas condiciones estndar, es decir sin tener en cuentalas desviaciones de la temperatura real con respecto a la estndar. Esta presin de

referencia es la ms utilizada por los pilotos y normalmente las torres de control y lasestaciones de seguimiento nos darn la presin QNH.La utilidad de esta presin de referencia se debe a que en las cartas de navegacin yde aproximacin a los aerdromos, las altitudes se indican respecto al nivel del mar.Con esta presin de referencia, al despegar o aterrizar el altmetro debera indicar laaltitud real del aerdromo.

QNE: Presin estndar al nivel del mar. Por encima de una determinada altituddenominada de transicin (normalmente 6000 pies) los reglamentos areos establecenque todos los aviones vuelen con la misma presin de referencia. Esta presin, 29,92" o1013 milibares, es la correspondiente a la atmsfera tipo al nivel del mar. De estamanera, cualquier cambio en las condiciones atmosfricas afectan por igual a todos losaviones, garantizando la altura de seguridad que los separa.

QFE: Presin atmosfrica en un punto de la corteza terrestre. No utilizada en laprctica. Si calamos el altmetro con la presin QFE que nos d un aerdromo, estemarcar 0 al despegar o aterrizar en el mismo.

QFF: Presin al nivel del mar, deducida de forma similar a la QNH pero teniendo encuenta los gradientes de presin y temperatura reales en vez de los de la atmsferaestndar. Prcticamente no se utiliza.


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INFLUENCIA DE LA PRESIN EN LAS ACTUACIONES YPERFOMANCE DEL AVIN


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PERFOMANCE DEL AVINAL SER BAJA LA PRESIN, SER BAJA LA DENSIDAD DEL AIRE.CUANDO HAY PRESIN BAJA EN UN AEROPUERTO:- SE REDUCE LA POTENCIA, PUESTO QUE EL MOTOR ABSORBE MENOSAIRE PARA MANTENER LA COMBUSTIN. SE NECESITA UNA MAYORVELOCIDAD PARA LOGRAR EL DESPEGUE Y EL ATERRIZAJE (AIRE MUYPOCO DENSO).- REDUCE EL EMPUJE, PORQUE LA HLICE SE AFERRA MENOS EN EL AIRELIVIANO Y UN JET TIENE MENOS MASA DE GASES QUE IMPULSAR POR EL

TUBO DE ESCAPE, EL FLUJO MSICO ES MENOR. SE REQUERIR UNALONGITUD DE PISTA MUCHO MAYOR PARA LOGRAR ALCANZAR LAVELOCIDAD MNIMA DE DESPEGUE.- REDUCE LA RAZN DE ASCENSO PORQUE EL AIRE LIVIANO EJERCEMENOS FUERZA EN LAS SUPERFICIES AERODINMICAS. DURANTE LA

SALIDA SE TENDR UNA VELOCIDAD DE ASCENSO MENOR YAUMENTAR LA VELOCIDAD DE PRDIDA (MNIMA VELOCIDAD A LA QUEUN AVIN PUEDE MANTENERSE EN VUELO).EN ESTE CASO, PUEDE OCURRIR QUE SE NECESITE MAYOR LONGITUD DEPISTA Y EL AEROPUERTO NO DISPONGA DE LAS DIMENSIONES

REQUERIDAS, ENTONCES SE TENDR QUE DISMINUIR EL PESO DEL AVINPARA PODER DESPEGAR .


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LA HUMEDAD

Medida del contenido de agua en la atmsfera. Laatmsfera contiene siempre algo de agua en forma de vapor. Lacantidad mxima depende de la temperatura; crece al aumentarsta: a 4,4C, 1.000 kg de aire hmedo contienen un mximo de 5kg de vapor; a 37,8C 1.000 kg de aire contienen 18 kg de vapor.

El peso del vapor de agua contenido en un volumen de

aire se conoce como humedad absoluta y se expresa en kg deagua por kg de aire seco. Los cientficos se refieren a estasmedidas con gramos de vapor de agua por metro cbico. Lahumedad relativa, dada en los informes meteorolgicos, es larazn entre el contenido efectivo de vapor en la atmsfera y lacantidad de vapor que saturara el aire a la misma temperatura.

