Artículo Noviembre 2011

METEOROLOGÍA

 

    I.- LA CORTANTE DEL VIENTO EN DESPEGUES Y ATERRIZAJES

    Articulo aparecido en una circular de OACI y publicado en diversas Revistas y Boletines.

    Iniciando su aproximación final a unos 1.500 pies, un piloto se enfrenta con viento duro. Coma el viento proporciona una parte importante de la velocidad aerodinámica indispensable, el piloto reduce motor. Súbitamente, a unos centenares de pies sabre el terreno, el viento se calma. Solo un rápido aumento de potencia impide que el avión entre en perdida y se estrelle.

    ¿Carrecto?, a lo correcto seria esto ...

    Iniciando la fase final para el aterrizaje, con viento duro, un piloto, nota que para poder pasarse en la pista ha de descender con cierto exceso de patencia. Súbitamente, a unos centenares de pies sobre el terreno, el viento se calma. Solo una rápida disminución de patencia impide que la aeronave haga una entrada larga.

    O ¿que les parece esta otra versión ? Iniciando la fase final para el aterrizaje, con viento duro, el piloto, observa que ha de descender con cierto exceso de potencia para mantenerse en la trayectoria normal de planeo hacia la pista. Súbitamente, a unos centenares de pies sabre el terreno, el viento se calma. Solo un rápido aumento de patencia impide que el avion entre en perdida y se estrelle.

    Si tiene alguna duda respecto a cual de los casos descritos es correcto (o si no tiene duda, pera esta equivocado), siga leyendo,. Hay casas que conviene saber acerca de la llamada cortante del viento (Cortante del viento es la variación local del vector viento o de alguno de sus componentes en una direccion dada), expresión que indica falta de homogeneidad y en nuestro caso particular que su velocidad aumenta, con la altura.

    Trayectoria normal de planeo.

    La figura 1 ilustra una trayectoria normal de planeo, correspondiente a un ángulo de descenso de 3 grados, a partir del paso por la vertical de la radiobaliza exterior a 1.000 pies de altura. Esta da una distancia de 3,14 millas marinas, desde la radiobaliza exterior al punto de contacto con la pista. Para ilustrar este caso típico se ha elegida un viento de cara de 20 nudas a la altura de 1.000 pies, que disminuye hasta 10 nudos en la superficie. La velocidad del vuelo es 140 nudos sobre la radiobaliza exterior, disminuyendo hasta ser 120 nudos en el punto de contacto. Estas condiciones se consideran coma representativas, y servirán de base para analizar los casos de viento normal a que se refieren los demás ejemplos. 

    De la figura 1 se deduce que el tiempo que invertirá el avión desde la radiobaliza exterior hasta posarse en la pista será, en este caso, 1,64 minutos, puesto que la velocidad media respecto al suelo resulta ser 115 nudos ; el valor medio de la velocidad vertical de descenso es 610 pies por minuto. En cuanta a la reducción que experimentan las velocidades en el trayecto en cuestión: la velocidad de vuelo disminuye 20 nudos, y la velocidad respecto al suelo 10 nudos. El cambio de la velocidad respecto al suelo tiene mucha importancia cuando se analizan casos normales de cortante del viento, porque, en el momento de acercarse a tierra, entraña el problema de acelerar o decelerar rápidamente una aeronave cuya masa puede llegar a 150 toneladas.

    Aproximación con viento de cola.

    En la figura 2 se indica una aproximación anormal con viento de cola, en la cual se supone que sobre la radiobaliza exterior hay un viento de cola de 40 nudos y que el aire esta en calma en la superficie. Como puede calcularse en este caso, la velocidad media. respecta al suelo, entre la radiobaliza y el punto de contacto en la pista, es de 150 nudos ; la cual da 1,24 minutos como tiempo invertido en tal recorrido y un valor medio de 880 pies por minuto para la velocidad vertical de descenso, suponiendo que la aproximación se ejecuta debidamente. Comparando este ejemplo con el de la figura 1, vernos que, si bien la velocidad aerodinámica ha sufrido una deceleración de 20 nudos en ambos casos, en este segundo ejemplo, la disminución de la velocidad respecto al suelo habrá de ser de 60 nudos, y ha de conseguirse en menos tiempo del empleado, en reducir los 10 nudos de la aproximación normal (Fig. 1).  Este es el quid del problema, Pues siempre que el viento cambie mas aprisa de lo que la masa de la aeronave puede acelerar o decelerar, las variaciones de viento implicaran cambios en la velocidad aerodinámica. En la situación que ilustra la figura 2, si el piloto no puede decelerar su aeronave en el corto tiempo requerido, se encontrara con que su velocidad de vuelo ha aumentada, y como lo probable es que, en su afán de mantener la velocidad, haya efectuado el descenso, por encima de la trayectoria recomendada, tendrá que dar otra vuelta al circuito. (Suponiendo que no cae en la tentación de hacer un aterrizaje largo.) Un detalle mas: cuanto, mas gradual sea la variación del viento, mayor será la probabilidad de que el piloto pueda decelerar para permanecer en la trayectoria optima del planeo y a la velocidad indicada correcta.

