Manual del Vuelo a Vela
Wolf Hirth
1942
Movimiento ondulatorio a sotavento
por
el DOCTOR H�HNDORF
Todas las
grandes masas de aire que formando un todo son separadas por alguna causa de su posici�n
de equilibrio o son obligadas a tomar otra posici�n, toman un movimiento oscilatorio
amortiguado respecto a la altura inicial. Durante este movimiento obran sobre esas masas
las fuerzas derivadas del principio de Arqu�medes, adem�s los fen�menos de turbulencia
en sus contornos, que determinan una mezcla, y finalmente el trabajo que consume la
energ�a del movi�miento, realizado al penetrar durante �l las masas de aire que rodean
a la que se mueve. Es indiferente cu�l pueda ser la causa determinante del movimiento,
sea una potente ele�vaci�n por un obst�culo, sea un recalentamiento. La oscila�ci�n
de la ascendencia t�rmica es un fen�meno corriente; las crestas de los c�mulos detr�s
de algunas montanas se han tomado con cinemat�grafo y, adem�s, han sido objeto de
descripciones, y muchos pilotos alemanes conocen el fen�meno de este g�nero que se
presenta a sotavento de Milse�burg. Consideremos el fen�meno en un obst�culo de mucha
longitud y analicemos las posibilidades que pueden resultar de este movimiento
oscilatorio.
(Es
interesante decir el artificio empleado para hacer m�s patentes los movimientos del aire
en las nubes y dem�s fen�menos de la condensaci�n del vapor de agua. Este artificio es
una modalidad de los efectos estrobosc�picos, en los que se basa la sensaci�n de
movimiento que da el cinemat�grafo.
Se
obtienen vistas con una c�mara cinematogr�fica lenta y se proyectan luego a la velocidad
normal; entonces todos los fen�menos se aceleran y aquellos movimientos que, por su
lentitud, se escapan a nuestra observaci�n, se presentan ante nosotros con rapidez y
resultan completamente claros. Cuanto mayor sea la lentitud con que se tomen las vistas
sucesivas, mayor ser� el contraste del movimiento.
La
idea de aplicar este medio a los fen�menos de la atm�sfera se debe al meteor�logo
espa�ol se�or Fontser�.
El
que esto escribe tuvo ocasi�n de ver la proyecci�n de numerosas pel�culas obtenidas de
este modo en el congreso de vuelo sin motor celebrado en Bu�dapest, en mayo de 1936, al
que asisti� llevando la representaci�n de Espa�a como miembro de la Istus.
Un
miembro de la representaci�n francesa, Mr. Kamp� de Feriet, pro�yect� pel�culas de
formaci�n de c�mulos, de invasi�n de niebla en un valle, de transformaciones del cielo,
etc.
Luego
tuvo ocasi�n de ver otras pel�culas an�logas en el establecimiento Alem�n del Vuelo a
Vela y en el Instituto Meteorol�gico de Francfort, donde el intervalo de toma de vistas
era hasta de minutos, con lo que la sensaci�n de transformaci�n resultaba de una
evidencia extraordinaria. - N. del T.)
Para la
mayor parte de los c�lculos de la Meteorolog�a general el gradiente de 1�/100 m. es el
l�mite entre las estra�tificaciones, l�bil y estable. Pero si luce el sol puede
produ�cirse un calentamiento por la acci�n del suelo y entonces el l�mite inferior de
las posibilidades de vuelo a vela t�rmico est� en 0,8�/100
m.,
es decir, con los 0,8�/100 m. y la radia�ci�n solar se determina un gran cambio en la
posici�n de las capas de aire inferiores, que da lugar a movimientos vertica�les de 2
m/seg. y m�s. Con un gradiente de 0,3�/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 t�rmicas. En las consideraciones que siguen
tomaremos esas cifras como l�mi�tes caracter�sticos de situaciones meteorol�gicas con
masas muy estables (0,3�/100 m.) y a punto de perder su estabili�dad (0,8�/100 m.).
a) Situaciones en el l�mite de estabilidad, gradiente
0,8�/100
m. o m�s
Una porci�n 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 monta�a 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 deber�n tomar movi�mientos
oscilatorios paralelos, cuyas amplitudes (longitud entre las posiciones extremas) y
per�odos, lo mismo que la magnitud del cambio de nivel de a a n, s�lo
dependen de la estratificaci�n de temperaturas y del recalentamiento, mientras que la
longitud de la onda �nicamente est� deter�minada por la velocidad horizontal del viento
(Se
considera de inter�s a�adir que la ondulaci�n del aire es el movi�miento resultante de
combinar la oscilaci�n vertical a consecuencia del cambio de nivel de a a n,
producido por el calentamiento, con la traslaci�n debida al viento horizontal. - N.
del T.).
