Parapente Manual de Vuelo Libre (Ver1 0)

8/22/2019 Parapente Manual de Vuelo Libre (Ver1 0)

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Manual de Ayuda a la iniciacin en vuelo libre.

TABLA DE CONTENIDOS.

NOCIONES BSICAS DE METEOROLOGA.RUDIMENTOS SOBRE EL MEDIO EN QUE VOLAMOS ..................................................................... 2

AEROLOGA. EL MEDIO EN QUE NOS DESENVOLVEMOS.ELEMENTOS AEROLGICOS QUE AFECTAN A NUESTRO VUELO ................................................. 16

....................................................................................................................................... 16LAS HOMOLOGACIONES

.................................................................................................................................................. 28LA CARGA ALAR. SU IMPORTANCIA

.................................................................................................................................................. 31INCIDENCIAS EN VUELO ................................................................................................................ 33

.............................................................................................................................................. 48EL VUELO TRMICO ....................................................................................................................... 49Percibirla. ..................................................................................................................................... 58

La entrada .................................................................................................................................... 58El giro y el centrado ...................................................................................................................... 59La salida de la trmica siempre por el barlovento. ...................................................................... 59

Trmicas con la inversin como techo. ........................................................................................ 59Su forma y carcter en funcin de la altura. .............................................................................. 60La formacin de nubes de trmica............................................................................................ 60

Las trmicas de sotavento ............................................................................................................ 61Colocacin del arns en vuelo trmico. ....................................................................................... 62Los Horarios Trmicos.................................................................................................................. 62EL VUELO DINMICO .................................................................................................................... 63LA SILLA DE VUELO ...................................................................................................................... 70BREVES CONCEPTOS .................................................................................................................... 76

85............................................................................................................................................. 85

PARACADAS DE EMERGENCIA ...................................................................................................... 85AERODINMICA DEL PARAPENTE .................................................................................................. 94EN CASO DE ACCIDENTE ............................................................................................................. 107


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NOCIONES BSICAS DE METEOROLOGA.RUDIMENTOS SOBRE EL MEDIO EN QUE VOLAMOS

LA ATMSFERA.

Es la capa de aire que envuelve a la tierra y su espesor es de unos 500 km. . Dentro de ella, el aire seorganiza en diversas capas superpuestas con distintas caractersticas. Estas diferencias, especialmente detemperatura y presin, son precisamente las que mantienen a cada capa bien diferenciada de lasrestantes, de forma que cada una de ellas cumplir con una misin especfica, como por ejemplo, filtrar

las radiaciones solares nocivas o evitar que el calor escape al espacio.

La atmsfera no tolera grandes diferencias entre las masas de aire que hay en su interior, por lo quecontinuamente corrige los desequilibrios que se producen actuando como un verdadero regulador detemperatura y presin. Para ello, el aire circula siempre desde las zonas de mayor presin a las de menos,as como desde las zonas ms fras hacia las ms clidas, producindose movimientos de aire de tipoconvectivo (o vertical), y advectivo (u horizontal).

Sus capas:

Troposfera. Es la capa mas inferior de la atmsfera y en la que se desarrollan todos los fenmenos aerolgicos ymeteorolgicos que afectan el vuelo de cualquier planeador. Su espesor va desde los 5 a los 25 km., dependiendo de la

poca del ao (mayor grosor por dilatacin en verano que en invierno), la latitud (ms gruesa en el ecuador que en lospolos por una mayor dilatacin por calentamiento, as como por accin de la fuerza centrifuga de la rotacin terrestre,ms fuerte tambin en el ecuador). Su temperatura va desde los 15C de media a nivel del mar, hasta los -50C en ellmite superior


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Tropopausa. Capa intermedia entre la troposfera y la estratosfera. Su temperatura se mantiene constante a -56 C, locual la convierte en una autntica tapadera para la troposfera bloqueando los movimientos convectivos o verticales delas masas de aire.

Estratosfera. Su grosor va de los 25 hasta los 50 km. La temperatura de la misma asciende desde los -50 en su lmiteinferior, hasta los 0C en el superior. Esta capa de aire se caracteriza por su gran estabilidad, y tan solo acogemovimientos de aire de tipo horizontal o de adveccin. En su lmite inferior se generan las potentes corrientes dechorro, autnticos motores de la circulacin del aire.

Estratopausa. Capa intermedia entre la estratosfera y la mesosfera.

Mesosfera o Ionosfera. Su grosor va desde los 50 a los 85 km., y su temperatura desciende desde los 0C hasta los-90C. Debido a esta diferencia de temperatura existen movimientos verticales de aire en esta capa, y es la zonadonde encontramos la capa de ozono que filtra la radiacin ultravioleta del sol.

Mesopausa. Capa intermedia entre la mesosfera y la exosfera o termosfera. Altura de 85 km. y temperatura de -90C.

Exosfera o termosfera. Su grosor va desde los 85 hasta los 500 km. En esta capa la temperatura asciende hasta los2000C, aunque las molculas de aire se encuentras tan dispersas que esa temperatura no es perceptible, y s lo es ladel fro del espacio exterior.

VARIACIONES DE LA TEMPERATURA EN LA TROPOSFERA.

Se sabe que la temperatura del aire desciende en la troposfera hasta los -50 a medida que ganaaltura debido a una disminucin de la presin, de la densidad del aire, as como por el menor efecto de lagravedad. La media del descenso de temperatura en la atmsfera hasta la tropopausa es de 0,6C/100m.Sin embargo, este descenso no se produce de forma simtrica o regular, sino que presenta ciertas

variaciones debidas a la altura, la presin y la carga de humedad que contenga el aire.

Estamos acostumbrados a considerar que cuando una masa de aire caliente asciende va perdiendotemperatura paulatinamente como consecuencia de la friccin e intercambio de calor con el airecircundante ms fro. Sin embargo, esta no es la nica causa que hace que se produzca este descenso detemperatura con la altura, existen tambin causas de tipo fsico en las que se produce un enfriamiento sinque haya intercambio de calor, y en este caso estaremos hablando de DESCENSO O GRADIENTEADIABTICO, que como veremos a continuacin puede ser SECO o SATURADO.

Si la temperatura desciende al ritmo de 1C/100m., estamos ante un gradienteadiabtico seco. Este tipo dedescenso se explica de acuerdo a un principio fsico por el cual una masa de aire aumenta su temperatura si escomprimida, en tanto que si se expande, disminuye. Aplicando esto al campo de la prctica, la masa de aire enelevacin se expande debido a que la presin que soporta es menor con la altura. Como consiguiente, su temperaturatambin desciende debido a que la friccin de las molculas de aire es menor, pero atencin, no hay intercambio decalor, la disminucin de la temperatura durante el ascenso obedece al efecto de una menor presin.

Pero si el descenso de la temperatura es menor al estndar, es decir, se pierde menos de un grado por cada 100 m.,estamos ante un gradiente adiabtico saturado. Esto se explica porque si la ascendencia tiene suficiente humedadpara condensarse, llega un momento en que el descenso de temperatura produce la condensacin de esa humedadrelativa, que justo en ese momento, ser de un 100% . Es el punto de roco . A partir de este momento esta masa deaire que comienza a condensarse continuar con su ascenso, e incluso se ver reforzado, pero sin embargo, su ritmode enfriamiento ser menor, y ya no lo har como hasta ahora a razn de 1C/100m., sino que lo har ms despacio, aun rango de entre 0,4 y 08/100m. Esto se explica porque el paso de gas a lquido es una reaccin que libera calor, deah que se refuerce su flotabilidad o velocidad de ascenso, pero se ralentiza su ritmo de enfriamiento.

En conclusin, un gradiente adiabtico es seco, y disminuye a razn de 1C/100m de forma inalterable, hasta el

momento que la disminucin de temperatura con la altura no obligue a la humedad contenida en la masa de aire acondensarse, en cuyo lugar estaremos hablando de un gradiente adiabtico saturado, y se romper el ritmo deascenso incrementndose ste, al tiempo que decrecer el ritmo de enfriamiento de la masa de aire en ascenso hastalos 0,6C/100m

Si el ritmo de descenso de la temperatura es mayor al estndar estaremos ante un descenso superadiabtico.


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Si la temperatura se mantiene estable con la altitud estaremos ante un isotermia.

Si la temperatura no disminuye sino que aumenta con la altura, hablaremos de una inversin trmica. Si esta capa eslo suficientemente gruesa, actuar como una autntica tapadera que detenga cualquier ascendencia que llegue a sunivel.

El descenso promedio o descenso adiabtico de la troposfera tomando media las dosadiabticas (seca y saturada), es de 6C/ 1000m., o lo que es lo mismo, de 0,6C/100m.

LA CIRCULACIN GENERAL DEL AIRE

Es algo sencillo de explicar, pero que sin embargo entraa una gran complejidad, debido sobre todoa que el sol no acta de forma homognea en todo el planeta, sino que su efecto depende de los mares,los continentes, las cordilleras, las horas del da, el da y la noche, la latitud, y la propia rotacin terrestre.

Tomando el ecuador como punto de partida para la explicacin del fenmeno, la circulacin generaldel aire se desarrolla de forma que el calentamiento solar de las zonas ecuatoriales produce la elevacinde grandes masas de aire (conveccin). Una vez que este aire se ha acumulado en grandes cantidades enel lmite superior de la troposfera (que como hemos visto acta como una tapadera), el excedentecomienza a desplazarse horizontalmente hacia los polos (adveccin). En este camino, y mucho antes dellegar al polo comienza a enfriarse, y desciende de nuevo. A partir de ese momento una parte del aireregresa hacia el ecuador para rellenar el vaco dejado ( dando lugar al viento Alisio ), y otra parte continuasu camino desplazndose hacia el polo por la superficie del mar, cargndose de humedad hasta llegar alcinturn o frente polar.

Mientras, en los polos tambin se produce un movimiento similar pero a la inversa, es decir, el airefro y pesado en el polo se acumula y desciende desplazndose despus a nivel superficial hasta latitudes

medias. Aqu y entorno al paralelo 60, el aire templado y hmedo entra en colisin con las masas de airefras y secas que descienden procedentes del polo, dando lugar a la formacin del FRENTE POLAR, quees una imaginaria lnea ondulada en ambos hemisferios donde estas masas de aire clido ( procedente delecuador ) y fro ( del polo ) colisionan entre si, aunque nunca se mezclan totalmente, sino que friccionantangencialmente, de forma que el aire caliente cabalga sobre el fro ascendiendo al tiempo que se enfra.De nuevo arriba, vuelve a acumularse y comienza otra nueva adveccin y posterior descenso para cubrirlos vacos, tanto hacia el polo, como hacia el ecuador.