Si la temperatura atmosfrica aumenta y no se producencambios en el contenido de vapor, la humedad absoluta no varamientras que la relativa disminuye. Una cada de la temperaturaincrementa la humedad relativa produciendo roco.

HUMEDAD ATMOSFRICA


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HUMEDAD ATMOSFRICA

La humedad atmosfrica es la cantidad de vapor de agua existente en elaire. Depende de la temperatura, de forma que resulta mucho ms elevada en

las masas de aire caliente que en las de aire fro. Se mide mediante un aparatodenominado higrmetro, y se expresa mediante los conceptos de humedadabsoluta, especfica, o relativa del aire. La fuente principal de la humedad delaire es la superficie de los ocanos, de donde se evapora el agua de formaconstante. Pero tambin contribuyen a su formacin los lagos, glaciares, ros,superficies nevadas, la evapotranspiracin del suelo, las plantas y los animales.La humedad absoluta y la especfica aumentan paralelamente a la temperatura,mientras que la variacin de la humedad relativa es inversamente proporcionala la temperatura, al menos en las capas bajas de la atmsfera, donde su valor

mnimo corresponde a las horas de mayor calor, y el mximo a las madrugadas.Como la atmsfera en sus capas altas est estratificada, la temperatura y lahumedad no son las mismas de una capa a otra y la humedad relativa varabruscamente. La humedad atmosfrica terrestre presenta grandes fluctuacionestemporales y espaciales.


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La humedad absoluta: es la masa total de agua existente en el aire por unidadde volumen, y se expresa en gramos por metro cbico de aire (cantidad devapor de agua en gramos que contiene un metro cbico de aire).

La humedad especfica: mide la masa de agua que se encuentra en estadogaseoso en un kilogramo de aire hmedo, y se expresa en gramos porkilogramo de aire.

La humedad relativa: es la relacin porcentual entre la cantidad de vapor deagua real que existe en la atmsfera y la mxima que podra contener a idnticatemperatura. Relaciona el vapor de agua realmente existente con el que podrallegar a contener. La temperatura determina la cantidad mxima de vapor deagua que el aire puede contener.

El Punto de Roco: es la temperatura a la que el aire debe enfriarse a presinconstante, para que quede saturado por el vapor de agua presente en laatmsfera. Cuando el punto de roco se compara con la temperatura del aire, sepude calcular cun prximo se encuentra el aire para saturarse.

EL HIGROGRAFOSu funcionamiento se basa en la propiedad que tienen algunas


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Su funcionamiento se basa en la propiedad que tienen algunassustancias de absorber el vapor del atmsfera, llamada sustanciashigroscpicas. Casi todas las sustancias orgnicas tiene la facultad de

absorbe la humedad y entonces se hinchan; el cabello es bastantesensible a esta propiedad, si su atmsfera se encuentra hmedo o seca; elcabello rubio de mujer manifiesta la mxima humedad, debido a esto seha escogido como censor de los higrgrafos despus de pasar enrollandola garganta de una pequea polea cuando aumenta la humedad loscabellos se alargan y el peso tirando de su extremo libre hacen que lapolea gire.


