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Club de Planeadores Los Caranchos

Aeródromo:  Ruta Provincial C-45  -  ALTA GRACIA  -  Departamento Santa María  -  Provincia de Córdoba  - República Argentina


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Manual del Vuelo a Vela
Wolf Hirth
1942

Movimiento ondulatorio a sotavento

por el DOCTOR HÖHNDORF

Todas las grandes masas de aire que formando un todo son separadas por alguna causa de su posición de equilibrio o son obligadas a tomar otra posición, toman un movimiento oscilatorio amortiguado respecto a la altura inicial. Durante este movimiento obran sobre esas masas las fuerzas derivadas del principio de Arquímedes, además los fenómenos de turbulencia en sus contornos, que determinan una mezcla, y finalmente el trabajo que consume la energía del movi­miento, realizado al penetrar durante él las masas de aire que rodean a la que se mueve. Es indiferente cuál pueda ser la causa determinante del movimiento, sea una potente ele­vación por un obstáculo, sea un recalentamiento. La oscila­ción de la ascendencia térmica es un fenómeno corriente; las crestas de los cúmulos detrás de algunas montanas se han tomado con cinematógrafo y, además, han sido objeto de descripciones, y muchos pilotos alemanes conocen el fenó­meno de este género que se presenta a sotavento de Milse­burg. Consideremos el fenómeno en un obstáculo de mucha longitud y analicemos las posibilidades que pueden resultar de este movimiento oscilatorio.
(Es interesante decir el artificio empleado para hacer más patentes los movimientos del aire en las nubes y demás fenómenos de la condensación del vapor de agua. Este artificio es una modalidad de los efectos estroboscópicos, en los que se basa la sensación de movimiento que da el cinematógrafo.
Se obtienen vistas con una cámara cinematográfica lenta y se proyectan luego a la velocidad normal; entonces todos los fenómenos se aceleran y aquellos movimientos que, por su lentitud, se escapan a nuestra observación, se presentan ante nosotros con rapidez y resultan completamente claros. Cuanto mayor sea la lentitud con que se tomen las vistas sucesivas, mayor será el contraste del movimiento.
La idea de aplicar este medio a los fenómenos de la atmósfera se debe al meteorólogo español señor Fontseré.
El que esto escribe tuvo ocasión de ver la proyección de numerosas películas obtenidas de este modo en el congreso de vuelo sin motor celebrado en Bu­dapest, en mayo de 1936, al que asistió llevando la representación de España como miembro de la Istus.
Un miembro de la representación francesa, Mr. Kampé de Feriet, pro­yectó películas de formación de cúmulos, de invasión de niebla en un valle, de transformaciones del cielo, etc.
Luego tuvo ocasión de ver otras películas análogas en el establecimiento Alemán del Vuelo a Vela y en el Instituto Meteorológico de Francfort, donde el intervalo de toma de vistas era hasta de minutos, con lo que la sensación de transformación resultaba de una evidencia extraordinaria. - N. del T.)
Para la mayor parte de los cálculos de la Meteorología general el gradiente de 1º/100 m. es el límite entre las estra­tificaciones, lábil y estable. Pero si luce el sol puede produ­cirse un calentamiento por la acción del suelo y entonces el límite inferior de las posibilidades de vuelo a vela térmico está en 0,8º/100 m., es decir, con los 0,8º/100 m. y la radia­ción solar se determina un gran cambio en la posición de las capas de aire inferiores, que da lugar a movimientos vertica­les de 2 m/seg. y más. Con un gradiente de 0,3º/100 m., que es el valor medio que se presenta en las alturas superiores, cuando existen inversiones o isotermia, se puede descartar por completo la posibilidad de influencias térmicas. En las consideraciones que siguen tomaremos esas cifras como lími­tes característicos de situaciones meteorológicas con masas muy estables (0,3º/100 m.) y a punto de perder su estabili­dad (0,8º/100 m.).
 