Todo esto se complica un poco ms debido al efecto de la rotacin terrestre, o efecto Coriolis, quehace que el frente polar se ondule por la friccin tangencial entre las dos masas de aire, y convirtindoseen una autntica "fabrica de borrascas". Este fenmeno se repite de forma simtrica en amboshemisferios

EL EFECTO CORIOLIS.

Aplicado a la explicacin anterior supone la aplicacin de la fuerza centrfuga proveniente de larotacin terrestre ( de W a E ) a las masas de aire en movimiento que hemos descrito anteriormente( ecuatoriales, tropicales y polares ), y que producen una desviacin de la circulacin de estas masas,hacia la derecha en el caso del hemisferio Norte, y hacia la izquierda en el hemisferio Sur. Si nos situamossobre el hemisferio norte, esto se materializa en un circulacin tangencial con orientacin NE en el casode las masas que ascienden desde el ecuador hacia los polos, y SO en el caso de las que se desplazandesde el polo con direccin hacia el ecuador. O lo que es lo mismo y de forma ms sencilla, cualquier

corriente de aire que viaje que viaje de ecuador a los polos o viceversa, ser desviada por el efectoCoriolis, hacia la derecha en el caso del hemisferio Norte, o hacia la izquierda en el caso del hemisferioSur.


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El efecto Coriolis se ve afectado por el gradiente vertical (o disminucin de la velocidad del vientocon la prdida de altura debido a su carcter viscoso y la friccin de ste con los elementos del relieve)Hasta tal punto es as, que por ejemplo un viento meteo que a 6000 m. presenta una orientacindeterminada, a menos altura puede variar dicha orientacin, y a nivel de superficie puede volverproducirse un nuevo cambio presentando una orientacin inversa a la original debido al rozamiento con lasuperficie del suelo en movimiento, y a la influencia del relieve y el calentamiento por el sol de lasmismas.

En este sentido, hay que decir que los mapas isobricos de superficie presentan la intensidad yorientacin del viento a alturas medias, donde la friccin con el relieve juega un importante papel, deforma que miles de metros ms arriba, la situacin puede ser muy diferente.

Hay que sealar tambin que este efecto es ms evidente en el ecuador que en los polos, debido a quela velocidad de rotacin es mayor y por lo tanto, la fuerza centrfuga. Por ese motivo el grosor de laatmsfera es mayor en este punto.

ANTICICLONES Y DEPRESIONES

Son reas donde podemos encontrar, bien presiones ms altas de la media, en cuyo caso estaremoshablando de ANTICICLONES, o bien zonas donde la presin es inferior a la media, o DEPRESIONES. Deforma general, la presin a nivel del mar es de 1013 mb, por lo que una presin por encima de los 1013mb es un anticicln, en tanto que por debajo de este valor estaremos hablando de una depresin

Los anticiclones

son centros de altas presiones son amplios y se mueven despacio producen gran estabilidad , las capas de aire se estratifican quedando abajo las ms fras

y encima otras ms clidas, generando as sucesivas capas de inversin

si llevan mucho tiempo instalados bloquean los movimientos convectivos y por lo tanto laformacin de grandes cmulos en verano, su estabilidad refuerza las brisas o vientos locales, en tanto que en invierno

producen bancos de niebla a cotas bajas nunca se disipan o desaparecen, tan solo se desplazan, por lo que resultan externos. la presin aumenta desde la zona exterior hacia el interior del anticicln, siendo su centro

el punto de mayor presin el movimiento de las masas de aire dentro de los anticiclones diverge, es decir, va desde

su centro (mayor presin) hacia el exterior (menor presin). El aire desciende de lascapas superiores hacia el suelo (SUBSIDENCIA), y despus se expande desde el centrohacia el exterior. Si adems consideramos el efecto de la rotacin terrestre ( efectoCoriolis ), tenemos como resultado que el viento dentro de los anticiclones circula en elsentido de las manecillas de un reloj

suelen estar formados por masas de aire pesadas y estables, y su origen ms tpico es, en el casodel anticicln de las Azores, el descenso de este aire pesado desde las capas altas a la superficie, debidoa su propio peso, y en el caso del anticicln Siberiano, por estancamiento en superficie de este tipo deaire.

Las depresiones

son centros de bajas presiones se mueven con rapidez debido a la falta de presin, generan gran inestabilidad y pueden tener efectos

devastadores en forma de tifones y ciclones tropicales les acompaan a menudo nubes, lluvias y fuertes vientos tienen una vida corta, pero muy intensa la presin desciende desde el exterior de la borrasca hacia su interior, por lo que el centro

de la misma es el punto de menor presin y mxima inestabilidad


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el las depresiones, el aire converge desde las zonas exteriores ( de mayor presin ) haciael interior ( con una menor presin ), y cuando se aproxima al centro tiende a ascenderhacia capas mas altas debido precisamente a esa menor presin. El efecto Coriolisprovoca en este caso que el viento circule en sentido opuesto a las manecillas de un reloj.

Sin embargo, no todas las depresiones son iguales, podemos diferenciar 3 tipos:

Las borrascas.

Las borrascas tienen su origen en los vrtices de las ondulaciones del frente polar, y dan lugar en suformacin y desarrollo a dos frentes de distintas caractersticas, uno fro y otro clido. Ambos giranalrededor de un mismo eje, esto es, el centro de presiones de la borrasca.

El choque en el frente polar de masas de aire templado y hmedo que ascienden desde el ecuador,con masas de aire fro que descienden del polo, genera un efecto "cua", donde el aire fro y pesadodesplaza con fuerza hacia arriba a las masas de aire clido. Si a esto aadimos la ondulacin del frentepolar debido al efecto Coriolis, tendremos una lnea donde continuamente se estarn generando borrascasque maduran en ese frente hasta abandonarlo para comenzar su viaje. Geogrficamente y considerandoel ejemplo del hemisferio Norte, las borrascas se originan cerca de Islandia, despus descienden hastaque se topan con el anticicln de las Azores, al cual rodean por el Norte y son catapultadas hacia Europa,

que atraviesan debilitndose poco a poco hasta que se topan con el anticicln siberiano, donde terminanpor desaparecer.

Toda borrasca, adems, lleva asociada dos frentes, uno clido y otro fro.

El frente clido.

El frente clido tiene su origen en esas masas de aire templado y hmedo que provienen de lazona tropical. Es la ms clara representacin de una borrasca tal y como estamos acostumbrados apercibirla. Su plasmacin a efectos prcticos da lugar a la formacin de grandes nubes estratificadas oplanas, bajas y cargadas de lluvia, las cuales barren amplias extensiones y dejan lluvia en abundancia asu paso. El paso de estos frentes a menudo es lento (unos 30 Km/h), y su llegada puede ser prevista con

das de antelacin mediante la aparicin de algunas seales visuales en forma de nubes (cirros-cirrostratos-altoestratos-altocmulos y nimbostratos), as como en un empeoramiento paulatino de lascondiciones de vuelo, y del tiempo en general. Tras el paso del frente, suelen establecerse vientostemplados y muy estables de componente S - SO.

El frente fro

Se produce por la irrupcin brusca de aire fro desde las capas altas. Este aire fro, levanta conbrusquedad al clido en superficie generando con ello un forzoso movimiento de conveccin que da lugara nubes de gran desarrollo vertical. Su avance es ms rpido que el del frente clido (unos 50 Km/h) ybarre hasta alcanzar al mismo, dando lugar a un frente ocluido. Su tarjeta de presentacin son lastormentas, que se forman de forma rpida y sin avisar, produciendo lluvias localmente intensas,

irregularmente repartidas, y vientos locales muy intensos y de direccin variable. Tras el paso de estosfrentes, la temperatura baja y la direccin de viento suele ser de NO.

El frente ocluido.

Los dos frentes anteriores acompaan a las borrascas y giran en torno a su centro, de forma que elfrente fro, con un avance ms rpido, va en busca del frente clido. Cuando ste es alcanzado, seproduce una oclusin o neutralizacin de estos movimientos de las masas de aire, dando lugar a unasituacin de gran estabilidad donde al aire fro queda en la parte inferior, y el clido sobre ste. Laoclusin comienza antes en el centro o ncleo de la borrasca, que en sus zonas ms externas, debido a

que la distancia entre ambos frentes es en ese punto inferior.

Por qu se produce esta neutralizacin o estabilizacin?


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Las lneas de frente de una borrasca, en realidad separan masas de aire de diferentescaractersticas. El frente clido separa la masa de aire fro que tiene delante de la masa de aire clido quetiene detrs. El frente fro separa la masa de aire clido que tiene delante de la de aire fro que tienedetrs. Un frente ocluido se forma en el momento en el que el frente fro alcanza al clido y las masas deaire de caractersticas similares se juntan dando lugar a un situacin de estabilidad atmosfrica donde lascapas de aire fro y pesado quedan abajo, y las de aire ms templado encima. Esta situacin deestabilidad reduce los movimientos convectivos o verticales del aire, y su aparicin es signo de decrepitudde una borrasca que da sus ltimos coletazos de vida antes de desaparecer del todo.

Los ciclones tropicales.

Son depresiones que tienen su origen en los mares intertropicales, donde se evaporan y asciendengrandes cantidades de agua del mar, que a medida que se desplazan hacia capas altas dan lugar a laformacin de enormes masas nubosas que cada vez giran con ms violencia debido al efecto Coriolis, yque al acercarse a las costas o el continente (ms fros) dejan lluvias torrenciales y vientos muy fuertesque pueden tener efectos devastadores.

Afortunadamente, muchas de estas borrascas son neutralizadas por la corriente del golfo de Mjico,que las dirige hacia Europa a travs del Atlntico, donde pierden fuerza y se mezclan con otras borrascas.

Hablaremos de un huracn si se produce en el Caribe, o de un tifn si se produce en el sudesteasitico.

Las bajas trmicas

Son depresiones que tienen un origen local y que se generan por un fuerte y continuadocalentamiento continental o martimo. Esto produce una elevacin de las masas de aire, que si se topan elaltura con una llegada de aire fro y procedente del N, darn lugar a tormentas en el continente, y a gotasfras en las zonas costeras.

Una manera muy sencilla de saber dnde est el anticicln, y donde la borrasca, escolocndonos frente al viento en un lugar llano y sin obstculos, de manera que nuestro brazo

izquierdo siempre apuntar al anticicln, y el derecho hacia la borrasca.