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EN EL DESCENSO

BAJA LA MASA DE AIRE

AUMENTA LA PRESIN

EL GAS SE COMPRIMEADIABATICAMENTE

LA TEMPERATURA DE LAMASA AUMENTA

EN EL ASCENSO

LA TEMPERATURA DE LAMASA DISMINUYE

LA MASA DE AIRE SE

EXPANSIONAADIABATICAMENTE

DISMINUYE LA PRESIN

SUBE LA MASA DE AIRE

EQUILIBRIOESTABLE

EQUILIBRIOINESTABLE

EQUILIBRIOINDIFERENTE


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31C 31C 31C

16C 16C 16C16C13C 18C

LA ESTABILIDAD VARA DESDE ABSOLUTAMENTE ESTABLE A


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LA ESTABILIDAD VARA DESDE ABSOLUTAMENTE ESTABLE AABSOLUTAMENTE INESTABLE Y LA ATMSFERA HABITUALMENTE ESTEN UNA BALANZA MUY SENSIBLE. UN CAMBIO EN EL GRADIENTEVERTICAL DE TEMPERATURA EN UNA MASA DE AIRE PUEDEDESEQUILIBRAR ESTE BALANCE. POR EJEMPLO, EL CALENTAMIENTO DELA SUPERFICIE O ENFRIAMIENTO EN ALTURA, PUEDEN HACER EL AIREMS INESTABLE; POR OTRA PARTE, EL ENFRIAMIENTO DE LA SUPERFICIEO EL CALENTAMIENTO EN ALTURA, HACEN EL AIRE MS ESTABLE. ELAIRE PUEDE SER ESTABLE O INESTABLE EN ALGUNAS CAPAS.

SE PUEDE VOLAR EN AIRE ESTABLE Y EN AIRE INESTABLE?S SE PUEDE, Y HABITUALMENTE SE HACE YA QUE EL AIRE RARA VEZ ESNEUTRALMENTE ESTABLE. LA CONVECCIN NORMAL EN AIREINESTABLE HACE TURBULENTOS LOS VUELOS, PERO SOLO A VECES SON

LOS SUFICIENTEMENTE VIOLENTOS COMO PARA SER PELIGROSOS. ENAIRE ESTABLE, EL VUELO ES GENERALMENTE SUAVE, PERO A VECESPUEDE HABER TECHO BAJO Y POCA VISIBILIDAD.

Condiciones de vuelo-VUELO EN AIRE ESTABLE: No hay corrientes verticales significativas, y , en


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VUELO EN AIRE ESTABLE:No hay corrientes verticales significativas, y , enconsecuencia, el avin no experimenta "meneos". El vuelo se caracteriza poruna gran suavidad y el grado de comodidad es muy alto. La nubosidad esestratificada y en muchas ocasiones el cielo est despejado. El vuelo dentro de

nubes puede ocasionar engelamiento, si bien, no suele ser fuerte.Las condiciones de despegue y aterrizaje pueden verse afectadas seriamentepor la mala visibilidad. precisamente las nieblas y estratos bajos se producencon marcada estabilidad en las capas bajas.Un fenmeno que se produce siempre en situaciones de aire estable es la

onda de montaa, dentro de la cual el vuelo puede alcanzar condicionescrticas debido a fuertes descensos.- VUELO EN AIRE INESTABLE:tres fenmenos sustanciales afectan al vuelo,y estos son: corrientes verticales, que dan origen a turbulencia; formaciones dehielo, siempre que las condiciones sean favorables, y buena visibilidad fuerade las nubes.La nubosidad es de desarrollo vertical y pueden desencadenar tormentas y

chubascos de agua, nieve o granizo. El vuelo es en general incmodo. Losmeneos y baches obligan a una constante atencin por parte del piloto.Las condiciones de aterrizaje aun con buena visibilidad pueden ser afectados

por vientos racheados.

EL VIENTO


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El viento es la variable de estado de movimiento del aire. En meteorologa se estudia el vientocomo aire en movimiento tanto horizontal como verticalmente. Los movimientos verticales del airecaracterizan los fenmenos atmosfricos locales, como la formacin de nubes de tormenta. Elviento es causado por las diferencias de temperatura existentes al producirse un desigual

calentamiento de las diversas zonas de la Tierra y de la atmsfera. Las masas de aire mscaliente tienden a ascender, y su lugar es ocupado entonces por las masas de aire circundante,ms fro y, por tanto, ms denso. Se denomina propiamente "viento" a la corriente de aire que sedesplaza en sentido horizontal, reservndose la denominacin de "corriente de conveccin" paralos movimientos de aire en sentido vertical. En superficie, el viento viene definido por dosparmetros: la direccin en el plano horizontal y la velocidad.La direccin del viento.-viene definida por el punto del horizonte del observador

desde el cual sopla. En la actualidad, se usa internacionalmente la rosa dividida en360. El clculo se realiza tomando como origen el norte y contando los grados en elsentido de giro del reloj.La velocidad del viento.- se mide preferentemente en nutica en nudos