a)  Situaciones en el límite de estabilidad, gradiente
0,8º/100 m. o más

Una porción de aire recalentado, de las que se elevan ladera arriba, tiene su altura de equilibrio cambiada por el calentamiento, de a a n. Si se supone una montaña de mucha longitud en sentido normal al dibujo y que a su largo sean las mismas las condiciones del suelo, todas las porciones de aire de la capa inferior deberán tomar movi­mientos oscilatorios paralelos, cuyas amplitudes (longitud entre las posiciones extremas) y períodos, lo mismo que la magnitud del cambio de nivel de a a n, sólo dependen de la estratificación de temperaturas y del recalentamiento, mientras que la longitud de la onda únicamente está deter­minada por la velocidad horizontal del viento (Se considera de interés añadir que la ondulación del aire es el movi­miento resultante de combinar la oscilación vertical a consecuencia del cambio de nivel de a a n, producido por el calentamiento, con la traslación debida al viento horizontal. - N. del T.). Con gran velocidad las partículas de aire en oscilación recorren un gran espacio en el tiempo de una oscilación completa; la onda resulta rebajada, el campo de ascendencia (véase apartado c) se traslada con relación al terreno, pero la intensidad de la ascendencia o componente vertical de la velocidad permanece invariable. Todo el aire por encima de esas porciones reca­lentadas, es decir, el que no ha tomado calor alguno del suelo, será arrastrado por las otras masas en movimiento, mientras que el aire a sotavento del obstáculo fluirá obedeciendo a la acción de las fuerzas determinadas por la repartición de presiones, derivada de la situación general meteorológica correspondiente a la carta del tiempo. Esto es, naturalmente, imposible hasta en un terreno ideal como el supuesto.

Fig. 118

La cortina de aire formada por la ascendencia tiene que dislocarse y resolverse en ascendencias aisladas; sea porque en algunos lugares aislados el terreno forme a modo de toberas en las que se acumule el aire que es constantemente recalentado en el valle, sea que un cqmpo de ascendencia de dimensiones importantes se forme y se desvanezca alternadamente, sea, por fin, que surjan aquí y allá ascendencias aisladas. Además, hay que añadir los torbellinos de sotavento que pueden for­marse y que podrán desprenderse de tiempo en tiempo, o bien tomarán carácter estacionario; las oscilaciones de pe­queña amplitud que también son posibles; pero lo más fre­cuente será una turbulencia general más o menos regular, la cual irá desvaneciéndose poco a poco con el alejamiento del obstáculo.

Fig. 119

N. del T. - Cu y Lent. son las abreviaturas con las que se representa en Meteorología a las nubes de los tipos cúmulos y Lenticulares.

Si el nivel de la condensación es inferior a la cúspide del movimiento vertical de las porciones de aire elevadas desde el valle, entonces se formarán detrás de la montaña nubes del tipo cúmulo, las cuales coronarán los campos de ascenden­cia sucesivos, lo que ocurrirá precisamente cuando la estra­tificación sea uniforme con relación a la altura superior a la montaña, o bien se presentarán las nubes aplastadas de tipo lenticular, cuando en esas alturas siguientes exista una in­versión, resultando entonces, naturalmente, deformada tam­bién la inversión, que tomará un cierto peralte. Con esto se producirán oscilaciones de la superficie de inversión, las cuales, si hay resonancia, reforzarán las oscilaciones inferio­res o, en otro caso, influirán sobre ellas perturbándolas de tiempo en tiempo. Estas observaciones pueden hacerse en el verano en cualquier cresta de montañas. Si hay varias crestas paralelas, las circunstancias serán aún más compli­cadas, sobre todo porque el aire de cada valle tendrá su as­cendencia propia de un modo continuo y el campo general de ascendencia se resolverá en ascendencias aisladas que pre­sentarán grandes variaciones con el tiempo, de lo que serán testimonio los campos de nubes cúmulos o lenticulares que se formen.

b) Situaciones meteorológicas con masas de aire muy estables,
gradiente 0,3º/100 m. o menor

Si existen varias cadenas de montañas en cuyos valles hay aire frío en reposo, no se presentarán, seguramente, ocasiones que determinen movimientos verticales, y se podrá considerar la montaña como formada sólo por la cresta, que a veces será de mucha anchura, pero sin que, naturalmente, detrás de ella haya otro obstáculo. Se debe hacer notar que las circunstancias son ahora completamente las mismas que las existentes en la región de sotavento de una meseta elevada cuando no hay radiación solar. La radiación emisiva del terreno en invierno o durante la noche tiene por efecto la acumulación de aire frío tanto en la zona de barlovento como en la de sotavento de una cordillera (Véase la nota de la página 292. - N. del T.). Una depresión atmosférica que se acerque a esa cordillera aspira el aire frío de sotavento  pero esto no sucede, desde luego, en la re­gión de barlovento, sino después y lentamente con una débil corriente que montará sobre la cresta. Por consiguiente, resultará que, prácticamente, sólo estará el aire en reposo, con casi calma completa, en el lado de barlovento y entonces el aire que fluya sobre la cresta deberá descender en el lado de sotavento, y su posición de equilibrio se modificará en sentido descendente, pasando de a a n y en este cambio de posición se producirán igualmente oscilaciones. Debajo de estas masas oscilantes de aire se producirán también torbe­llinos, etc., pero con mayor persistencia que en el caso ante­rior, lo que ocurrirá principalmente si las masas de aire des­cendentes y, por ello, recalentadas, chocan contra los restos de aire frío y se mezclan con ellos.