INTERPRETACION DE LOS MAPAS ISOBARICOS

Un mapa isobrico representa la situacin de la atmsfera en la superficie de la tierra, por estamotivo tambin se denomina mapa de superficie.

Isobaras.

Las isobaras son las lneas de color blanco que representan la presin atmosfrica. Una isobara uneaquellos puntos que tienen la misma presin. Estas lneas tambin nos muestran de forma aproximada, ladireccin del viento, y cuanto ms juntas estn, mayor ser la intensidad del viento.

Los anticiclones, o altas presiones, estn asociados a tiempo estable, y se representan con una A.

Las borrascas, o bajas presiones, por el contrario estn asociadas a tiempo inestable y serepresentan con una B.

Los frentes.

Los mapas isobricos, adems, nos muestran los frentes. Los de color azul son los frentes fros, losrojos son los clidos, y los de color morado representan los frentes ocluidos.

EL FRENTE POLAR.


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El frente polar podra ser imaginado como una lnea divisoria que separa las masas de aire tropical( clidas ) y las de aire polar ( fro ) .

Esta lnea, debido al efecto Coriolis (provocado por la rotacin terrestre), no es frontal sinotangencial. La corriente templada o clida circula hacia el noreste, y la fra y seca hacia el suroeste. Lafriccin de las masas de aire a ambos lados de la lnea produce ondulaciones donde la presin disminuye ycrea unos vrtices que sern los centros de las borrascas.

Alrededor de estos centros de bajas presiones, el aire gira en sentido anti-horario y donde el aireclido empuja hacia arriba al fro, mientras que el fri, ms rpido, acta como una cua desplazando ylevantando al aire clido, y todo ello ocurre alrededor del eje central de la borrasca. Este fenmeno seproduce de forma simtrica en ambos hemisferios.

FORMACIN, DESARROLLO Y FINAL DE LAS BORRASCAS

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EL VIENTO

Como ya se ha sealado anteriormente, dentro de la atmsfera se producen continuamentedesequilibrios de presin y temperatura entre los diferentes lugares del planeta. El viento, es el principalmecanismo que la atmsfera pone en marcha para corregir dichos desequilibrios. De forma general, eldesplazamiento de las masas de aire, o lo que es lo mismo, del viento, siempre se produce desde laszonas ms fras a las ms clidas (para rellenar el vaco dejado por la ascensin del aire clido), o desdelas zonas de alta presin, hacia las de baja presin. Y todo esta nivelacin se har mediante movimientoso desplazamientos de masas de aire de tipo vertical (conveccin), u horizontal (adveccin).

Sin embargo, no todos los vientos son iguales, ya que podemos diferenciar entre vientosgeostrficos, que son aquellos que funcionan a un nivel planetario o a gran escala, para compensar losgrandes desequilibrios de presin, y vientos locales o brisas, que se producen a una escala menor con elmismo objeto, pero que se ven influidos por la friccin con el relieve, y la forma en que ste encauza losvientos para corregir esos desequilibrios de presin que se producen a menor escala. As, la brisa o vientolocal puede reforzar los efectos del viento meteo, desviarlos, e incluso neutralizarlos.

El vuelo de cualquier planeador se desarrolla influido a partes iguales por ambos tipos de viento, esdecir por el viento meteo o geostrfico, y por el viento local o las brisas, siendo la resultante de ambos loque llamamos el viento REAL.

TIPOS DE NUBES.

De forma genrica y en orden a su altura, podemos establecer tres tipos de nubes:


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Nubes bajas:

Estratos. Son las ms bajas y pueden estar pegadas al suelo, como es el caso de los bancos de niebla. Subase se situa desde los 50 m. a los 2.500m. Su espesor es delgado

Nimbostratos. Son las nubes de lluvia por excelencia, de color negruzco o grisceo y sin forma especfica. Subase esta 1000 m., pero su techo puede llegar a los 7.000 m.

Cmulos. Nubes de desarrollo vertical (convectivas) de contornos bien definidos y brillantes, bases planas ensu etapa de formacin, y forma de coliflor. Son ideales para el vuelo libre y delatan una buena actividadtrmica. Su base est entre los 1.000 y los 3.000 m.

Cumulonimbos. En realidad se trata de cmulos con un grandsimo desarrollo vertical, propias de frentesfros que generan grandes tormentas. Su base es plana y oscura, y su techo suele tener forma de gran yunque.Delatan potentsimas ascendencias y fuertes turbulencias. Volar en estas condiciones es muy peligroso, por loque lo mejor es dirigirnos rpidamente al aterrizaje. Su base est en torno a los 1.500 m. y su techo puedellegar a los 6, 10, o incluso 20.000 m. en zonas ecuatoriales.

Nubes medias:

Estratocmulos. Tienen el aspecto de cmulos soldados o estratificados y no suelen producir lluvia. Notienen gran desarrollo, y su base est alrededor de los 2.500-3.000 m.

Altoestratos. Es una capa nubosa de aspecto grisceo que suele oscurecer y filtrar la luz del sol sinllegar a taparlo completamente. El sol se sigue apreciando, pero velado. Pueden llegar a producir algunalluvia dbil, y son seal de que el tiempo va a empeorar. Base a 3.000 m, y techo a unos 5.000

Altocmulos. Cmulos irregulares grandes y bien definidos de aspecto blanco-gisceo formando unamontonamiento irregular. Indican inestabilidad y si aparecen por la maana en verano sealan el riesgode tormentas por la tarde. Base a 3.500, y techo a unos 5.000.

Nubes altas:

Cirrostratos. Es un tenue velo apenas apreciable si no fuera porque genera un halo o urea alrededordel sol. Base a 6.000 o 7.000.

Cirrocmulos. Cielo aborregado, pero compuesto esta vez por un manto de pequeos cmulos a granaltura, no tan bien definidos como los altocmulos, y que a menudo acompaan a los cirros. Sealanturbulencia y cizalladura. Su base est a 7 u 8.000 m.

Cirros. Son haces blancos y fibrosos como crines de caballo situados a gran altura y formados porcristales de hielo. Preceden al frente clido y su base est a 6 u 8.000 .

Tambin podemos encontrar otro tipo de nubes en funcin de la forma que presentan:

de rotor. Son nubes sin una base determinada y con aspecto de remolino. Nos indican la existencia defuertes turbulencias. Suelen producirse en las ondas de montaa, as como en el sotavento de laderasfrondosas de vegetacin, donde las brisas que ascienden cargadas de humedad por este lado son aspiradas

por el viento fuerte que asciende y rebasa la cresta por el barlovento. de rodillo. Son nubes en forma de rodillo y avanzando a veces muy cerca del suelo. Tpicas del fenmeno

de "Morning Glory", o en las inmediaciones de una tormenta. lenticulares. Son nubes de estancamiento con forma de lenteja que nos muestran la existencia de fuertes

vientos a su nivel. Tienen la peculiaridad de que a pesar de que el fuerte viento moldea y afila su forma,


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parecen permanecer estticas en el aire. Esto es debido a que se forman y disgregan continuamente cuandoel aire asciende por encima de su nivel de condensacin, y desciende por debajo de dicho nivel. Tambinpodemos encontrar nubes lenticulares en las ondas de montaa, dando lugar a altocmulos lenticulares, oestratocmulos lenticulares, segn su altura. Tambin los encontraremos en los sotaventos de las laderasafectadas por el viento de puerto, o efecto Fohn formando autnticas barreras ( muros de Fohn ) pegadasal sotavento de la montaa expuesta.

de bandera. Tienen forma de penacho o estela, y aparecen en los sotaventos de los picos nevados,especialmente si estn nevados.

Incluso podramos diferenciar entre distintos tipos de cmulos

Tipos de cmulos.

fracto cmulos. Son cmulos pequeos, y suelen ser al paso previo a la formacin de un verdaderocmulo, el cual arranca a partir de la condensacin y compactacin de stos. Tambin se presentanal final de la vida del cmulo, y son aquellos pequeos cmulos rotos e informes que aparecencuando ya el cmulo principal se disgrega y desaparece.

cmulo hmilis. Se trata de un cmulo de apenas unos cientos de metros de desarrollo vertical.

cmulo mediocris. Este cmulo ya tiene un mayor desarrollo vertical. Se puede advertir que labase ya se presenta oscura, y su parte ms alta blanca y brillante, en forma de coliflor.

cmulo congestus. En un grado de desarrollo previo a la tormenta, y podemos apreciar ya fuertesmovimientos convectivos.

cmulonimbus. Su desarrollo es enorme y puede llegar hasta los lmites superiores de latroposfera. Suelen adquirir forma de gran yunque en su parte superior y es indicativo de que latormenta esta ya madura.


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Cirros.

Nubes situadas a gran altura y en forma de hacesblanco y sedosos

Alto-cmulos observados desde un avin.

Cmulos irregulares a gran altura formando unamontonamiento

Estratocmulos.

Son cmulos soldados o estratificados, con aspectoalgodonoso, base ms irregular y sin demasiadodesarrollo vertical ( ms anchas que altas )

Cirrocmulos

Son un amontonamiento de nubes en forma de pequeas bolas

de algodn dispuestas de forma regular formando un manto olosa.


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Desarrollo vertical de un cmulo de origentrmico.

Su desarrollo vertical es ya mayor que su base,como puede apreciarse, por lo que la trmica bajo

la nube ser muy potente. PRECAUCIN.

Formacin de nubes lenticulares.

En este caso, el paso de un frente se ve roto por la irrupcin defuertes vientos, que abren claros y comienzan a moldear las

nubes en forma lenticular.

Cumulonimbus

Tienen su origen en una baja trmica quepuede crear enormes nubes de tipo convectivoque se eleven hasta el lmite superior de laestratosfera. Dan lugar a fuertes lluvias ygranizos, y son ms propias del verano. NIACERCARSE .

Nimbostratos.

Irrupcin de un frente con nubes de lluvia oscuras, informes y degran espesor.


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Estratos

Nubes bajas y pegadas al suelo, causantes delos bancos de niebla.

NIVEL DE CONDENSACIN, HUMEDAD RELATIVA Y PUNTO DE ROCO

Son tres conceptos que conviene distinguir muy bien.

El nivel de condensacin es la ALTURA a la cual la humedad contenida en una masa de aire enascenso, se condensa y da comienzo a la formacin de una nube. Este nivel o altura de condensacindepende de la cantidad de humedad que transporte el aire, as, en zonas hmedas, donde el aire tieneuna importante carga de humedad, el nivel o altura a la que se producir la condensacin ser inferior alde otras zonas ms secas, donde la masa de aire ms seco necesitar tomar ms altura para podercondensarse y formar la nube, o incluso, no ser capaz de formarla.