La fuerza de Coriolis o efecto de Coriolis, descrita en 1835 por el cientfico francs Gaspard-Gustave Coriolis, es una fuerza originada por la rotacin de la Tierra. Tiende a desviar la trayectoriade los objetos que se desplazan sobre la superficie terrestre hacia a la derecha en el hemisferio


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de los objetos que se desplazan sobre la superficie terrestre hacia a la derecha en el hemisferionorte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. La fuerza de Coriolis desempea un importante papelen las pautas meteorolgicas, afectando a los vientos predominantes y a la formacin detormentas, y tambin a las corrientes ocenicas. Como consecuencia, los sistemas de bajaspresiones rotan en sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte, mientras que endicho hemisferio los sistemas de altas presiones y los ciclones en el hemisferio Sur rotan en elsentido de las agujas del reloj.

Cmo afecta la fuerza de Coriolis a los vientos globales El viento sube desde el ecuador yse desplaza hacia el norte y hacia el sur en las capas ms altas de la atmsfera. Alrededor de los30 de latitud en ambos hemisferios la fuerza de Coriolis evita que el viento se desplace ms all.En esa latitud se encuentra un rea de altas presiones, por lo que el aire empieza a descender denuevo. Cuando el viento suba desde el ecuador habr un rea de bajas presiones cerca del nivel delsuelo atrayendo los vientos del norte y del sur. En los polos, habr altas presiones debido al airefro.


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VIENTO REAL

La Friccin es una fuerza que acta en sentido contrario a laVIENTO GEOSTROFICO


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qdireccin del viento. Mientras ms irregular es el terreno ymientras mayor sea la velocidad del viento, mayor ser elefecto de friccin. A medida que la Fuerza de Friccin (F)retarda la velocidad del viento, la Fuerza de Coriolis (FC)disminuye. sin embargo, la Friccin no afecta a la Fuerza deGradiente de Presin (P). P y FC pierden su equilibrio, unaP mayor que FC, dirige al viento hacia zonas de bajaspresiones, formando un angulo con las isobaras. La FC y laF se combinan para equilibrar a P.

La Fuerza de Gradiente de Presin encauza al viento y esperpendicular a las isobaras, el viento comienza a soplardesde una zona de alta presin a una de ms baja presin,perpendicular a las isobaras. En el instante que comienza asoplar, Coriolis acta y lo desva a la derecha (HN). Pronto

el viento es desviado en 90 y queda en direccin a lasisobaras, en ese instante FC se equilibra con P y el vientosoplar paralelo a las isobaras

A

B

C

HN HN

VIENTO GRADIENTE

E i il l i fi l i l f l


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B A

VG VG

P

P

C C

FC

FC

1016

10121012

1008

HN

Es similar al viento geostrfico, pero en el se incluye una fuerza ms: laCentrfuga, por ser una trayectoria circular (isobaras curvas).

En las bajas presiones hay un equilibrio entre la Fuerza de Gradiente de Presin(dirigida al centro) y la suma de la Fuerza Centrfuga y la Fuerza de Coriolis

(dirigidas hacia fuera).

En las altas presiones hay un equilibrio entre la Fuerza de Coriolis (dirigida alcentro) y la suma de la Fuerza Centrfuga y la Fuerza de Gradiente de Presin(dirigidas hacia fuera).


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Development of Wind Patterns


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VARIACIN DIURNA DEL VIENTO

Aparte de las variaciones que puede haber debido al desplazamiento y cambio enel campo de presin general, puede apreciarse, tanto en la direccin como en laintensidad del viento, una variacin diurna local como consecuencia de losmovimientos convectivos del aire y el diferente calentamiento en cada hora deldia.

El viento en superficie va aumentando durante el dia y decrece en la noche.

VIENTOS LOCALES

Las irregularidades de la superficie son la causa de las variaciones del viento.Entre los vientos locales ms conocidos tenemos: la brisa de mar y tierra, y labrisa de montaa y valle (los vientos anbaticos y catabticos).