    Aproximación con viento, de frente.

    En la figura 3 se ilustra el caso de fuerte viento de cara al comienzo del descenso, suponiéndose que en la vertical de la radiobaliza exterior sopla un viento de 40 nudos, pero que la componente en el suelo es cero. La velocidad media respecto al suelo, entre la radiobaliza y el punto de contacto, es de 110 nudos; lo cual da para tiempo a invertir en el recorrido. 1,7 minutos y para valor medio de la velocidad vertical de descenso 580 pies por minuto, suponiendo una aproximación correcta. Comparando esta situación con la ilustrada como normal en la figura 1, vemos que en la aproximación con viento de cara que decrece, la velocidad de la aeronave respecto al suelo debe aumentar en 20 nudos durante la fase final, en vez de la deceleración de 10 nudos que implica una aproximación normal. A menas que esta aceleración se consiga, la aeronave quedara por debajo de la trayectoria normal de descenso y la entrada resultara corta. Eventualmente, la variación del viento no será gradual, sino que ocurrirá rápidamente. Si la velocidad cae por debajo de la perdida, la aeronave perderá altura, hasta que recobre la velocidad de vuelo o hasta que se estrelle contra el suelo. El tiempo necesario para acelerar hasta lograr la velocidad de vuelo puede exceder al tiempo disponible. A titulo ilustrativo se dan los resultadas siguientes, que se refieren a una aeronave determinada. Las condiciones son : altitud, 1.000 pies; régimen constante de potencia, velocidad, 100 nudas; viento de cara de 20 nudos. Si la aeronave se encuentra instantáneamente volando en aire en calma, los tiempos necesarios para acelerar hasta las velocidades respecto al suelo que se indican son: Sorry, your browser doesn't support Java(tm).

• 80 nudos - 0 segundos.

• 86 nudos - 39,9 segundos

• 90 nudos - 77,5 segundos

• 96 nudos - 175,5 segundos

    Este cálculo confirma las pruebas realizadas con un Constellation en vuelo estabilizado, a altitud constante, próximo a la velocidad de pérdida, en las cuales se vio que había, de pasar casi minuto y medio antes de que se registrara una aceleración apreciable después de haber aplicado plena potencia,

    Parece ser que para aterrizar sin peligra, cuando, el viento de frente decrece hasta la calma, la velocidad (aerodinámica) de aterrizaje ha de ser, por lo menos, igual a la velocidad de pérdida más la componente del viento de frente a unos 1.000 pies sobre la superficie.

    El peligro que entraña una repentina disminución del viento de cara en la aproximación final resulta agravada por el aumento de resistencia al avance, ya que el ángulo de ataque se aumenta para reducir la velocidad de pérdida, con la posibilidad de, llegar a volar en el segundo, régimen (zona de la curva de potencia en que se requiere más potencia para volar mas despacio ).

    Les pilotos de las aeronaves de hélices tienen una ventaja considerable, debido a la aceleración más rápida y a la menor potencia en la velocidad de pérdida, dado el aumento de la corriente de aire sobre el ala. En cambio los pilotos de aviones de reacción han de confiar exclusivamente en el aumento de velocidad.

    La súbita desaparición de la componente del viento de cara puede ser también desastrosa en el despegue, y de ello hay varios ejemplos en despegues efectuados en las condiciones de la cortante del viento que acompaña a las áreas tormentosas.

    Los virajes en viento, no homogéneo.

    El efecto que produce un viento no homogéneo en un viraje merece especial mención, por la posibilidad, en ciertos casos, de que ocurra simultáneamente con otras condiciones que aumenten la magnitud del riesgo. Los efectos pueden ser: una repentina disminución de la. velocidad aerodinámica ; un súbito aumento del ángulo de inclinación lateral, debido a la. componente lateral del viento cambiante al actuar sobre el diedro ; corrientes descendentes. Un análisis de las condiciones meteorológicas relacionadas con la presencia de las líneas de turbonada ha permitido llegar a la conclusión de que la aparición simultánea de los tres riesgos sólo, podría normalmente experimentarse en el hemisferio norte en un viraje a la izquierda.

    Viento, racheado.