El punto de roco es la TEMPERATURA a la cual se produce la condensacin.

La humedad relativa es la PROPORCIN DE HUMEDAD QUE CONTIENE EL AIRE CON RESPECTO ASU PUNTO DE SATURACIN, y NO la proporcin de humedad que contiene una masa de aire.

LOS NCLEOS DE CONDENSACIN.

Para que se produzca una condensacin necesitamos una masa de aire con un cierto grado dehumedad, alcanzar una temperatura que favorezca esta reaccin, as como la existencia de PARTCULASSLIDAS EN SUSPENSIN que sirvan de soporte para que se forme esa condensacin en forma de gotasde agua o cristales de hielo. Normalmente, estos ncleos de condensacin estn compuestos por

partculas de polvo, polucin o cristales de sales marinas procedentes de la evaporacin del aguadel mar. Si nos encontramos con un aire demasiado limpio o puro donde no abunden partculas ensuspensin, ser difcil que se produzca la condensacin, e incluso puede darse el caso de que estando elaire completamente saturado de humedad, no se produzca ninguna nube.

LA CURVA DE ESTADO.

Son unas grficas que se obtienen a partir de una serie de "pruebas de campo" que incluyen lasuelta de globos sonda, y que nos permiten conocer cules van a ser las condiciones de vuelo que vamosa encontrarnos durante el da en una determinada zona. Gracias a ellas conoceremos datos como lastemperaturas a diferentes niveles, las capas de inversin que hay, la mayor o menor inestabilidad quehabr, e incluso, la capacidad de la masa de aire para dar lugar a fenmenos tormentosos. Son el mejorinstrumento para analizar las condiciones de vuelo de una zona.


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La grfica dispone de dos ejes, en el eje horizontal vienen representadas las temperaturas, y en elvertical, la altura. Contra mayor sea el diferencial de temperaturas con la altura, mayor ser laverticalidad de esta curva, y por tanto mayor la inestabilidad con que nos encontraremos. En este caso lastrmicas podrn ascender muchos metros antes de llegar a su nivel de equilibrio y detenerse. Por elcontrario, si el diferencial de temperatura con la altura es pequeo, la curva mostrar una pendientemucho menor y la estabilidad ser mayor.

Elementos que muestran las curvas de estado

A parte del nivel de condensacin, el punto de roco, humedad relativa y temperatura del aire,tenemos:

temperatura de disparo. Es la temperatura sobre el suelo a la cual la actividadtrmica supera o rompe la inversin nocturna, siendo plenamente aprovechable para elvuelo.

Inicio de la conveccin. Es la hora de inicio en que la actividad convectiva esaprovechable para el vuelo trmico.

Nivel de equilibrio. Es la altura a la que cualquier ascendencia que proviene del suelose detendr como consecuencia de toparse con una capa de aire de igual temperaturaque la del interior de la burbuja trmica. Este nivel de equilibrio vendr marcado por la

existencia de inversiones o isotermias. Es muy importante relacionarlo con el nivel decondensacin. As, puede ocurrir que el nivel o altura de equilibrio se site muy porencima del nivel o altura de condensacin, en cuyo caso se podrn formar nubes de grandesarrollo vertical, o bien, que este nivel se situ por debajo del nivel de condensacin yno se formen nubes, en cuyo caso hablamos detrmicas azules.

Desarrollo de la nubosidad. Esto depender en gran medida de la forma en que sesiten el nivel de equilibrio y el nivel de condensacin, as como la existencia y magnitudde las inversiones.

El riesgo de tormentas. El riesgo de tormentas aparece sobre todo cuando tenemos unpunto de equilibrio a gran distancia o altura sobre el punto de condensacin. Si adems,las diferentes capas de inversin que pueda haber no son lo demasiado consistentescomo para detener las ms fuertes ascendencias, y si adems, no hay un viento meteo lo

suficientemente fuerte para romper esas ascendencias, se formarn nubes de enormedesarrollo vertical que podrn dar lugar a tormentas.

Las inversiones trmicas. La curva de estado marca tambin la altura, espesor y potencia de lasdiferentes inversiones trmicas que pueda haber, y que son las causantes del bloqueo de la actividadconvectiva.


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AEROLOGA. EL MEDIO EN QUE NOS DESENVOLVEMOS.ELEMENTOS AEROLGICOS QUE AFECTAN A NUESTRO VUELO

LAS BRISAS

Son movimientos locales de las masas de aire, debido sobre todo al desigual calentamiento delrelieve por el sol. La consecuencia de este desigual calentamiento es que se produzcan movimientosverticales de las masas de aire que provocan vacos y desequilibrios de presin. Para corregir estosdesequilibrios, nuevas masas de aire actan desplazndose para llenar estos vacos y de esta maneracorregirlos. Son las brisas.

As por ejemplo, una masa de aire que se calienta y eleva por la accin solar deja un vaco que

rpidamente es "rellenado" por el aire que se encuentra en las cercanas produciendo una brisa.

Tipos:

Brisa de mar. El aire a nivel de superficie circula desde el mar hacia el interior durante el da. La causa es que amedida que el da avanza y calentarse ms el aire sobre la zona terrestre, ste se desplaza verticalmente, y paracompensar este vaco, el aire del mar, menos clido, se desplaza hacia la tierra. Por la noche el aire se enfra msdeprisa en la tierra que en el mar, por lo que el aire circula de forma contraria producindose la compensacin desdela tierra hacia el mar.

A ms altura, la direccin de estas brisas en superficie es justo la contraria, debido a que en realidad, la brisa formaparte de un cerrado crculo convectivo.

Existe la posibilidad de que haya un enfrentamiento la brisa de mar establecida y el viento meteo, el cual puede llegara anular la brisa si es lo suficientemente fuerte, o viceversa. A veces y debido a esta "lucha" entre brisa y vientometeo, se forma un pequeo frente fro paralelo al litoral y tierra adentro, dibujndose una barrera de cmulos quedelatan su existencia. Su formacin de debe al enfrentamiento del aire fro y hmedo que proviene del mar, el cualque se cuela por debajo del aire meteo ms clido y seco que proviene del interior. La barrera de nubes representaesa lnea de friccin. En otras ocasiones, la brisa de mar se ve reforzada por el viento meteo.

Adems, en das calurosos y sin un viento meteo que la pare, la brisa de mar es capaz de penetrar en forma depequeo frente decenas de km. hacia el interior, llegando a los valles, aunque de forma tarda.


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Brisa de ladera. Las laderas expuestas al sol sufren una insolacin, y por lo tanto, un calentamiento mayor que lasllanuras, por lo que el aire que hay sobre ellas termina por ascender apoyndose en esa ladera. Al tiempo, y paracompensar el vaco que deja ese aire que asciende, nuevas masas de aire son aspiradas desde las llanuras hacia laladera, generndose una brisa de tipo convectivo. Adems, la hora del da es importante para determinar cules sonlas laderas que mejores brisas generarn, as, por la maana funcionarn mejor las laderas E, al medioda las S o N, ypor las tardes, las O.

Brisa de valle.

Los valles forman a menudo una especie de circo con laderas en todas las direcciones. Durante las horas centrales delda y por calentamiento solar, se producen ascendencias sobre las laderas del valle expuestas al sol. Paralelamente,se producen movimientos compensatorios que trasladan aire desde el fondo del valle hacia esas laderas, y si ese aireno es suficiente, aspiran el mismo desde otros valles o llanuras prximas. Todo esto se traduce en fuertesascendencias sobre las laderas expuestas al sol, as como descendencias en la parte central del valle.

A ltima hora de la tarde ocurre lo contrario, es decir, por enfriamiento de las laderas que ya no son calentadaspor el sol, el aire escurre desde las mismas hacia el fondo del valle, de forma que todo este aire que baja acta comouna cua sobre el centro del valle, levantando el aire clido que an quede procedente de los relieves que anconservan calor. Esto sucede hasta que el sol se oculte por completo y es lo que se llama RESTITUCIN TRMICA.Por la noche, cuando todo se ha enfriado no hay ningn tipo de ascendencia, y el aire, ms fro y pesado, se depositacomo una losa sobre el fondo del valle.


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En todo caso, hay que tener en cuenta que lo expuesto acerca del funcionamiento de las brisas de ladera y de valle noes del todo aplicable a las zonas cercanas de ecuador, ya que en ellas, el sol incide de forma casi perpendicular alsuelo, por lo que una ladera no siempre est necesariamente ms expuesta que un llano, que incluso puede llegar acalentarse ms.

LA BRISA EN LAS ISLAS.

Las islas suponen un caso especial de brisa de mar, ya que al disponer de litoral en todas lasdirecciones tambin se crean brisas de mar en todas las direcciones y hacia el centro de la isla. Si ademsexiste un viento meteo predominante, como es el caso de los alisios en las Canarias, la combinacin deambos y del relieve dar lugar a un rgimen de brisas que produzcan convergencias, brisas reforzadas,brisas de retorno, o sotaventos aprovechables para el vuelo.

EL GRADIENTE SUPERADIABTICO.


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Sabemos que el aire al ascender va enfrindose paulatinamente debido sobre todo a unadisminucin de la presin atmosfrica, y que este descenso es ms o menos lineal (LEER VARIACIONES DELA TEMPERATURA EN LA TROPOSFERA), pero existen situaciones en que este ritmo de descenso seaminora. Una de estas situaciones es el gradiente adiabtico saturado (inestabilidad selectiva), y otro esel gradiente superadiabtico, que explico a continuacin.

Es simplemente el efecto parrilla o de sobrecalentamiento que recibe el aire al ascender por las

laderas bien expuestas al sol, el cual aumenta el contraste trmico entre el aire sobre la ladera y el dealrededor, reforzando la ascendencia y aminorando su rgimen de enfriamiento, dando lugar a cmulos,que por este motivo son ms frecuentes sobre las laderas que sobre el llano. En definitiva la masa de aireque asciende por la ladera compensa su prdida de temperatura durante el ascenso con la ganancia queexperimenta al recorrer la ladera calentada por el sol, y en consecuencia pierde menos temperatura que sino existiese tal ladera y ascendiese directamente desde el suelo.