BRISA DE MAR A TIERRA BRISA DE TIERRA A MAR


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BRISA DE VALLE (VIENTO ANABTICO) BRISA DE MONTAA (VIENTO ANABTICO)


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DA

MSCALIENTE

MS FRA

RADIACINSOLAR

MSCALIENTE

MSFRA

NOCHE

RADIACINTERRESTRE


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NUBE:


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ES UN DETERMINADO VOLMEN

VISIBLE DE AIRE QUE CONTIENE VAPORDE AGUA CONDENSADO Y/OSUBLIMADO FORMANDO GOTAS DE

AGUA O CRISTALES DE HIELO.

PROCESO DE FORMACIN(CONDICIONES NECESARIAS):


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(CONDICIONES NECESARIAS):

NCLEOS DE CONDENSACIN (PARTCULAS SLIDAS,MICROSCPICAS, EN SUSPENSION). AIRE HMEDO (VAPOR DE AGUA).

ENFRIAMENTO.

EL ENFRIAMIENTO SE PUEDE CONSEGUIRPOR ESTOS PROCEDIMIENTOS:

1. ASCENSO OROGRFICO (NUBES OROGRFICAS).

2. TURBULENCIA (NUBES POR TURBULENCIA).3. CONVECCIN (NUBES CONVECTIVAS).

4. ADVECCIN (NUBES ADVECTIVAS).

5. FRENTES (NUBES FRONTALES).


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Proceso Orogrfico Proceso Turbulento

Proceso por Calentamiento

Proceso por frentes

NUBES OROGRFICASSE FORMAN CUANDO EL VIENTO TIENE UNA COMPONENTE


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PERPENDICULAR A LAS MONTAAS Y LA HUMEDAD RELATIVA ES ALTA. ABARLOVENTO EL AIRE ES OBLIGADO A SUBIR Y SE ENFRA, ALCANZNDOSE LASATURACIN A PARTIR DEL NIVEL DE CONDENSACIN. A SOTAVENTO SE VE

FORZADO A DESCENDER Y SE CALIENTA, DISIPANDOSE LA NUBE. EL DESARROLLOE IMPORTANCIA DE LAS NUBES OROGRFICAS DEPENDE DE LOS SIGUIENTESFACTORES:

1. CARACTERSTICAS DE LA MONTAA: UNA LARGA CADENA MONTAOSA Y DEAPRECIABLE ELEVACIN CONTRIBUYE AL ASCENSO Y DESCENSO, Y FAVORECE ELDESARROLLO NUBOSO.

2. DIRECCIN Y VELOCIDAD DEL VIENTO: EL VIENTO DEBE TENER UNACOMPONENTE PERPENDICULAR A LA MONTAA Y LA MASA DEBE TENER LASUFICIENTE ENERGAAL ENCONTRARSE CON EL OBSTCULO.

3. HUMEDAD RELATIVA DEL AIRE: AIRE SECO A BARLOVENTO NO PRODUCENUBOSIDAD, SI SE PRODUCE LO HACE A BASTANTE ALTURA Y DE POCODESARROLLO. SI EL AIRE QUE SUBE ES SECO, PERO POR ENCIMA DE LA MONTAA

HAY UNA CAPA HMEDA, STA ES FORZADA A SUBIR Y LA NUBOSIDAD PUEDE SERMAYOR.4. ESTABILIDAD DEL AIRE: SI HAY INESTABILIDAD, EL AIRE QUE SUBE A

BARLOVENTO SEGUIR MOVIENDOSE HACIA ARRIBA, FORMANDOSE GRANDESCU O CB. SI HAY ESTABILIDAD ENCIMA DEL NIVEL DE LA MONTAA Y EL AIREQUE ASCIENDE ES HMEDO, LA NUBOSIDAD TIENE POCO DESARROLLO (EFECTOTAPADERA). EVIDENTEMENTE, LA NUBE SE FORMA A BARLOVENTO, PERO SUCIMA DESCIENDE ALGO A SOTAVENTO.