    Guando el viento es racheado, la velocidad aerodinámica variará en una magnitud igual a la diferencia entre la calma y la ráfaga máxima. Por esta razón resulta apropiado mantener cierto exceso de velocidad cuando hay ráfagas, a fin de evitar que se produzca un descenso de velocidad que sea peligroso. Esto es especialmente importante durante la aproximación y durante el vuelo en circuito, debido a la, relativamente grande, resistencia al avance que presenta una aeronave con el tren desplegado, sobre toda cuado vuelo con inclinación lateral. Los procedimientos que figuran en los manuales de operaciones especifican las tolerancias que deben hacerse, corrientemente del orden de la mitad del valor de la ráfaga hasta una cifra especificada,.

    Gradiente anemométrico vertical.

    Debido a reducciones en las velocidades del viento en las capas bajas, a consecuencia del rozamiento con la superficie, la velocidad del viento aumenta gradualmente desde el nivel del suelo hasta el nivel del gradiente, en que el efecto de rozamiento ya no, es perceptible. Otra característica del gradiente anemométrico es el cambio en la dirección del viento en los niveles inferiores. En la atmósfera libre al viento sopla, aproximadamente, en dirección paralela a las isobaras, quedando a la izquierda la presión más baja; pero el rozamiento del suelo, además de reducir la velocidad del viento, causa. también un cambio en su dirección por debajo del nivel del gradiente, resultando que sopla algo transversalmente a las isobaras hacia la zona de presión más baja. Como consecuencia, el viento, va rolando en sentida contrario a las agujas del reloj, desde unos 3.000 pies a 300 pies de altura, siendo esta variación, como promedio, de 20 a 40 grados, pero alcanzando de 60 ó 90 en casos aislados. Una regla que puede ser muy útil en áreas en que la corriente atmosférica no está materialmente afectada por obstáculos ni por accidentes del terreno es: cuando el viento en la pista viene de la derecha y es casi de costado: o tiene una componente de cola, el viento del gradiente en general tiene una componente de cola más fuerte. Una situación extrema de este tipo en un gradiente de presión muy acusada podría originar una condición anormal de viento de cala no homogénea para aeronaves que utilicen esta pista. Análogamente, la variación de dirección, debida a rozamiento, por debajo del nivel del gradiente. aumenta también la cortante del viento en una aproximación con viento de frente. En este caso, el descender por debajo del nivel de gradiente exagera la disminución de la componente frontal, lo cual tiende también a disminuir la velocidad aerodinámica a menos que la velocidad respecto al suelo se acelere para corregir este factor.

    Gradientes anemométricos a baja altura.

    Los efectos del gradiente anemométrica vertical normalmente benefician a un avión durante el despegue, pues como la aeronave sube en una zona en que la velocidad del viento aumenta, la velocidad aerodinámica indicada aumenta mas aprisa de la que el avión realmente acelera respecto al suela. En el aterrizaje ocurre justamente la contrario,. Un viento de frente que disminuye a medida que el avión se acerca al suelo causa una disminución de la velocidad indicada que, en ciertas condiciones, puede hacer que la aeronave se pose antes de lo previsto. A medida que el avión desciende hacia la pista, debe esperarse cierta reducción ("bleed off") de velocidad. Durante la ultima porción del descenso, el piloto debe estar preparado para aumentar, en proporción considerable, el empuje de los motores a fin de acelerar su aeronave, en caso de que la disminución de velocidad debida al gradiente anemométrico sea mayor de lo esperado. Una regla practica para compensar parcialmente el efecto de gradiente anemométrico consiste en sumar a la velocidad de referencia para la aproximación la mitad del valor del viento de frente, permitiendo que la velocidad disminuya, en vez de tratar de conservar la velocidad de aproximación mas la mitad del viento de frente y el factor de corrección de ráfaga (un máximo de veinte nudos en total).

    Chorro a baja altura.

    La corriente de chorro a baja altura es un fenomeno muy corriente sobre el terreno llano de Great Plains, que alcanza su máximo en plena noche. En un caso notificado, a las 1700 el viento a 900 pies, era de 28 millas por hora ; a las 0300 de la mañana siguiente habia aumentado hasta 67 millas par hora, y a la vez la velocidad del viento a 30 pies sobre el suelo era de 10 millas por hora. La aparición de este fenómeno esta relacionada con inversiones nocturnas, en las que el viento se acelera por encima de la inversión y origina la corriente de chorro. Este fenómeno, debido a su magnitud y a que ocurre cerca de la superficie, constituye un peligro para las aeronaves.

    La falta de homogeneidad del viento puede aparecer también a consecuencia del enfriamiento diurno. El aire próximo al suelo se enfría y se estabiliza, tornándose brumoso; hacia la salida del sal el aire de las capas altas comienza a moverse, con lo cual se produce una cortante a baja altitud (del orden de 20 a 30 nudos en 200 o 300 pies,. Normalmente, este estado de cosas desaparece rápidamente.