LAS INVERSIONES TRMICAS

Normalmente, las capas de aire ms altas tienden a estar ms fras contra mayor sea la altura,debido sobre todo a que la presin es menor, y por este motivo, las molculas de aire friccionan menos.Este gradiente o disminucin de temperatura con la altura no se produce de forma uniforme, sino queincluso es posible encontrar capas donde el aire es relativamente ms clido que el de niveles inferiores yms cercanos al suelo. Son las inversiones trmicas. Estas capas pueden tener diferentes grosores, y sison lo suficientemente potentes, actan como una verdadera tapadera cortando el ascenso de trmicas.Dentro de ellas la temperatura del aire rompe su tendencia natural de ir disminuyendo, y en lugar de ello

va en ascenso hasta que vuelve a disminuir en su nivel superior, tambin llamado altura de la inversin.

Durante las primeras horas de la maana es posible apreciar en el horizonte una especie de lneadivisoria que delimita dos capas de diferente tonalidad, pero estas dos capas de aire no solo sediferencian por su tono, sino tambin por su temperatura y densidad.

Por la noche, la tierra se enfra antes, y el aire que est en contacto directo con la tierra se enfratambin, ms incluso que otras capas de aire situadas a mayor altitud que se mantienen relativamenteclidas. Esto produce una capa de aire fro, denso y pesado solapado a la tierra, que es perfectamentevisible durante las primeras horas del da. A medida que avanza ste, el suelo se calienta y tambin lamasa de aire en contacto con l, por lo que al tomar temperatura comienza a ascender y la inversin

poco a poco deja de ser visible y va desapareciendo al mezclarse ambas capas. En este caso hablamos deINVERSIN NOCTURNA y dan lugar con frecuencia a bancos de niebla en valles o zonas hmedas endas anticiclnicos.

Es posible encontrar diferentes capas de inversin a diferentes alturas, no debemos de pensar quesolo puede haber una capa de inversin.

En das calurosos de verano, la presencia de una fuerte inversin en un da de gran estabilidadpuede hacer que las trmicas tengan un limitado recorrido vertical al toparse con la misma, pero si lainsolacin es fuerte y el recalentamiento del suelo es muy alto, se puede llegar a producir una fuertetormenta al final del da. Esto se produce cuando la bolsa de aire caliente acumulado bajo la inversin es

tal, que rompe y supera la inversin que haba venido contenindolo durante todo el da, entonces todoese calor se libera de forma explosiva ascendiendo hacia capas ms altas y fras formando enormes nubesde gran desarrollo vertical.


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Sin embargo, existen otras inversiones:

INVERSIN MEDIA. Es la que delimita la altura mxima que alcanzar el desarrollo vertical de los

cmulos o nivel de equilibrio de los mismos.

INVERSIN ALTA. Es la que delimita el nivel superior de la troposfera.

INVERSIONES INTERMEDIAS. Las que se producen a diferentes niveles y que son delatadas por las

nubes de tipo estratificado.

LAS CONVERGENCIAS

De forma muy general, se trata de la confluencia de dos masas de aire de componente opuesta.Pero existen muchas posibilidades. Por ejemplo, la confluencia de la brisa y el viento meteo sobre las

crestas de una cadena montaosa, las cuales favorecen ese ascenso, y aportan una importantesustentacin que har posible los vuelos de distancia. Es famosa la convergencia del sistema central. Eneste tipo de vuelos, especialmente si se vuela cerca del relieve, es necesario tener mucha precaucin, yaque en las crestas de la cordillera podemos encontrar rotores difciles de prever porque el viento entra porlos dos lados. Adems hay que tener en cuenta que la convergencia no tiene que producirse exactamenteencima de la cuerda de una cordillera, ya que en funcin de la fuerza de la brisa o viento meteo puedeestar desplazada ligeramente con respecto a la misma.

Tambin podemos encontrarnos con una convergencia producida por una brisa marina, y un vientometeo sobre una cordillera paralela a la costa y no demasiado alejada de ella.

Tambin puede darse que muchos potentes focos trmicos aislados produzcan una convergencia debrisas que den lugar a las famosas y ansiadas calles de nubes.

Ejemplo de convergencia sobre una cordillera.


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EL VIENTO DE PUERTO; EFECTO FOHN Y LAS NUBES LENTICULARES.

Descripcin

Son unos vientos tpicos de grandes cordilleras, como por ejemplo los Pirineos, y el fenmeno,bsicamente consiste en una aceleracin del viento meteo, que una vez superada la cordillera

desciende por el sotavento hacia el fondo del valle con violencia.Se trata de un viento fuertey muy seco, desbastador con la nieve del valle, si la hay, y que da lugar a la formacin denubes lenticulares de estancamiento que se sitan a modo de barrera, o bien de formadispersa y paralela, sobre el barlovento de la cordillera, aunque tambin es posible laformacin de nuevas nubes lenticulares en el sotavento, que son representativas de lacondensacin de los del movimiento ondulatorio del aire una vez que ha rebasado la cordillera.

Por qu se produce este fenmeno de aceleracin del viento hacia el interior del valle?

Pongamos por ejemplo una situacin anticiclnica en el oeste de la pennsula y una borrasca sobre Italiapor el este. Esto producir vientos de componente N fuertes, que ascendern por la vertiente francesa delPirineo. A medida que se produce la ascensin, el aire se va enfriando y perdiendo densidad,

produciendo en la parte ms alta del barlovento una nube o barrera de nubes deestancamiento (efecto fohn). Por la vertiente de sotavento, el aire, que ha perdido yacasi toda su humedad en la ascensin, ahora desciende seco y ms clido por efecto de lacondensacin previa hacia el fondo del valle. Un aumento de temperatura de esta masa deaire que desciende produce un lgico aumento de volumen del mismo, de forma que, parapoder pasar por el valle, su mayor volumen produce un desplazamiento brusco de las masasde aire que ya se encuentran en el fondo del valle, dando lugar a la aceleracin de los vientosen el interior del mismo. Esta es la explicacin tanto del aumento de velocidad, como de su sequedad.La temperatura real del aire es mayor, aunque la sensacin es de fro por la velocidad a que pasa.

Estos vientos de puerto son fcilmente predecibles si vemos un mapa isobrico ycomprobamos que las isobaras estn perpendiculares a una cordillera.

Son peligrosos por el hecho de que pueda darse la circunstancia de que en el despegue est el viento casien calma, y al volar hacia el fondo del valle ste se acelere por los motivos que se han expuesto yencontrarnos con un problema en el aterrizaje. Buscar un despegue Norte en Pirineos pararemontar la cordillera y volar hacia el interior del valle puede ser una mala eleccin.


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Pero esto no siempre quiere decir que no se pueda volar hacia el interior del valle, pues si el vientometeo no es suficientemente fuerte para vencer a la brisa de valle, sta no le dejar penetrary lo mantendr a raya fuera del valle.

Otra situacin que se puede dar con respecto al viento de puerto es que, tras una situacin anticiclnicadurante la noche, se estanque aire fri y pesado en el fondo del valle. Por la maana desde abajo, todoestar en calma y se percibir un da claro y tranquilo, pero basta con ascender hacia el despegue paraver que el viento se acelera medida que subimos. Esto se debe a que el viento de puerto se deslizar aprimera hora de la maana sobre la masa de aire fro estancada, de forma que en las zonas msprofundas no se percibir movimiento alguno, sin embargo a medida que el da transcurra y elembolsamiento fro vaya desapareciendo por calentamiento, el viento de puerto, que hasta entonces solose perciba en altura, har acto de presencia y se abrir tambin camino en el fondo del valle.

LAS ONDAS.

Se trata de unas ondulaciones, ms o menos uniformes, que se producen a sotavento delas cordilleras cuando el viento fuerte tropieza con un obstculo como una cadenamontaosa. Una vez que el viento tropieza y rebasa el obstculo, se produce una corriente de aire asotavento que tiene movimientos ondulatorios con zonas de elevacin y de descendencia.

Suelen formarse a veces unas nubes de tipo lenticular si la cresta de la onda llega a niveles decondensacin, las cuales se repiten a distancias o intervalos ms o menos regulares puede que durantemuchos km., y que delatan las crestas de esas ondulaciones.

Es posible volar aprovechando las crestas de estas ondulaciones, aunque este tipo de vuelo es msaprovechable por veleros o alas delta, ms estables y rpidos en condiciones turbulentas y de vientosfuertes.


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OTROS TIPOS DE ONDAS. ( Morning Glory )

Existen al menos otros dos tipos de ondas que responden a un funcionamiento ms complejo.

Hay ondas que se producen cuando la gran descendencia de un gran cmulo-nimbo llega al suelo, y comosi de un frente fro se tratase, levanta el aire ms clido y pegado al suelo, impulsndolo hacia delante ygenerando una gran nube en forma de rodillo que avanza durante algunos km. El efecto de la gran masade aire descendiendo del cmulo-nimbo y generando un rodillo de nubes, es similar a una piedra arrojadaa un charco, que produce un movimiento ondulatorio en la superficie del agua.

Tambin el efecto del avance de un frente fro puede generar este tipo de fenmeno en una zona msamplia. Y es que el empuje del aire fro y denso desencadena un efecto de onda sobre el aire ms clido ymenos denso que tiene por delante y que ahora levanta y empuja como lo hara una cua. Si adems, hayuna buena inversin (a primera hora de la maana), sta actuar como un conducto que canaliza elmovimiento de la onda generada.

LAS TURBULENCIAS.


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En general, una turbulencia es una alteracin momentnea ms o menos desordenada de lacirculacin normal de una masa de aire. Puede ser producida por diversos motivos, y en base a ellospodemos establecer la siguiente clasificacin:

De obstculo. Producida por obstculos en el relieve, como por ejemplo rboles o edificaciones enel aterrizaje, rocas o salientes de cierto tamao en laderas y despegues. La magnitud de la turbulenciaque producen est en funcin del tamao del obstculo y de la intensidad del viento.

Trmicas. Son las producidas por la friccin de las dos masas de aire con las que cuenta unatrmica, es decir, entre la masa ascendente clida y su anillo concntrico descendente y ms fro.

De cizalladura.

En general son aquellas que se producen por la friccin de masas de aire de diferentescaractersticas, y podemos encontrarnos con estas cizallas en diferentes situaciones:

1. Por contraste entre brisa y viento meteo. Podemos encontrar este tipo deturbulencias cuando, tras despegar desde una ladera orientada al sol y en la que funciona

la brisa, tomamos altura y tropezamos con una capa ms alta donde la brisa ya no tieneinfluencia y en la que el viento meteo tiene una componente o direccin distinta. La zonade friccin entre la brisa y el viento meteo provocar turbulencia.