Fig. 120. Masa estacionaria de aire frío

Como las masas de aire fluyen ahora en sección transversal mucho mayor, la veloci­dad del viento superior en la zona de sotavento será menor que en la de barlovento. Además, con esa ampliación de dimensiones, que equivale a una dilatación en sentido verti­cal, la estratificación toma un estado lábil, que vuelve a ser estable a consecuencia de la mezcla con el aire frío de la capa inferior.
Por consiguiente, en los primeros momentos que siguen al comienzo del movimiento ondulatorio, encontramos tam­bién en el lado de sotavento una estratificación muy estable en la zona de las alturas inferiores. Como la estratificación de la zona superior depende de las condiciones del aire en la corriente general, tendrá poco más o menos los caracteres generales y valor medio de las situaciones meteorológicas de Europa Central, es decir, 0,6º/100 m., aun cuando en algunos casos el valor real del gradiente del aire en movimiento pueda diferir mucho en uno y otro sentido, respecto a esa cifra media.

Fig. 121. La ley de temperaturas sobre la montaña (a) se altera al des­cender el aire. La mayor variación es la experimentada por la zona inferior (b), mientras que la temperatura permanece invariable en la altura no influida. La temperatura en la zona de sotavento sigue una ley, que es el resultado de com­poner la del aire oscilante (c) y la del aire frío junto al suelo (d). La mezcla que se verifica da lugar, finalmente, a las temperaturas realmente observadas (e).

El movimiento ondulatorio del aire es perceptible con bastante intensidad hasta alturas de tres o cuatro veces el valor del recorrido descendente, y por encima de este límite se desvanece rápidamente. Si el nivel de condensación está bajo, se formará también en la zona de sotavento una capa de nubes, que serán como antes del tipo cúmulo o lenticular, según que la estratificación superior en el aire de la nube sea lábil o estable. En el primer caso hay otra vez una tras­lación de la altura de equilibrio y la consiguiente oscilación respecto a esa altura, que tendrá generalmente poca ampli­tud. Ambos casos pueden ser observados en la práctica.
Si por encima de la montaña, en la zona en la que tiene efecto la ondulación del aire, hubiese una inversión, ésta se pondría también a oscilar y ejercería una influencia sobre el fenómeno.
Como se ve, las circunstancias que concurren en éste no son sencillas de explicar y es preciso cierto hábito de re­flexión sobre las cuestiones físicas de esta índole para llegar a comprenderlas. La imagen que ofrece el agua, pasando sobre una presa de pequeña altura, que entra en ondulación de forma análoga a la descrita para el aire, no basta, en el estado actual de nuestros conocimientos, para representar los múl­tiples fenómenos de que se compone el conjunto de corrien­tes que el piloto de velero presencia y siente en el aire y que se observan en las nubes.

c)      Ascendencias en las inversiones oscilantes
(Nubes lenticulares)

Sólo aparentemente se puede considerar superfluo el re­cordar que la mejor ascendencia se presenta allí donde existe el movimiento vertical del aire con mayor intensidad y no en el punto en el que el aire ha llegado a su altura máxima, en el que ya la velocidad es nula.

Fig. 122

En la figura 122, el campo de ascendencia está en las zonas rayadas señaladas con una cruz y no debajo o dentro de la nube lenticular. El velero subirá en tanto su velocidad de descenso sea menor que la ascen­sional del aire, es decir el velero va pasando de una a otra de las líneas de corriente del aire. Si su velocidad de vuelo es igual a la velocidad horizontal del viento, subirá, visto desde el suelo, completamente según la vertical, si está exactamen­te proa al viento. Si la velocidad del vuelo es mayor que la del viento, habrá de volarse de través, como en el caso de apoyarse en ascendencia orográfica, y si fuese menor al cabo de un cierto tiempo, el velero acabaría por entrar en la des­cendencia. La penetración de la inversión oscilante es perfec­tamente posible, pues lo permite la inclinación de las líneas de corriente, que es la circunstancia importante para el vuelo, sin que importe la causa de esa inclinación.