    Indicios.

    La figura 4 trata de dar orientación respecto a los indicios reveladores de que hay cortante del viento, y que el piloto puede detectar mientras recorre el circuito. Suponiendo que en la superficie el aire esta en calma, o casi en calma, si hiciera falta avanzar con deriva como se indica en A o en B, puede esperarse que haya cortante en el viento de costado en la fase final. Si el avance transcurre como aparece en C, es evidente que a la altura del circuito hay una componente de cola, y deben anticiparse problemas de entrada larga. análogos a los discutidos en la sección "Aproximación con viento de cola:". Si la deriva es del tipo ilustrado en D, ella indica que hay componente de frente y existe la posibilidad de quedarse corto si el gradiente anemométrico es suficientemente importante y ocurre muy rápidamente durante la trayectoria de aproximación final.

    Siempre que exista inversión puede anticiparse que hay cortante del viento (Fig. 5). La cortante constituye también un posible riesgo en un paso frontal, así como dentro o en la proximidad de las tormentas. Las violentas corrientes descendentes que acompañan a las tormentas justifican que se retrase el despegue a el aterrizaje cuando tales fenómenos ocurren sobre el campo o en sus proximidades. Es de prever cortante del viento cuando se despegue a se aterrice sobre acantilados, agua, en terreno montañosa, y cuando hay grandes edificios o arbolados adyacentes a la pista. Normalmente, la severidad de semejante cortante del viento a baja altura. guarda relación directa con la velocidad del viento en la superficie. No hay que perder de vista la ayuda que se puede obtener del pronosticador meteorólogo. Cambie impresiones, con él antes de despegar y, si sospecha que pueda haber cortante del viento, pida su consejo, antes de iniciar la aproximación final.

    Soluciones,

    Al llegar aquí, confiamos en que ya habrá descubierto, cual de las tres situaciones expuestas al principio de este, articulo es la correcta. Y hasta es posible que haya discurrido sobre situaciones inversas que pueden existir. Supongamos que el aire esta en calma a la altitud del circuito, pero que hay viento en la superficie, y que al iniciar la maniobra de enderezar desde la fase final en que el aire estaba en calma se encuentra con un viento de cara de 15 nudos. Por la tanto, tiene que reducir otros 15 nudos antes de llegar al suelo, si se trata de hacerlo, a la velocidad normal de contacta, con la perspectiva de tener que dar otra vuelta o de efectuar un aterrizaje largo. Y si al llegar al suelo se encuentra usted con viento de cola..., la cosa ya no tiene remedio.

    Evalúe el riesgo que representa un viento no homogéneo para la aeronave que usted vuela,

    Si se ha notificado viento fuerte en la superficie, apunte usted un poco mas lejas para su contacto con la pista. La velocidad respecto al suelo será menor y el recorrido de rodadura se acortara.

    Si es probable, que exista cortante del viento, algunos recomiendan una aproximación algo mas tendida., a fin de atravesar, el área de cortante, sea mas lenta y de mas tiempo para una corrección.

    Si al despegar sospecha que exista ese fenómeno, acelere todo lo rápidamente que las condiciones lo permitan hasta hallarse con seguridad por encima de la velocidad de perdida.

    II.- SITUACIONES DE TIEMPO EN LA PENÍNSULA IBÉRICA

    Los estados de tiempo a que dan lugar las distintas situaciones meteorológicas en la Península Ibérica están condicionados por una serie de factores, con proyección climática que adquieren las dimensiones de constantes climatológicas.

    Por esta razón, a la sistemática de las situaciones debe preceder un breve esbozo de estas determinantes meteorológicas, así como del modo en que influyen en las distintas situaciones de tiempo.

   Determinantes climáticas.

    Radiación,- La Península Ibérica se encuentra en el hemisferio Norte, entre los paralelos geográficos 36 y 44 grados, por lo que el número de horas que el sol permanece sobre el horizonte, y su altura media sobre el mismo, son considerablemente elevadas.

    Contigüidad. - Esta situada entre dos mares de características distintas : El Océano Atlántico, de aguas frías, que se extiende al W. y el Mar Mediterráneo, de aguas templadas, al E. Y entre dos continentes diferentes también : el europeo, continente húmedo y frío del que forma parte y del cual le separa el muro pirenaico y y el africano, calida y seco -con el gran desierto del Sahara al otro lado de la faja argelino-marroquí y la barrera del Atlas. La Península, pues, constituye un área de transición entre dos mares y dos continentes de características climáticas totalmente diferentes.