2. Por una inversin trmica. La friccin de dos masas de aire de diferentescaractersticas (temperatura, humedad) tambin puede producir una turbulencia decizalla. Por este motivo es casi seguro que encontraremos turbulencia en el punto en quela trmica alcanza el nivel de inversin, pues en este punto la trmica comenzar adetener su ascenso, ya que la inversin actuar como una autntica tapadera alequilibrarse las temperaturas del interior y del exterior de la burbuja trmica.

De estela. Por el paso de otra aeronave. (Leer a continuacin Vrtices de estela)

LOS VRTICES DE ESTELA

Son un tipo de turbulencias que se generan en el extremo o puntas de las alas deparapentes, planeadores y en general, de todo tipo de aeronaves. Ello se debe a que el airecircula tambin de forma transversal en cada plano, es decir, circula en el intrads desde el centro a losextremos de cada plano, y en el extrads, desde los extremos al centro. Este tipo de circulacin se generacon el fin de compensar las diferencias de presin entre intrads y extrads, y que da lugar a un tipo deresistencia denominada resistencia inducida, que penaliza el planeo del ala. En el parapente se intentaminimizar este tipo de resistencia mediante el empleo de los estbilos, winglets, as como con un mayor

alargamiento.

Este tipo de turbulencia se hace patente en las puntas del ala o planeador, su forma es cnica, yse ensanchan a medida que se alejan del ala. Suelen ser bastante violentas y peligrosas, tanto mscuanto mayor es el tamao, peso y velocidad de la aeronave que las produce.


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TORBELLINOS O "DUST DEVIL"

En algunas ocasiones, es posible observar desde los despegues o sobrevolando una zona, algntorbellino violento y desordenado que levanta desde el suelo polvo y pequeas plantas varias decenas demetros, como si de un pequeo tornado se tratase. Si el torbellino se produce en un despeguesituado en una montaa, guarda cierta similitud con los tornados que se producen en algunos estados

de Amrica del Norte, ya que las causas que lo producen suelen ser la confluencia de brisas dediferente componente, densidad y temperatura, que al confluir en un punto comienzan a girarendiabladamente.

Si por el contrario el torbellino se produce en el llano, suelen sealar un violentodesprendimiento trmico.

Hay que tener mucho cuidado con ellos, especialmente si nos estamos preparando para despegar,ya que si nos alcanza pueden tener fuerza suficiente para inflar la vela y levantarnos varios metros dandovueltas. Lo mejor es echarnos sobre la vela si no nos es posible evitarlo y esperar a que pase porcompleto.

EL EFECTO VENTURI.

Se trata de una aceleracin experimentada por una masa de aire cuando sta circula a travs de unestrechamiento o embudo del relieve que la obliga a comprimirse y ganar velocidad para pasar. Aplicadoal vuelo libre, es una zona donde el aire aumenta su velocidad horizontal en detrimento de la velocidadvertical. Por ejemplo un punto de fuga o corte en una ladera expuesta al viento.

Para evitar estos puntos donde podemos ser empujados por la fuerza del viento hacia atrs, es

necesario que al pasar a su altura lo hagamos con muchos metros por delante y con la mayor alturaposible, para as contrarrestar, tanto el empuje del viento, como la prdida de altitud, ya que en esepunto, la ladera no producir apenas sustentacin.


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EL GRADIENTE.

Debido al carcter viscoso del aire, ste tiene la propiedad de adherirse a los elementos que vaencontrando a su paso desacelerando su marcha. Uno de los elementos que ms le influye en sucomportamiento es el propio relieve, y trasladado al vuelo libre, el gradiente tiene que ver con elcomportamiento del viento a nivel de despegue, y sobre todo, a nivel aterrizaje.

De forma muy general, podemos considerar al gradiente como la disminucin en la velocidad del

viento en funcin de la altura, de forma que contra ms nos aproximemos al suelo menor ser suvelocidad. Esto se traducir en una disminucin de nuestra velocidad relativa. De la mismaforma, contra ms nos separemos de un relieve, o ms lejos estemos del suelo, el viento discurrir conmayor libertad, y por tanto, con mayor velocidad. Y todo esto se produce porque la friccin del aire con elsuelo o el relieve, reduce lgicamente su movilidad.

En cierto modo el gradiente es un tipo especial de turbulencia que nos afecta especialmente cuandonos aproximamos a un aterrizaje haciendo que perdamos nuestra velocidad relativa. La friccin del airecon el suelo y los obstculos que va encontrando a su paso, no solo reducen su velocidad, sino que enalgunos casos producen turbulencia.

De acuerdo con esto, podemos hablar de:

Gradiente laminar: cuando no hay presencia de obstculos en el suelo y el viento discurre deforma laminar, de manera que tan solo notaremos una reduccin de velocidad.


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Gradiente turbulento: si efectivamente a la reduccin de velocidad del viento le acompaa laturbulencia producida por obstculos tales como rboles, edificios cercanos o salientes de algn tipo.

En el primer caso deberemos de estar muy pendientes de nuestro aterrizaje, pues el planeo queexperimentamos a mayor altura no tendr nada que ver con el que nos encontraremos al acercarnos alsuelo, ya que el viento disminuir, nuestra velocidad relativa tambin, y por tanto, nuestro planeo. Por ellodebemos de contar con este importante factor para que no nos sorprenda y nos quedemos cortos en el

aterrizaje, o lo que es peor, que nos sorprenda una prdida si abusamos del freno durante la aproximacinal mismo. Adems, el ala reacciona por si sola a la prdida de velocidad relativa cabeceandoligeramente, buscando la velocidad que ha perdido conforme se acercaba al suelo, por lo que deberemosestar atentos a estos movimientos. Si adems el gradiente es de tipo turbulento, aadiremos a lo anteriorel inconveniente de la turbulencia producida por algn obstculo.

La forma en que debemos de reaccionar ante el presencia del gradiente consiste en mantenersiempre una buena velocidad o viento relativo conforme nos acercamos al suelo, acelerando todo loposible en la fase final para contrarrestar este efecto de desaceleracin, de esta manera podremos llegaral suelo con la energa suficiente para restituir y hacer un buen redondeo y una buena toma final.

La restitucin en la fase final de aterrizaje, consiste en acelerar en los ltimos momentos delaterrizaje para conseguir un excedente de energa que nos permita, mediante el frenado, transformar lavelocidad que llevamos en altura. De esta forma y con tiento conseguiremos llegar al suelo con unasvelocidades horizontales y verticales cercanas a 0.

Llegar a la fase final del aterrizaje a una velocidad muy lenta nos pone frente al riesgo de entrar enprdida sin apenas actuar sobre los frenos por efecto del gradiente, por lo que no deberemos olvidarnunca esta cuestin.

Por otro lado tambin el aire se mueve con mayor libertad a medida que nos alejamos del suelo o deun relieve como pueda ser una ladera o un despegue. En atencin a esto podemos establecer tambinotros tipos de gradiente:

Gradiente positivo o creciente: supone el incremento de la velocidad del aire conforme nosalejamos de un relieve. Un claro ejemplo de este gradiente lo tenemos en la fase de despegue, en la quenotaremos que la vela va ganando velocidad conforma la inflamos y toma altura sobre nosotros. Siadems despegamos, podremos notar que a medida que nos alejamos del despegue recibiremos masviento incrementndose nuestra velocidad relativa. Estos incrementos de velocidad provocarn trepadas yposteriores cabeceos que tendremos que controlar.

Gradiente negativo o decreciente: es aquel al que nos hemos referido en primer lugar, es decir,a la reduccin de velocidad conforme nos acercamos al suelo o al relieve, debido al carcter viscoso delaire.

Gradiente de ladera: en este caso, la prdida de nuestra velocidad relativa la provoca el relieve dela ladera junto a la que estamos volando. Lo notaremos porque el plano ms cercano a la ladera tienetendencia a descender y girar contra la ladera, situacin que debemos de corregir continuamente.


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LAS HOMOLOGACIONES

SOBRE LAS HOMOLOGACIONES.

Los parapentes que salen al mercado han de pasar unos test o pruebas de homologacin queverifiquen, ante todo, su FIABLIDAD en vuelo, e informen a los pilotos sobre sus caractersticas tcnicas ysus reacciones al ser sometidas a una serie de ensayos que tratan de comprobar, tanto la calidad de suconstruccin, como su comportamiento. Debe aclararse que las homologaciones no tienen porobjetivo determinar cul es el rendimiento o prestaciones de un parapente, sino su comportamiento ycaractersticas tcnicas, aunque de algunas de las pruebas a las que se le somete s se puede deducir surendimiento potencial. Si lo que queremos es conocer su rendimiento, bastar con acudir a la publicidaddel fabricante, aunque a menudo resulta ms fiable e imparcial leer los test o ensayos de las revistasespecializadas.

En Europa en estos momentos no existe un nico ente de homologacin ( en Espaa ni siquiera lo hay ),por lo que las referencias hemos de buscarlas en la DHV ( ente homologador alemn ), y la AFNOR( asociacin francesa de normalizacin ), que son los dos mecanismos de homologacin ms reputados,aunque no los nicos.

Se est trabajando, no obstante, en la llamada NORMATIVA CEN, que trata de unificar criterios a la hora dehomologar un planeador y con la que se intenta implantar en toda Europa un nico mecanismo dehomologacin. Pero de momento es tan solo un proyecto con muchos detractores.

Hay que decir tambin que la homologacin no es siempre requisito necesario para que un determinadoparapente pueda ser comercializado, esto solo ocurre en algunos pases donde la ley impide la venta deparapentes no homologados, como por ejemplo Alemania. Sin embargo, al final es siempre indispensableque para que un fabricante pueda vender sus productos pase las homologaciones europeas, como mnimola DHV o la AFNOR, o incluso y en la mayora de los casos las dos a la vez, ya que el no hacerlo provocarael lgico recelo entre los potenciales compradores, que en la mayora de los casos volveran sus miradas

hacia velas homologadas y que hayan sido objeto de ensayo en revistas especializadas. No obstante secomercializan prototipos de competicin que obviamente no son homologados, as como alas de marcasque tratan de abrirse un hueco en el mercado y que, por motivos econmicos, no pasan lashomologaciones, pero esto es poco frecuente por la propia lgica del mercado.

Los test y pruebas a queson sometidos losparapentes tratan deverificar, tanto su robustezde construccin, como suscaractersticas en vuelo.Para ello se somete

inicialmente al parapente

Cuadro de equivalencias de los distintos entes homologadores.