AIRE HMEDOAIRE SECO


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AIRE SECO AIRE SECO

AIRE HMEDOESTABLE

AIREHMEDO

INESTABLE

NUBES POR TURBULENCIA


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EN CIERTAS CONDICIONES, LA TURBULENCIA CERCA DEL SUELOORIGINA LA FORMACIN DE NUBES, ESPECIALMENTE A LA SALIDA DEL

SOL O AL ATARDECER. LOS REMOLINOS CREADOS POR ROZAMIENTOCONTRA EL SUELO PRESENTAN IRREGULARES CORRIENTES VERTICALESHACIA ARRIBA Y HACIA ABAJO. EL MOVIMIENTO DE ESTOS REMOLINOSPRODUCE UN EFECTO DE MEZCLA EN TODA LA CAPA INFERIOR, CON ELCONSIGUIENTE TRANSPORTE DE CALOR Y HUMEDAD, QUE VAPROGRESANDO POCO A POCO Y GRADUALMENTE DE ABAJO A ARRIBA,CONDENSNDOSE EN CONDICIONES APROPIADAS, FORMANDO UNACAPA CONTINUA DE NUBES ESTRATIFICADAS, CUYO ESPESOR DEPENDEDE LA PROPIA CAPA TURBULENTA. LAS CONDICIONES IDEALES PARA QUESE FORMEN NUBES DE TURBULENCIA DEBEN SER ALTA HUMEDADRELATIVA Y FUERTE TURBULENCIA.

LAS NUBES FORMADAS POR TURBULENCIA SON, EN GENERAL,ESTRATOS (St) O ESTRATOCUMULOS (Sc). SON NUBES DELGADASSITUADAS A NIVELES BAJOS QUE NO DAN PRECIPITACIN. SU DURACINES MUY VARIABLE.



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NIVEL DE CONDENSACIN

AIRETURBULENTO

AIRE LISO

(LAMINAR)

SC / ST


NUBES CONVECTIVASSE PRODUCEN POR MOVIMIENTOS DEL AIRE DE FORMA VERTICAL Y ESTN


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SE PRODUCEN POR MOVIMIENTOS DEL AIRE DE FORMA VERTICAL Y ESTN

ESTRECHAMENTE RELACIONADO CON LA ESTABILIDAD DEL AIRE.

SE PUEDEN FORMAR POR LOS SIGUIENTES PROCESOS:

1. CALENTAMIENTO DEL SUELO POR RADIACIN SOLAR DIRECTA: ALCALENTARSE LA MASA DE AIRE EN CONTACTO CON EL SUELO SE HACE MENOSDENSA QUE EL AIRE QUE LO RODEA Y SE ELEVA, ALCANZANDO EL NIVEL DECONDENSACIN, EMPEZAR A FORMARSE LA NUBE. SI LA INESTABILIDAD ESPROFUNDA Y ALCANZA GRANDES ALTURAS, LA NUBE ES DE GRAN DESARROLLO

DEL TIPO CU CONGESTUS O CB.2. AIRE FRIO A ALTOS NIVELES: LA INESTABILIDAD PUEDE LOGRARSE CUANDO

UNA MASA DE AIRE FRIO (MS DENSO) EN ALTA COTA, TIENDE MOVERSE HACIAABAJO, POR LO QUE DICHA INESTABILIDAD PROGRESA DE ARRIBA HACIA ABAJOHASTA QUE ALCANZA LA SUPERFICIE. SI HAY SUFICIENTE HUMEDAD, SE FORMANCB. ESTO SE CONOCE COMO GOTASFRAS.

3. CALENTAMIENTO DEL AIRE EN NIVELES BAJOS AL MOVERSE SOBRE UNASUPERFICIE MS CALIENTE: UNA MASA DE AIRE ESTABLE FRA Y POLAR ENCONTACTO CON LA SUPERFICIE DEL MAR SE MUEVE HACIA LATITUDES MSBAJAS, SE CALIENTA POR ROZAMIENTO CON AGUAS MS CALIENTES Y VACARGANDOSE DE HUMEDAD, HASTA QUE LLEGA A LA TEMPERATURA DE DISPARO,DESENCADENANDOSE LA INESTABILIDAD Y LA FORMACIN DE CB.