    Continentalidad. - Su forma es maciza, pentagonal y con poco desarrollo de las costas, por lo que la influencia de los mares que la limitan no alcanza el interior. La Península viene a ser como un continente en pequeño, pero con una continentalidad fuertemente acusada y de clima muy extremado : muy frío en invierno y muy caluroso en verano. Esta fuerte continentalidad actúa sobre la atmosfera durante el invierno enfriando mas el aire, que se hace mas denso, y creando auténticos anticiclones muy fríos que, soldándose al de las Azores o al euroasiático, desplazan hacia el N. el eje de la circulación, alejando las borrascas o disminuyendo sus efectos. En verano, por el contrario, la fuerte insolación a que se ve sometido la península, crea depresiones locales de origen térmico que rompe el anticiclón tropical de las Azores, favoreciendo las corrientes, convectivas y las advecciones de aire septentrional.

    La continentalidad, pues, desempeña un papel amortiguador sobre los cambios estacionales de la circulación general, aminorando sus efectos al favorecer la creación de anticiclones en invierno y de depresiones térmicas en verano.

    Altitud. - El complejo ibérico presenta una altitud media considerable: superior a 600 metros en la meseta inferior y a 800 en la superior, con fuertes pendientes hacia el Cantábrico y el Mediterráneo, y declives suaves hacia el Atlántico.

    Esta gran altitud de las dos mesetas contribuye también a acentuar la continentalidad de la Península y sus efectos.

    Orografía;-Las cordilleras, - de gran altura - que cruzan la Península Iberica, la dividen en tres regiones climáticas totalmente distintas.

    - la vertiente atlántica, limitada par el macizo gallego, cordillera cantábrica y los Sistemas Ibérico y Penibético. Esta abierta al W. y al SW. y dividida en tres amplias regiones por el Sistema Central y Sierra Morena.

    - la vertiente cantábrica, limitada por el macizo gallego y la cordillera cantábrica, abierta al NW. y N. la vertiente mediterránea, limitada por los Montes Pirineos, cordillera Ibérica y Sistema Penibético, abierta al E. y S.

    La altitud de estos sistemas montañosos que limitan las tres grandes regiones c1imaticas citadas, es causa suficiente para que la mayor parte de las precipitaciones se produzcan a barlovento de los mismos, quedando el aire con poco contenido de humedad al descender a sotavento, lo que influye decisivamente en el régimen de lluvias de estas regiones, tan distintas entre si.

    Situaciones de tiempo.

    Dentro del esquema de la circulación general atmosférica, la Península ibérica se encuentra :

    - al NE. del anticiclón de las Azores, formado por aire tropical marítimo.

    - al SW. del anticiclón euroasiático, formado por polar continental.

    - al SE, de la borrasca de Islandia.

    - al NW. de la borrasca del Sahara, y

    - al S. del máximo de viento - chorro- y del frente polar.

    Las variaciones estacionales de la circulación general dan lugar a distintas disposiciones del campo bárico y, por tanto, a distintos tipos de tiempo; aunque estos vienen siempre modificados por los factores climatológicos anteriormente citados que los modulan y matizan. Las situaciones de tiempo en la Península Iberica responden a dos amplios modelos, de los cuales pueden derivarse multiples variantes, además de un tercero, de transición.

    - situaciones de tiempo derivadas de la circulación zonal, que denominaremos situaciones del Atlántico o de poniente.

    - situaciones de ruptura de la circulación zonal, dando lugar a las situaciones en «omega» y en «rombo», con circulación meridiana, y

    - situaciones de tiempo derivadas de la circulación meridiana.

    Situaciones derivadas de la circulación zonal.

    La circulación zonal, en la que el flujo del viento es predominantemente del W, puede ser alta o baja.

    Circulación Zonal Alta.

    Corresponde a una situación de buen tiempo anticiclónico. El eje de la circulación esta desplazado muy al N. y la Península Ibérica se encuentra debajo de una masa de aire tropical, con el anticiclón de las Azores muy alto en altitud y extendido hacia el E.

    El buen tiempo es general en las vertientes atlántica y mediterránea, mientras que en la cantábrica los vientos flojos de componente Norte, pueden dar lugar a nubes de estancamiento y precipitaciones débiles en forma de lloviznas.

    Esta situación puede presentarse en cualquier época del año, aunque predomina en el solsticio, de verano. frecuentemente se adelanta al ultimo tercio del equinoccio de primavera, anticipando el verano, o se prolonga al primer tercio del otoño, alargando el estío, dando lugar a estiajes excepcionalmente largos:

    La variante alta de la circulación zonal o, situación de buen tiempo anticiclónico, deriva hacia las llamadas «olas de calor» y «situaciones de tormenta» que respectivamente, corresponden a procesos alternativos de estabilidad e inestabilidad atmosférica.