Con gran
velocidad las part�culas de aire en oscilaci�n recorren un gran espacio en el tiempo de
una oscilaci�n completa; la onda resulta rebajada, el campo de ascendencia (v�ase
apartado c)
se traslada con
relaci�n al terreno, pero la intensidad de la ascendencia o componente vertical de la
velocidad permanece invariable. Todo el aire por encima de esas porciones reca�lentadas,
es decir, el que no ha tomado calor alguno del suelo, ser� arrastrado por las otras masas
en movimiento, mientras que el aire a sotavento del obst�culo fluir� obedeciendo a la
acci�n de las fuerzas determinadas por la repartici�n de presiones, derivada de la
situaci�n general meteorol�gica 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 aqu� y all� ascendencias aisladas. Adem�s, hay que a�adir los
torbellinos de sotavento que pueden for�marse y que podr�n desprenderse de tiempo en
tiempo, o bien tomar�n car�cter estacionario; las oscilaciones de pe�que�a amplitud
que tambi�n son posibles; pero lo m�s fre�cuente ser� una turbulencia general m�s o
menos regular, la cual ir� desvaneci�ndose poco a poco con el alejamiento del
obst�culo.
Fig. 119
N. del T. - Cu y Lent. son las abreviaturas con las que se representa en Meteorolog�a a las nubes de los tipos c�mulos y Lenticulares.
Si el nivel de
la condensaci�n es inferior a la c�spide del movimiento vertical de las porciones de
aire elevadas desde el valle, entonces se formar�n detr�s de la monta�a nubes del tipo
c�mulo, las cuales coronar�n los campos de ascenden�cia sucesivos, lo que ocurrir�
precisamente cuando la estra�tificaci�n sea uniforme con relaci�n a la altura superior
a la monta�a, o bien se presentar�n las nubes aplastadas de tipo lenticular, cuando en
esas alturas siguientes exista una in�versi�n, resultando entonces, naturalmente,
deformada tam�bi�n la inversi�n, que tomar� un cierto peralte. Con esto se producir�n
oscilaciones de la superficie de inversi�n, las cuales, si hay resonancia, reforzar�n
las oscilaciones inferio�res o, en otro caso, influir�n sobre ellas perturb�ndolas de
tiempo en tiempo. Estas observaciones pueden hacerse en el verano en cualquier cresta de
monta�as. Si hay varias crestas paralelas, las circunstancias ser�n a�n m�s
compli�cadas, sobre todo porque el aire de cada valle tendr� su as�cendencia propia de
un modo continuo y el campo general de ascendencia se resolver� en ascendencias aisladas
que pre�sentar�n grandes variaciones con el tiempo, de lo que ser�n testimonio los
campos de nubes c�mulos o lenticulares que se formen.
b) Situaciones
meteorol�gicas con masas de aire muy estables,
gradiente
0,3�/100 m. o menor
Si existen
varias cadenas de monta�as en cuyos valles hay aire fr�o en reposo, no se presentar�n,
seguramente, ocasiones que determinen movimientos verticales, y se podr� considerar la
monta�a como formada s�lo por la cresta, que a veces ser� de mucha anchura, pero sin
que, naturalmente, detr�s de ella haya otro obst�culo. Se debe hacer notar que las
circunstancias son ahora completamente las mismas que las existentes en la regi�n de
sotavento de una meseta elevada cuando no hay radiaci�n solar. La radiaci�n emisiva del
terreno en invierno o durante la noche tiene por efecto la acumulaci�n de aire fr�o
tanto en la zona de barlovento como en la de sotavento de una cordillera (V�ase la
nota de la p�gina 292. - N. del T.).