Fig. 123

En la ondulación a sotavento de un obstáculo se encuentra la mejor ascendencia cerca de la montaña, es decir, a barlo­vento de la nube estacionaria lenticular que se forma, y pre­cisamente a un cuarto de la distancia de las crestas o centros de nube a nube. En las inversiones se presentan también a veces oscilaciones libres (oleaje según la ley de Helmholtz), exactamente lo mismo que en la superficie del agua, si la inversión está acompañada de un salto en la velocidad del viento. Este oleaje se traslada lo mismo que el del agua pro­ducido por el viento y a) si la « capa inferior está en calma » en la dirección del viento superior y con una velocidad que, en primera aproximación, puede admitirse ser la mitad de la del viento, y b) si « hay viento en ambas capas » en la dirección del viento relativo y también con la velocidad, aproximadamente mitad de la de ese viento.
El avance de las nubes lenticulares en formación se puede deducir de la observación de su sombra. Si la ondulación es móvil consti­tuyendo oleaje, la mayor ascendencia no está bajo las nubes, sino otra vez como antes, a la cuarta parte de la distancia de centro a centro de nube, pero esta vez en la dirección del oleaje, es decir a sotavento de las nubes. Según lo dicho, no se trata aquí de una ascendencia análoga a la orográfica, en la región de barlovento del oleaje, pues el viento superior está modificado por la traslación de las ondas (Fig. 123).

d)  La nube Moazagotl

Hemos hablado hasta ahora de oscilaciones, cuya expli­cación nos la ha podido dar la Meteorología. Pero no es po­sible explicar por los métodos conocidos otros fenómenos, tales como la formación de corrientes casi paralelas, en parte ascendentes, con velocidades verticales crecientes de 5 m/seg. y más, partiendo de una estratificación lábil, y extendién­dose hasta más de diez veces la altura de la montaña, todo lo cual pasa en las regiones anterior y posterior de un obs­táculo hasta llegar a la estratosfera. La observación de que, a medida que aumenta la altura, la ascendencia se encuentra al acercarse a la montaña más que al separarse de ella, que, además, las nubes se forman primero arriba, hace pensar con verosimilitud en que, en la alta Moazagotl, se trata de fenómenos debidos a una energía que tiene su asiento en las alturas y que se propaga de arriba hacia abajo y no de abajo a arriba. Lo que todavía está sin explicar es cómo intervienen en los fenómenos superiores los otros fenómenos que tienen su origen junto al suelo y de los que se ha hablado antes, no sabiéndose bien si es que las masas de aire experimentan una transformación, en el sentido estricto de la palabra, condicionada por la situación general meteorológica que abarque una gran extensión. Hay demostradas propiedades que podrían, aunque no de un modo completo, explicar una oscilación hacia abajo de la estratosfera producida por la caída de masas de aire falda abajo de una montaña. El pro­blema podría darse por resuelto si se pudiesen ordenar los distintos fenómenos en forma de que no diesen lugar a con­tradicciones y que fuese posible cifrar, aunque no fuese más que aproximadamente, la energía necesaria para su verifi­cación, con explicación satisfactoria de su origen.
Habida cuenta del gran número de fenómenos parciales que es preciso considerar, sus modificaciones y recíprocas influencias para poder intentar una explicación de la nube Moazagotl, y otros casos análogos de la atmósfera en las montañas, lo que debemos únicamente hacer es sencilla­mente reflexionar sobre ello un momento con espíritu agra­decido y considerarlos como un presente que nos hace la Naturaleza, como tantos otros obsequios que de ella recibi­mos sin poder decir cuál es su origen.
Lord Kelvin estudió en 1886 un problema análogo de corrientes de agua, y Defant en 1923 las oscilaciones de la estratosfera. Küttner aplica ambos resul­tados a la nube Moazagotl. La idea fundamental de los tres trabajos es la siguiente: las masas de aire con estratificación lábil, al ser perturbadas, se ponen a oscilar; si la velocidad de propagación de esta oscilación es igual a la veloci­dad del viento, las crestas y valles de la ondulación resultan estacionarios con relación al terreno, y en estas condiciones la perturbación puede llegar a hacer que la amplitud de las oscilaciones llegue a ser muy grande, aunque la oscilación inicial hubiese sido pequeña. Es de esperar que quizá este camino lleve a la re­solución del problema.
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Última modificación: 26 de Febrero de 2006