    Olas de calor.- En verano, la fuerte insolación a que esta sometida la Península en las épocas de buen tiempo, llega a crear acusadas depresiones térmicas sobre la meseta inferior que rompen el anticiclón, deshaciéndolo por su parte sur. El núcleo bárico queda entonces sobre el Cantábrico e Inglaterra, extendiéndose a ambos lados de la Península, por el Atlántico y el Mediterráneo. La borrasca manchega llega a soldarse con la del Sahara, atrayendo aire africano y elevándose la temperatura considerablemente. Surgen así las intensas olas de calor estival, con máximas termométricas de 40 grados o superiores en la mitad S. de la vertiente atlántica, incluyendo el SW. de la meseta superior y el área del Mediterráneo, comprendida entre el Estrecho y la cuenca del Ebro.

    Situación de tormentas.- Las olas de calor tienen máximos pocos duraderos y evolucionan con cierta rapidez a situaciones de tormentas.

    a) Por entrada de aire del Mediterráneo en las capas bajas de la atmósfera; aire que aporta la humedad necesaria para que las corrientes convectivas, creadas por la turbulencia térmica, originen condensaciones que desemboquen en fenómenos tormentosos.

    b) Por advecciones frías en altura, cuando la depresión térmica se propaga en altitud y da origen a un flujo de septentrión que acentúa la inestabilidad al enfriarse las capas altas de la atmosfera y favorecer la convección de origen térmico y, a su vez, las tormentas.

    En invierno, estas situaciones de circulación zonal alta suelen presentarse también con frecuencia y dan lugar a periodos de buen tiempo seco. En otoño retrasan la llegada de las lluvias, prolongando el estiaje y en primavera anticipan el verano meteorológico.

   Circulación Zonal Baja,- El eje de la circulación discurre sobre nuestras latitudes.

    Situación de poniente.- (Fig. 6). Es la responsable de los grandes temporales del Atlántico que se presentan normalmente en otoño, dando lugar a prolongados periodos de mal tiempo, con precipitaciones copiosas. En primavera su duración es menor y en invierno considerablemente menos.

    La llegada del otoño meteorológico tiene lugar con un descenso considerable en latitud del eje de la circulación zonal. El «chorro> discurre sobre latitudes mas bajas y el frente polar, con sus ondulaciones, cruza la Península, naciendo los largos temporales que riegan copiosamente las vertientes atlántica y cantábrica.

    Pero el flujo de aire, inicialrnente del W., empieza a ondularse, iniciándose de esta forma la disipación de la situación. Las ondas del W. van adquiriendo progresivamente la mayor amplitud y, en su evolución, la corriente de poniente da lugar a las siguientes variantes de la circulación zonal:

    a) Variante zonal SW.- La onda del flujo zonal alcanza la Península por el SW., con vientos del tercer cuadrante y recrudecimientos del mal tiempo y las lluvias en Andalucía, Extremadura y meseta inferior, y regiones occidentales del Duero y Galicia, mientras se reducen las precipitaciones en el resto de la meseta superior y cesan casi por completo en el Cantábrico.

    b) Variante zonal del NW.- La onda alcanza la Península por un borde descendente, con vientos del cuarto cuadrante e intensificación del mal tiempo y las lluvias en el NW. de Galicia y Cantábrico y cabecera del Ebro, mientras disminuyen en la meseta superior y cesan casi por completo en la mitad Sur de la vertiente atlántica. Estas situaciones de poniente afectan muy poco a la vertiente mediterránea, excepto el tercio superior de la cuenca del Ebro, Pirineos y NE. de Cataluña, ya que la mayor parte del contenido en humedad del aire se condensa a barlovento; declives de las vertientes atlántica y cantábrica y cordilleras que las limitan, y llega al Mediterráneo con poca humedad relativa después de descender a sotavento de la divisoria.

    No obstante, los frentes fríos, sobre todo en otoño, pueden reactivarse al llegar al mar Mediterráneo, cuyas aguas alcanzan en esta época del año su temperatura mas alta. Y entonces, la reactivación frontal puede dar lugar a violentos temporales, con lluvias copiosas en Cataluña y Baleares.

    Ruptura de la Circulación Zonal.

    La circulación zonal puede romperse según dos procesos, dando lugar a situaciones de tiempo muy estacionarias denominadas «en omega» y en «rombo».