Una
depresi�n atmosf�rica que se acerque a esa cordillera aspira el aire fr�o de sotavento pero esto no sucede, desde luego, en la re�gi�n
de barlovento, sino despu�s y lentamente con una d�bil corriente que montar� sobre la
cresta. Por consiguiente, resultar� que, pr�cticamente, s�lo estar� el aire en reposo,
con casi calma completa, en el lado de barlovento y entonces el aire que fluya sobre la
cresta deber� descender en el lado de sotavento, y su posici�n de equilibrio se
modificar� en sentido descendente, pasando de a a n y en este cambio de
posici�n se producir�n igualmente oscilaciones. Debajo de estas masas oscilantes de aire
se producir�n tambi�n torbe�llinos, etc., pero con mayor persistencia que en el caso
ante�rior, lo que ocurrir� principalmente si las masas de aire des�cendentes y, por
ello, recalentadas, chocan contra los restos de aire fr�o y se mezclan con ellos.
Fig. 120. Masa estacionaria de aire fr�o
Como las masas
de aire fluyen ahora en secci�n transversal mucho mayor, la veloci�dad del viento
superior en la zona de sotavento ser� menor que en la de barlovento. Adem�s, con esa
ampliaci�n de dimensiones, que equivale a una dilataci�n en sentido verti�cal, la
estratificaci�n toma un estado l�bil, que vuelve a ser estable a consecuencia de la
mezcla con el aire fr�o de la capa inferior.
Por
consiguiente, en los primeros momentos que siguen al comienzo del movimiento ondulatorio,
encontramos tam�bi�n en el lado de sotavento una estratificaci�n muy estable en la zona
de las alturas inferiores. Como la estratificaci�n de la zona superior depende de las
condiciones del aire en la corriente general, tendr� poco m�s o menos los caracteres
generales y valor medio de las situaciones meteorol�gicas de Europa Central, es decir,
0,6�/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 monta�a (a) se altera al des�cender el aire. La mayor
variaci�n 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 com�poner la del aire oscilante (c)
y la del aire fr�o 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 l�mite se desvanece
r�pidamente. Si el nivel de condensaci�n est� bajo, se formar� tambi�n en la zona de
sotavento una capa de nubes, que ser�n como antes del tipo c�mulo o lenticular, seg�n
que la estratificaci�n superior en el aire de la nube sea l�bil o estable. En el primer
caso hay otra vez una tras�laci�n de la altura de equilibrio y la consiguiente
oscilaci�n respecto a esa altura, que tendr� generalmente poca ampli�tud. Ambos casos
pueden ser observados en la pr�ctica.
Si por
encima de la monta�a, en la zona en la que tiene efecto la ondulaci�n del aire, hubiese
una inversi�n, �sta se pondr�a tambi�n a oscilar y ejercer�a una influencia sobre el
fen�meno.
Como se
ve, las circunstancias que concurren en �ste no son sencillas de explicar y es preciso
cierto h�bito de re�flexi�n sobre las cuestiones f�sicas de esta �ndole para llegar a
comprenderlas. La imagen que ofrece el agua, pasando sobre una presa de peque�a altura,
que entra en ondulaci�n de forma an�loga a la descrita para el aire, no basta, en el
estado actual de nuestros conocimientos, para representar los m�l�tiples fen�menos de
que se compone el conjunto de corrien�tes 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)
S�lo
aparentemente se puede considerar superfluo el re�cordar que la mejor ascendencia se
presenta all� 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 m�xima, en el que ya la velocidad es nula.
Fig. 122
En
la figura 122, el campo de ascendencia est� en las zonas rayadas se�aladas con una cruz
y no debajo o dentro de la nube lenticular. El velero subir� en tanto su velocidad de
descenso sea menor que la ascen�sional del aire, es decir el velero va pasando de una a
otra de las l�neas de corriente del aire. Si su velocidad de vuelo es igual a la
velocidad horizontal del viento, subir�, visto desde el suelo, completamente seg�n la
vertical, si est� exactamen�te proa al viento. Si la velocidad del vuelo es mayor que la
del viento, habr� de volarse de trav�s, como en el caso de apoyarse en ascendencia
orogr�fica, y si fuese menor al cabo de un cierto tiempo, el velero acabar�a por entrar
en la des�cendencia. La penetraci�n de la inversi�n oscilante es perfec�tamente
posible, pues lo permite la inclinaci�n de las l�neas de corriente, que es la
circunstancia importante para el vuelo, sin que importe la causa de esa inclinaci�n.