NUBES CONVECTIVAS


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NUBES CONVECTIVAS

NUBES ADVECTIVASLA ADVECCIN ES EL TRANSPORTE DE CUALQUIER PROPIEDAD POR


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LA ADVECCIN ES EL TRANSPORTE DE CUALQUIER PROPIEDAD PORMEDIO DEL MOVIMIENTO HORIZONTAL DEL AIRE. LAS NUBES ADVECTIVAS SEFORMAN CUANDO EL AIRE SE TRANSPORTA DE UNA REGIN MS CALIENTE

SOBRE UNA REGIN MS FRA.EL AIRE CALIENTE EN CONTACTO CON EL AIRE FRO SE ENFRA, Y SI LA

TEMPERATURA DESCIENDE HASTA EL PUNTO DE ROCO SE PRODUCE LACONDENSACIN Y SE FORMA LA NUBE, QUE SER DEL TIPO ESTRATIFORME YPUEDE TENER UN ESPESOR DE 2.000 METROS. MUCHAS VECES EST ENCONTACTO CON EL SUELO EN FORMA DE NIEBLA.

AIRE FRO

AIRE CALIENTE

NUBE

NUBES FRONTALES


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1. AIRE FRO EMPUJANDO AL AIRE CLIDO: UNA GRAN MASA DE AIRE FRO

EMPUJA A OTRA GRAN MASA DE AIRE CLIDO, QUE SE SATURA. COMO ELAIRE FRO ES MS DENSO, SE COLOCA DEBAJO DEL AIRE CLIDO, Y ALEMPUJARLE COMO UNA CUA LO LEVANTA, ORIGINANDO FUERTESCORRIENTES VERTICALES, DESENCADENANDOSE LA INESTABILIDAD. LANUBOSIDADES DEL TIPO CU CONGESTUS O CB, Y COMO LAS MASAS CUBRENGRANDES EXTENSIONES, LAS NUBES FORMAN COMO UNA BARRERA DECIENTOS DE KILMETROS. EN OTRAS PALABRAS, ESTAS NUBES NO SONLOCALES NI DE EVOLUCIN DIURNA, PRESENTANDOSE A CUALQUIER HORA.

2. AIRE CLIDO MOVIENDOSE SOBRE AIRE FRO: UNA GRAN MASA DEAIRE CLIDO EMPUJA A OTRA GRAN MASA DE AIRE FRO. EN ESTECASO LA MASA CLIDA, MS LIGERA SE DESLIZA CASIADVECTIVAMENTE SOBRE LA MASA FRA, Y AL ASCENDER VAENFRINDOSE Y CONDENSNDOSE. LA NUBOSIDAD ES DEL TIPOESTRATIFORME. CS EN LA PARTE MS ALTA, AS EN LOS NIVELESMEDIOS Y NS / ST EN LOS BAJOS.

NUBES FRONTALES


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AIRE FRO EMPUJANDOAL AIRE CLIDO

AIRE CLIDO

MOVIENDOSE SOBREAIRE FRO


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CLASIFICACION DE LAS NUBESSEGN SU ALTURA:


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SEGN SU ALTURA:

NUBES BAJAS: BASE PRXIMA A LASUPERFICIE HASTA LOS 6.500 PIES.

NUBES MEDIAS: BASE 6.500 PIES HASTALOS 20.000 PIES.

NUBES ALTAS: BASE 20.000 PIES EN

ADELANTE.NUBES ESPECIALES: BASE PRXIMA A

LA SUPERFICIE HASTA 50 000 PIES

TIPOS DE NUBESNUBES BAJAS


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NUBES BAJAS:

ESTRATOS (St), ESTRATOCUMULOS (Sc),CUMULOS (Cu), NIMBOESTRATOS (Ns).

NUBES MEDIAS:

ALTOCUMULOS (Ac), ALTOESTRATOS (As)

NUBES ALTAS:

CIRROS (Ci), CIRROSTRATOS (Cs),CIRROCUMULOS (Cc).