    Situación en omega.- (Fig. 7). Tiene lugar cuando se intensifican las componentes meridianas de las ondas de gran amplitud en las situaciones de poniente muy evolucionadas. Entonces, el aire tropical asciende en altitud y queda inmovilizado por los «chorros» que lo limitan al W. y E. De esta manera se establece una situación estacionaria de lenta evolución, denominada «en omega» por adquirir las líneas del flujo de vientos la forma de esta letra mayúscula del alfabeto griego. Se establece así una situación de bloqueo, al quedar fijado el aire tropical por las fuertes corrientes de aire que lo limitan a ambos lados, soplando del S. en la rama ascendente de la «omega» y del N. en la descendente, con dos depresiones a ambos lados del estrangulamiento en la base del anticiclón.

    Situación en rombo.-(Fig. 8). Si la situación en «omega» tenia su origen en la gran amplitud de la onda, «metiendo» un anticiclón tropical en el seno del aire polar, la situacipn «en rombo» es debida a una bifurcación de la corriente del Oeste en dos ramales : uno, dirigido hacia el NE, y otro, hacia el SE,. Ramales que de nuevo se unen, tras girar, respectivamente, los dos nuevos «chorros», hacia el SK y NE.

    Entonces, las líneas de flujo máximo toman la forma de un rombo, de donde deriva el nombre de esta situación. En el interior de este espacio romboidal se forman:

- un anticiclón en el Norte.

- una borrasca en el Sur.

    Situaciones derivadas de la Circulación Meridiana,

    Después de la ruptura de la circulación zonal, con el establecimiento de situaciones en «omega» o en «rombo», la circulación se hace meridiana, al adquirir los vientos una componente en el sentido de los meridianos geográficos.

    Situación del Norte.- La situacion Norte es consecuencia de disposición en «omega» de las líneas de flujo. El anticiclón caliente se sitúa en los niveles altos N. de la Península, con una borrasca en el área septentrional del Mediterráneo próximo, de tal forma que se establece un flujo intenso del Norte con ligera componente E.

    En superficie, el anticiclón se encuentra al NW. de la Península, con el eje en sentido NE.-SW., dejando al país en su borde sudoriental, y con una borrasca. en el Golfo de Lyon o sobre el Mar Balear.

    De esta forma, el flujo de aire sobre la Península es de componente N., estableciéndose un temporal de septentrión, con lluvias abundantes en el Cantábrico - especialmente en la mitad oriental -, cabeceras del Duero y Ebro, NE. de Cataluña, Norte de Baleares y laderas de barlovento de los sistemas Ibérico y Central. Esta situación es frecuente en invierno, de unos cuatro días de duración, y suele presentarse después de un temporal de poniente, cuando la circulación de poniente, después de ondularse, llega a romperse y se transforma en una situaci6n «omega».

    Las precipitaciones - de nieve en las cordilleras de la mitad Norte de la Península - solo son copiosas en la fase inicial. El tiempo mejora con rapidez después del paso del frente frío y el aire, seco y frío, limita sus condensaciones a las laderas de barlovento, por donde asciende.

    En altura, el viento sopla progresivamente frío y puede quedar embalsado sobre el área del Mediterráneo, en forma de «gotas de aire frío» desprendidas de la circulación zonal mas alta y rodeadas de aire mas templado y húmedo. Entonces tienen lugar procesos de intensa inestabilización, con empeoramientos bruscos del tiempo, cuyo origen hay que buscarlo en los niveles altos, siguiendo el desplazamiento de estas «gotas», cuyo sector SE. es donde el tiempo es mas duro y las precipitaciones de origen convectivo y las tormentas son mas violentas.

    Es en el otoño cuando estas gotas de aire frío, en contacto con el aire templado y húmedo del Mediterráneo -cuyas aguas alcanzan el máximo termometrito anual -, desencadenan los temporales de lluvia mas duros en Cataluña y Baleares, con precipitaciones torrenciales que desbordan los cauces y dan lugar a las mas grandes inundaciones.

    En primavera, las situaciones del Norte, con sus advecciones frías de altura, son menos frecuentes y duraderas y en verano, aunque también suelen presentarse, sus efectos no pasan de inestabilizaciones pasajeras de la atmosfera en el NE. de la Península. El «chorro» del Norte va desviándose con rapidez hacia el E. y la entrada de aire frío es desviada hacia Italia, donde se desplaza al centro de la borrasca, dando lugar a inundaciones en el valle del Po y mitad Norte de la península vecina.

    Situación del Nordeste.- Puede considerarse como una variante de la situación Norte, cuando el anticiclón orienta su eje en sentido ENE.-WSW. y penetra hasta Europa Central. En estos casas, que suelen presentarse desde la tercera decena de diciembre a la primera de febrero, las altas presiones pueden soldarse al anticiclón siberiano, cuyo extremo sudoccidental invade las llanuras europeas. Se establece así un flujo del ENE. por el borde meridional del anticiclón así constituido que, encauzado por los Alpes, llega hasta Francia y alcanza los Pirineos, desbordándolos por ambos lados, pues el escaso espesor de la masa de aire frío, muy denso, no llega a saltar el muro pirenaico, de mas altura.