Fig. 123
En
la ondulaci�n a sotavento de un obst�culo se encuentra la mejor ascendencia cerca de la
monta�a, es decir, a barlo�vento de la nube estacionaria lenticular que se forma, y
pre�cisamente a un cuarto de la distancia de las crestas o centros de nube a nube. En las
inversiones se presentan tambi�n a veces oscilaciones libres (oleaje seg�n la ley de
Helmholtz), exactamente lo mismo que en la superficie del agua, si la inversi�n est�
acompa�ada de un salto en la velocidad del viento. Este oleaje se traslada lo mismo que
el del agua pro�ducido por el viento y a) si la � capa inferior est� en calma �
en la direcci�n del viento superior y con una velocidad que, en primera aproximaci�n,
puede admitirse ser la mitad de la del viento, y b) si � hay viento en ambas capas � en
la direcci�n del viento relativo y tambi�n con la velocidad, aproximadamente mitad de la
de ese viento.
El
avance de las nubes lenticulares en formaci�n se puede deducir de la observaci�n de su
sombra. Si la ondulaci�n es m�vil consti�tuyendo oleaje, la mayor ascendencia no est�
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 direcci�n del oleaje, es decir a sotavento de las
nubes. Seg�n lo dicho, no se trata aqu� de una ascendencia an�loga a la orogr�fica, en
la regi�n de barlovento del oleaje, pues el viento superior est� modificado por la
traslaci�n de las ondas (Fig. 123).
d) La nube Moazagotl
Hemos
hablado hasta ahora de oscilaciones, cuya expli�caci�n nos la ha podido dar la
Meteorolog�a. Pero no es po�sible explicar por los m�todos conocidos otros fen�menos,
tales como la formaci�n de corrientes casi paralelas, en parte ascendentes, con
velocidades verticales crecientes de 5 m/seg. y m�s,
partiendo de una estratificaci�n l�bil, y extendi�n�dose hasta m�s de diez veces la
altura de la monta�a, todo lo cual pasa en las regiones anterior y posterior de un
obs�t�culo hasta llegar a la estratosfera. La observaci�n de que, a medida que aumenta
la altura, la ascendencia se encuentra al acercarse a la monta�a m�s que al separarse de
ella, que, adem�s, las nubes se forman primero arriba, hace pensar con verosimilitud en
que, en la alta Moazagotl, se trata de fen�menos debidos a una energ�a que tiene su
asiento en las alturas y que se propaga de arriba hacia abajo y no de abajo a arriba. Lo
que todav�a est� sin explicar es c�mo intervienen en los fen�menos superiores los
otros fen�menos que tienen su origen junto al suelo y de los que se ha hablado antes, no
sabi�ndose bien si es que las masas de aire experimentan una transformaci�n, en el
sentido estricto de la palabra, condicionada por la situaci�n general meteorol�gica que
abarque una gran extensi�n. Hay demostradas propiedades que podr�an, aunque no de un
modo completo, explicar una oscilaci�n hacia abajo de la estratosfera producida por la
ca�da de masas de aire falda abajo de una monta�a. El pro�blema podr�a darse por
resuelto si se pudiesen ordenar los distintos fen�menos en forma de que no diesen lugar a
con�tradicciones y que fuese posible cifrar, aunque no fuese m�s que aproximadamente, la
energ�a necesaria para su verifi�caci�n, con explicaci�n satisfactoria de su origen.
Habida
cuenta del gran n�mero de fen�menos parciales que es preciso considerar, sus
modificaciones y rec�procas influencias para poder intentar una explicaci�n de la nube
Moazagotl, y otros casos an�logos de la atm�sfera en las monta�as, lo que debemos
�nicamente hacer es sencilla�mente reflexionar sobre ello un momento con esp�ritu
agra�decido y considerarlos como un presente que nos hace la Naturaleza, como tantos
otros obsequios que de ella recibi�mos sin poder decir cu�l es su origen.
Lord
Kelvin estudi� en 1886 un problema an�logo de corrientes de agua, y Defant en 1923 las
oscilaciones de la estratosfera. K�ttner aplica ambos resul�tados a la nube Moazagotl.
La idea fundamental de los tres trabajos es la siguiente: las masas de aire con
estratificaci�n l�bil, al ser perturbadas, se ponen a oscilar; si la velocidad de
propagaci�n de esta oscilaci�n es igual a la veloci�dad del viento, las crestas y
valles de la ondulaci�n resultan estacionarios con relaci�n al terreno, y en estas
condiciones la perturbaci�n puede llegar a hacer que la amplitud de las oscilaciones
llegue a ser muy grande, aunque la oscilaci�n inicial hubiese sido peque�a. Es de
esperar que quiz� este camino lleve a la re�soluci�n del problema.