NUBES ESPECIALES:

CUMULONIMBOS Cb

Grupo Altura de la Base de las Nubes Tipo de Nubes


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Nubes altas Trpicos: 6000-18000m

Latitudes medias: 5000-13000mRegion polar: 3000-8000m

Cirrus

CirrostratusCirrocmulus

Nubes Medias Trpicos: 2000-8000mLatitudes medias: 2000-7000mRegion polar: 2000-4000m

AltostratusAltocmulus

Nubes Bajas Trpicos: superficie-2000mLatitudes medias: superficie-2000mRegion polar: superficie-2000m

StratusStratocmulusNimbostratus

Nubes con DesarrolloVertical

Trpicos: hasta los 12000mLatitudes medias: hasta los 12000mRegion polar: hasta los 12000m

CmulusCumulonimbus


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http://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:AAfog3.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/7d/Misty_morning02.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:FrozenField-Stratus.jpg


105/112

STRATUS

NEBLINA

NIEBLA

NIMBOSTRATUS

STRATOCUMULUS
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/3/37/Mount_Kinabalu_Clouds_8.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Nov20-05-Nimbostratus.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:AAfog3.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/7d/Misty_morning02.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:FrozenField-Stratus.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/3/3c/GoldenMedows.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/6/66/Img20050526_0007_at_tannheim_cumulus.jpg


106/112

Cmulos

CMULOS
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/a/a3/Cumulus_clouds_panorama.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/a/a3/Cumulus_clouds_panorama.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/3/3c/GoldenMedows.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Bluesky2.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Cumulus20_-_NOAA.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Cumulus_congestus_small_tower.JPGhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/6/66/Img20050526_0007_at_tannheim_cumulus.jpg


107/112

CUMULONIMBOS
http://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Wagga-cb-7dec05.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Mammatus-clouds-Tulsa-1973.pnghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/9/98/Anvil_shaped_cumulus_panorama_edit_crop.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:AltostratusClouds.jpg


108/112

ALTOSTRATUS
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/1/1f/Cirrus_and_Altostratus_undulatus.JPGhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/71/Close_Cirrostratus_stratiformis.JPGhttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:AltostratusClouds.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Altocumulus_undulatus_cloud.jpg


109/112

NUBELENTICULAR

A

L

T

O

C

U

M

U

L

U

S
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/a/af/Img20050129_0001_de_neuss_wolken.JPGhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/1/1c/Markeral-Bold2-Color.jpghttp://es.wikipedia.org/wiki/Imagen:Altocumulus_undulatus_cloud.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/57/Lenticular4.jpg.jpeghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/1/16/Lenticular_hawaii_big.gifhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/73/Cirrus_clouds2.jpg


110/112

CIRRUS
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/9/90/Cirrusclouds-Georgia-Oct1st.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/5d/CirrusUncinusWithPlane.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/58/Long_Cirrus_fibratus.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/73/Cirrus_clouds2.jpghttp://commons.wikimedia.org/wiki/Image:Close_Cirrostratus_stratiformis.JPGhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/0/0b/Cirrus_over_Warsaw%2C_June_26%2C_2005.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/58/Long_Cirrus_fibratus.jpg


111/112

Cirrus fibratus Cirrus

Cirrocumulus stratiformis

Cirrostratos stratiformis

Altocumulos Altostratos

CumulosStratocumulos Stratos
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/6/63/St1.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/8/85/Sc_2.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/a/a3/As_1.jpghttp://commons.wikimedia.org/wiki/Image:Close_Cirrostratus_stratiformis.JPGhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/7/7f/Cirrocumulus_to_Altocumulus.JPGhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/0/0b/Cirrus_over_Warsaw%2C_June_26%2C_2005.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/5/58/Long_Cirrus_fibratus.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/4/45/Big_Cumulonimbus.JPGhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/4/4f/Ns1.jpg


112/112

Nimbostratos Cumulonimbus
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/0/00/Moment_of_sunrise_at_sea.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/b/b2/Orographic_lifting_of_the_air_-_NOAA.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/6/6c/On_the_fringe_of_a_downburst_-_NOAA.jpghttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/4/45/Big_Cumulonimbus.JPGhttp://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/4/4f/Ns1.jpg

clases meteorologia1[1]

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