    El frío penetra por el Cantábrico hasta Vascongadas, y a través de la depresión alavesa alcanza el valle del Ebro, descendiendo por el lado oriental, fluye par el valle del Rodano y alcanza el NE. de la Península, invadiendo Cataluña, el bajo Ebro, Levante y, en ocasiones, el bajo Segura.

    El frente frío que precede a la masa ártica deja nevadas en las zonas costeras del Cantábrico oriental, Pirineos, Cataluña y, en ocasiones, los sistemas Ibérico y Central, mitad W. del Duero y N. del Tajo, mejorando después el estado del tiempo, pero a costa de un descenso de la temperatura, con las olas de frío, invernales de mayor dureza que arrasan los cultivos de Cataluña, Levante y Sudeste.

    Situaciones de nevadas.- Las nevadas copiosas que cubren extensas áreas de la Península y, sobre todo, las cordilleras de la mitad septentrional, se producen cuando después de una situación del NE., el aire frío se retira y este es sustituido por el flujo h6medo y templado del W. o, SW.

    Son, pues, consecuencia del restablecimiento de la circulación zonal - o de la instauración de una situación del suroeste -, en las que el aire húmedo templado remonta la cuna formada por el aire frío en retirada. El frente caliente así formado. deja todas las precipitaciones en forma de nieve, al atravesar los hidrometeoros el aire frío en su ultima fase de descenso.

    Estas nevadas intensas son de carta duración y cuando el temporal persiste y no se limita al paso del primer frente de nieves, las lluvias que se suceden después licuan gran parte de la nieve caída, que solo se conserva en lugares altos, como ocurre en los casos en que el temporal es del suroeste y duradero. Pero cuando el sector calido, pasa con rapidez y le sustituye el aire polar seco del sector frío, la nieve perdura mas y, fundiéndose lentamente, da lugar a una infiltración mayor y su aprovechamiento por el suelo es máximo. Esta situación es típica del invierno y sucede a las olas de frio.

    Situación del Suroeste.- Deriva de una situación en «rombo>> (y también de situaciones en «omega» intensas, con el eje muy inclinado en sentido NE,.-SW.), en las cuales aparece una depresión en el área del Golfo de Cádiz. Esta borrasca se ahonda y activa sobre las aguas templadas del Golfo de Cádiz y la rama ascendente del chorro inferior, la arrastra hasta el SW. de la Península, dando lugar a un intenso temporal de lluvias que se extiende por toda Andalucía atlántica hacia el Norte hasta Extremadura y la meseta inferior.

    Estas situaciones del SW., de duración variable, son típicas del otoño y primavera y las trayectorias mas frecuentes del centro de la depresión suelen adentrarse por el litoral del Golfo de Cádiz, remontar el Guadalquivir, atravesar la Mancha y salir al Mediterráneo al N, del Cabo de San Antonio, con lo que el temporal se traslada en su ultima fase a Levante, Cataluña y Baleares, o pasar por el Estrecho al Mar de Alboran y adentrarse en el Mediterráneo al N. de Argelia o al S. del Cabo de San Antonio. En este caso, las lluvias intensas se extienden al Mediterráneo andaluz, Sudeste y, en menor grado, Levante y Baleares.

    Esta situación del Suroeste, una vez desplazada la borrasca al Mediterráneo y alejada hacia el E., suele continuarse con una situación de poniente, volviendo a restablecerse una circulación zonal.

    Situación de Levante.- En ocasiones, la borrasca del SW. emigra a las regiones meridionales del Mediterráneo próximo; áreas marítimas de Palos, Argelia o Sur de Baleares, y se hace estacionaria, con la depresión centrada sensiblemente en el N. de Argelia y el anticiclón sobre Francia, se establece así un intenso flujo del Mediterráneo, húmedo y templado, que da lugar a las lluvias torrenciales que azotan la vertiente mediterránea cuando se presentan intensas.

    Estas situaciones, en su forma mas activa, se presentan en primavera y, sobre todo, en el otoño, dando lugar, a temporales intensísimos con inundaciones devastadoras en Levante y Murcia, donde los cauces de las ramblas, siempre secos, no son capaces de contener y canalizar la enorme cantidad de agua de lluvia que cae con intensidad en toda la cuenca, cuya pendiente hace que el tiempo de concentración sea cortísimo y se desborden los cauces principales de salida, insuficientes para tales caudales.

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