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a unas pruebas estructurales o de carga, que tratan de determinar la calidad y fiabilidad de suconstruccin.

Por ejemplo, se somete a la vela a la traccin de un vehculo, normalmente un camin, que se pone enmarcha y avanza hasta determinada velocidad. El parapente debe soportar este tremendo esfuerzo con elque se pretende simular unas condiciones realmente extremas de resistencia, de lo contrario no serhomologado.

En cuanto a las pruebas de vuelo, estas son realizadas por un piloto experto, el cual somete al parapentea diversas maniobras crticas (barrenas, prdidas, parachutaje a los frenos, prdidas asimtricas,plegadas, comportamiento en aterrizaje y despegue, comportamiento con acelerador, giros, etc...)intentando reproducir las incidencias que pueden darse en vuelo. La forma en que el parapente reaccionaante las mismas, y la mayor o menor intervencin del piloto para sacar la vela de esas anormalesconfiguraciones de vuelo, hacen que el parapente sea homologado dentro de determinadas categoras oniveles, que determinaran el tipo de pilotos hacia los que va dirigido.

En funcin de lo anterior, la DHV homologa los parapentes en los niveles:

1 Escuela - iniciacin. Son las alas que se utilizan en las escuelas para aprender los fundamentebsicos del vuelo. Su rendimiento no es muy alto, pero su nivel de seguridad s que lo es.

1-2 Iniciacin - intermedias. Para pilotos noveles y expertos que vuelen unas 50 hs. al ao. Son un buencompromiso entre seguridad y rendimiento, pues de la misma forma que las puede volar un piloto recinsalido de escuela para as progresar, tambin las vuelan pilotos experimentados que quieran realizarvuelos de entidad exprimiendo todo su potencial y manteniendo un alto grado de seguridad.

2 Intermedias. Requieren ya un pilotaje exigente y estn dirigidas a pilotos que vuelen un mnimode 100 hs. al ao. Su rendimiento es alto, pero tambin es alto el nivel que requiere el piloto para podervolarlas dentro de unos mrgenes seguros.

2-3 Intermedias-avanzadas. Pilotaje experto y dirigidas a pilotos con unas 200 hs. de vuelo al ao.

Competicin. Como su nombre indica, dirigida exclusivamente a pilotos de competicin con ungran nmero de hs. de vuelo anuales y un pilotaje acreditado. Su rendimiento es superior a las dems,pero el piloto debe ser consciente que sus reacciones, ante condiciones de vuelo duras, sern muyviolentas y requerirn de una acertada intervencin para regresar a un vuelo normal. Definitivamente noperdonan bien errores de pilotaje.

Existen adems otro grupo de parapentes que no suelen llegar al gran pblico y que por ese motivo noson homologadas. Se trata de los prototipos de competicin que los diferentes fabricantes ponen enmanos de los pilotos que les representan como marca en las competiciones importantes. Su rendimientoes altsimo y superan en la actualidad los 10 puntos de planeo. Solo aptas para los mejores competidoresde talla mundial, su intencin es servir de plataforma para promocionar una marca.

En general, un parapente tiene la homologacin ms alta a medida que aumenta su alargamiento( A=(envergadura X envergadura)/superficie)) , que quizs sea el factor fundamental a tener en cuentapara definir sus caractersticas ms o menos "perfo", aunque tambin el nmero de sus cajones o celdas;el tamao de las mismas; el espesor de sus bvedas (o espacio entre intrads y extrads); o el nmerode cajones cerrados, son parmetros son muy orientativos para definir el carcter de la vela, aunqueactualmente el diseo avanza tanto de un ao a otro que tampoco debemos tomarlo a rajatabla.

Ejemplos........

Windtech Siena. DHV 1-2. 48celdas; 6 de ellas cerradas.Mayor espesor del perfil, menor

Windtech Quark. DHV-2. 67celdas; 12 de ellascerradas. Menor espesor y

Pro-Design de competicin. Granalargamiento y con un grannmero de cajones cerrados.


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alargamiento. mayor alargamiento.

La AFNOR por su parte, clasifica las alas en tres grupos: STANDAR - PERFO - COMPETICIN, y los criterios

que se siguen son ms o menos los mismos.

La tendencia natural de los constructores a lo largo de estos aos ha sido la de conseguir uncompromiso entre rendimiento y seguridad en vuelo. En este sentido, las alas de homologacin 1-2 o 2 alo sumo, son las preferidas por la mayora de los pilotos.

Por ltimo decir, que la homologacin no es una panacea absoluta, ni mucho menos, es tan solo unareferencia que debemos tener en cuenta pero con una serie de precauciones. Ello se debe a que lascondiciones en que se realizan los test pueden diferir mucho de las que nos podemos encontrar en unvuelo real. As mismo, las maniobras a que es sometida el ala son provocadas voluntariamente por elpiloto, por lo que sus reacciones son ms o menos esperadas . Adems, un parapente puede mostrar uncomportamiento ante una determinada incidencia, como por ejemplo una plegada asimtrica, pero lo queno nos dice la homologacin es la facilidad o frecuencia con que la vela entra en esa determinadaconfiguracin de vuelo. Qu preferimos entonces?, un ala que muestre buena recuperacin ante unaplegada, pero que pliega con relativa facilidad, o una vela que difcilmente pliega, pero que si lo hace,necesita de mayor intervencin. En este sentido siempre es mejor contar, adems, con las pruebas devuelo que hacen determinadas revistas especializadas, ya que estas no siempre se hacen en condicionesptimas de vuelo, por lo que podemos hacernos una idea mas concreta de sus reacciones. Otro factor atener en cuenta para no tomarnos las homologaciones demasiado "a pecho" es el hecho de que lospropios pilotos de pruebas experimentados que le han tomado la medida a las homologaciones admitenque existe la posibilidad de variar el pilotaje a la hora de pasar un test de homologacin, con lo cual esposible que una vela que inicialmente ha sido diseada para un nivel, pueda conseguir otro ms benignoen funcin de los intereses del fabricante y la habilidad del piloto de pruebas.

COMO ELEGIR NUESTRO PARAPENTE.

Es muy importante para volar con seguridad, no equivocarnos a la hora de comprar una vela. Para ellodebemos de tener en cuenta una serie de criterios:

1. Ante todo, ser honestos con nosotros mismos en cuanto al nivel de pilotaje.2. Tener en cuenta el nmero de horas que volaremos al ao. Si no excede de 100 hs. elegir una 1-2,

o 2 a lo sumo, ya que aunque seamos pilotos expertos, una vela avanzada exige un contactocontinuo con la misma para tener bien asimiladas sus reacciones. Si volamos una vela avanzadasolo de vez en cuando perderemos estas referencias con facilidad y nos sorprender.

3. Elegir de entre las aparecidas en el ltimo ao y medio. De esta forma nos aseguramos de que lavela incorporar la tecnologa y diseo ms reciente.

4. Haber ledo previamente los resultados de los test y la valoracin que de la misma hagan lasrevistas y publicaciones especializadas.

5. Recabar informacin y puntos de vista de entre los pilotos que las vuelan y, a poder ser, con msexperiencia que nosotros.


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6. Elegir la talla adecuada. Es de suma importancia respetar el rango de pesos para el que ha sidodiseado el ala, pues las caractersticas y comportamiento de la misma dependen mucho de ello.Lo ms conveniente es que nunca rebasemos ese rango por defecto o por exceso, y lo ideal es quenos situemos a medio camino entre el lmite inferior y el superior del rango (carga alar ptima). Porejemplo, teniendo en cuenta que para situarnos dentro de un rango hemos de contar nuestro pesodesnudo, ms el peso del equipo (unos 17 kg) y la propia vela, si ste es de 107 kg., un rango muyadecuado sera el que va desde los 95 a los 120 kg., aunque ello no quiere decir que no podamosvolar si pesamos ms o menos de esa cifra siempre que no rebasemos los lmites del rango. ( Leer

carga alar )7. Elegir el color. Normalmente los colores ms claros son ms resistentes a las radiaciones solares.

LA CARGA ALAR. SU IMPORTANCIA

LA CARGA ALAR

La carga alar es el peso quesoporta un parapente porunidad de superficie.

Existe un rango de peso parael cual ha sido diseada latalla o superficie de cadaparapente. Es necesario, parano variar las caractersticasiniciales de la vela, que elpeso de todo lo que cuelguede la vela, incluida la propiavela, se site dentro de losrangos mximo y mnimo queel fabricante marca para esa

talla.

La determinacin de la cargaalar ser la resultante de lafrmula:

Piloto + equipocompleto (ropa, casco,silla, emisora, cmara,paracadas, instrumentosde vuelo, etc), etc...+vela / superficie REAL

Hay diferencia de criterios en torno a si ha de tomarse como referencia la superficie real, o proyectada para ladeterminacin de la carga alar, pero lo ms frecuente es que se utilice la superficie REAL.


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Carga alar ptima

Hay que tener en cuenta que, dado que el rango de pesos es bastante amplio en algunos casos, la carga alar tambinpuede variar dentro de ese rango, existiendo un parmetro llamado carga alar ptima que se sita justo en la mitad

del rango de pesos, y que se calcula de la siguiente forma:

((Rango mximo + rango mnimo)/2) / Superficie REAL.

EFECTOS DE LA VARIACIN DE LA CARGA ALAR

En qu forma nos afecta llevar una mayor o menor carga alar?Si el parapente va poco cargado

A favor

1. Tendr un planeo mayor y volar ms al ir menos cargado

2. En caso de plegada sta ser menos violenta y se resolver con mayor facilidad que si va muycargado

Por contra

1. Ser ms sensible a la turbulencia y plegar con ms facilidad al llevar menor presin interna

2. Tendr menos velocidad

3. Su giro ser ms lento y requerir de mayor amplitud.

Si el parapente va muy cargado

A favor

1. Ser ms seguro y estable en caso de turbulencia. Plegar menos

2. Tendr mayor velocidad

3. Su giro ser ms gil y cerrado

Por contra

1. Volar algo menos al ir ms cargado

2. En caso de que pliegue, la plegada ser ms brusca.

En general las cargas alares con que se homologan los parapentes se sitan en torno a 3,1 y 3,5 Kg/m2

Una carga alar baja es buena para los vuelos de ladera costeros con unas condiciones de viento estable,

en tanto que para los vuelos trmicos de interior, donde la turbulencia est prcticamente asegurada, unacarga alar de la mitad del rango en adelante, ser lo ms acertado.


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INCIDENCIAS EN VUELO

EL PARACHUTAJE.

Es una anormal forma de vuelo en la que desaparece la normal circulacin del aire (perfil- intrads extrads - borde de fuga) y aparece una prdida de sustentacin en la que el parapente se aprovecha desu gran estabilidad pendular para descender casi en vertical.

El ala deja de avanzar, el intrads se arruga, los frenos se destensan y el tejido produce un ruidocaracterstico de esta situacin. Esta configuracin de vuelo suele aparecer cuando mantenemos el alavolando a velocidad mnima durante un largo tiempo, de forma que perdemos paulatinamente velocidadhasta romper buena parte de equilibrio aerodinmico que nos mantiene en vuelo normal. Es una especie

de descenso estabilizado, pero sin llegar a entrar en prdida. La forma de salir es : simplemente dejandode frenar, si persiste, tirar de las bandas "A" o accionar el acelerador o iniciar un giro brusco que rompaesa tendencia, y si tambin esto falla no habr ms remedio que provocar una verdadera prdidasimtrica o asimtrica , para as romper el equilibrio de fuerzas que mantienen el parachutaje.

ABATIDAS Y REMONTADAS (BALANCEO PENDULAR EN EL EJE DE PROFUNDIDAD)

El balanceo pendular que afecta al eje de cabeceo de nuestro parapente, hace que ste pueda

adelantarse o retrasarse sobre nuestra vertical. La anticipacin y el control de estos movimientos son unacuestin de primersima necesidad para cualquier piloto que quiera volar con seguridad y evitar as otrosproblemas de mayor importancia.


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Cuando un parapente abate en exceso (se adelanta) y no contrarrestamos con el freno dichomovimiento, termina por plegar. Por el contrario, cuando se retrasa demasiado y no subimos los frenospara darle velocidad, podr entrar en prdida. Por lo tanto y de manera muy simple: FRENAR EN LAABATIDA Y ACELERAR EN LA REMONTADA,DE FORMA QUE SIEMPRE MANTENGAMOS EL ALA ENLA VERTICAL SOBRE NUESTRA CABEZA.

Este tipo de movimientos en el eje de profundidad suele presentarse con frecuencia en vuelo en

condiciones turbulentas, donde la entrada o salida de las trmicas lo producen con frecuencia.Normalmente la vela se adelanta antes de entrar en la trmica (por la descendencia), y termina porretrasarse cuando entramos en la ascendencia propiamente dicha. Tambin es posible encontrar unasituacin de fuerte balanceo pendular a la salida de alguna maniobra mal compensada, como puede seruna barrena.

ABATIDA.

(cabeceo negativo-disminucin dela incidencia )

En la imagen puede apreciarse elcomienzo de una abatida. La velase adelanta disminuyendo laincidencia. El piloto frena entoncespara recuperar la posicin normalde vuelo.

Si permitimos que la abatidaprogrese la vela puede plegarnospor delante.

REMONTADA

(cabeceo positivo-aumento de laincidencia )

En la foto, la vela se atrasa conrespecto al piloto aumentando laincidencia, el piloto entonces,acelera para recuperar la posicinnormal.

Si progresa la remontada yfrenamos, podemos meter la velaen prdida.

PRE-PRDIDA, PRDIDA, Y PRDIDA ESTABILIZADA O SOSTENIDA. PRDIDAS ESTTICAS YDINMICAS.


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Se trata de incidencias o maniobras (dependiendo de que se produzcan involuntariamente o seanprovocadas por el piloto) que estn ntimamente relacionadas con el concepto de velocidad mnima, con elde de mxima incidencia y con el de mxima inclinacin.

La PERDIDA ESTTICA, es aquella en la que la prdida es provocada por la accin gradual delpiloto sobre los frenos hasta llegar o sobrepasar el lmite de la velocidad mnima o incidencia mxima,momento en el que la normal circulacin aerodinmica que mantiene en vuelo la vela termina por

desprenderse y la vela deja de volar. En este tipo de prdida y de forma general podemos afirmar quecuando sobrepasamos por debajo el umbral de la velocidad mnima entramos en prdida. De igual forma,podramos decir que cuando sobrepasamos el punto de mxima incidencia, tambin entramos en prdida.En definitiva, cuando volamos a velocidad mnima tambin lo estamos haciendo a incidencia mxima, porlo que son dos conceptos asociados.

La pre-prdida consiste en acercarnos a la velocidad mnima mediante el empleo simtricode ambos frenos, pero sin llegar a entrar en prdida. Notaremos como el ala pierdepaulatinamente velocidad, aumenta la incidencia, comienza a perder presin y se retrasasobre nuestras cabezas. Si le damos velocidad en ese momento la vela se recuperar con unaabatida que no ser tan violenta como si hubisemos llegado a entrar en prdida.

La prdida consiste en insistir un poco ms con en esa accin simtrica sobre los frenoshasta sobrepasar el umbral de velocidad mnima. La vela se retrasar sobre nuestras cabezascon brusquedad y comenzar literalmente a volar marcha atrs. Si en ese momento subimosambos frenos sin prisas y de forma igualmente GRADUAL y SIMTRICA volveremos al vuelonormal tras una fuerte abatida que habr que controlar.

La prdida sostenida es una maniobra fundamental de seguridad que proporciona lasolucin para resolver muchos problemas en vuelo siempre que contemos con la alturasuficiente. Para dominarla es necesario haberla practicado antes sobre el agua con elasesoramiento y la asistencia necesaria. Intentar esta maniobra por primera vez sobre elsuelo es una autntica locura. Es una alternativa al lanzamiento del emergencia siempre quese conozca, pero improvisarla sin haberla practicado antes es un grandsimo riesgo,por lo que si no se conoce bien siempre resultar ms seguro el uso del paracadas.

Para entrar en la prdida frenaremos profunda y simultneamente ambos mandos hasta quela vela se desplome por detrs y sintamos la cada. El borde de fuga se convierte en unirregular y maltrecho borde de ataque, el descenso vertical se hace muy acusado, y en estasituacin, se debe aguantar la cada inicial procurando siempre mantener la simetra en lafrenada, y evitar que los movimientos de la vela te desequilibren. Una vez que la vela estnuevamente sobre nuestra cabeza, iremos subiendo gradualmente y al mismo tiempo ambasmanos hasta la altura del pecho, ms o menos. Entonces, la vela suavizar el movimiento, laspuntas del ala se adelantarn ligeramente y la vela volar hacia atrs de manera estable.Si todo se hace bien, la vela lanzar una abatida no muy fuerte, que se debe controlar sin

brusquedad para volver al vuelo normal.

El riesgo de esta maniobra est en que si no se aguanta bien la cada inicial y subimos lasmanos demasiado pronto y demasiado bruscamente, la vela reabrir de una forma salvajeproduciendo un cabeceo brutal que puede hacer que incluso caigamos dentro del propioparapente.


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La PRDIDA DINMICA est ms relacionada con el ngulo de inclinacin que con el de

incidencia, y es posible llegar a este tipo de prdida mediante un exagerado movimiento debalanceo con restitucin de altura que catapulte al piloto hacia adelante dejando la vela muyretrasada a sus espaldas. En esta situacin, el brutal ngulo de inclinacin respecto delhorizonte (que no de incidencia) hace imposible proseguir con el vuelo normal sin pasar antespor una fase de prdida. En este caso la prdida ya no se provoca por la accin del pilotosobre los frenos, sino por la fortsima oscilacin en el eje de cabeceo que puede producirsetras la salida de alguna maniobra mal realizada que suponga una gran acumulacin deenerga o inercias, como por ejemplo, la salida de una barrena, o unos movimientos debalanceo mal controlados.Son ms problemticas las prdidas de tipo dinmico como consecuencia de errores depilotaje, que las prdidas estticas, donde es necesario consumir "consciente yvoluntariamente " todo el recorrido del freno (y a veces algo ms) para que se produzcan.

A las prdidas dinmicas el piloto llega de forma imprevista y con poco tiempo parareaccionar, y su resolucin es ms complicada por la brusquedad y violencia con quereaccionar la vela para su salida. En las prdidas estticas sin embargo, el piloto dispone dems tiempo y de muchos ms "elementos" que le van avisando de que algo puede suceder sipersiste su accin sobre los frenos.

Si estamos muy bajos y no podemos recuperar una plegada, y tampoco disponemos ya dealtura suficiente para lanzar el emergencia, hemos de tener en cuenta que la principalprioridad es detener la velocidad angular, es decir, hay que detener el giro o Spin. Duranteun giro en autorrotacin con medio plano plegado el piloto alcanza velocidades dealrededor de 100 Km/h. En este caso, sin dudarlo, es preferible llegar al suelo enuna prdida estable y no girando de manera descontrolada contra el relieve.

Prdida sostenida

Maniobra a emplear (con altura suficiente)como ltimo recurso frente a algunasincidencias. Si esto fallase, lanzar elparacadas rpidamente.


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PRDIDA ASIMTRICA.

Es fcil que se produzca cuando en un giro muy cerrado y a baja velocidad, abusamos muchode los frenos haciendo que el ala entre en prdida por el lado del plano interiordel giro. Lo quesucede a continuacin es que el plano del lado opuesto al giro comenzar a buscar velocidadadelantndose bruscamente, al tiempo que el plano frenado se retrasar, o lo que es lo mismo,una barrena plana (tambin llamado spin o giro negativo) que posiblemente, adems, produzca un twist

o cruce de bandas.

A ambos ladosvemos unaprdida desdeatrs y desdeabajo. En los doscasos se observacomo uno de losplanos pierdetoda su presin,

y comenzar acaer por detrsdel piloto dandocomienzo a unaAUTORROTACINsi no hacemosnada.

La forma de evitar esta situacin es volando a mayor velocidad, y si queremos cerrar elgiro, siempre ser mejor acelerar el plano exterior que mantenerlo frenado al tiempo que abusamosdel freno interior.

AUTORROTACIN O BARRENA PLANA

La autorrotacin o barrena plana es una incidencia en la que el piloto y su vela comienzan a girarsobre si, y cuyo eje central de giro depender de la causa que haya producido dicha incidencia.

Podemos llegara a ellas de dos formas fundamentalmente.

El giro indeseado puede producirse despus de una fuerte plegada asimtrica, de modo que ellado plegado acta entonces como un gran freno aerodinmico y hace que el lado abierto comience agirar con gran rapidez tomando como eje de giro la porcin del plano plegada. En este caso es

necesario actuar de forma inmediata antes de que el giro tome una velocidad e inercia tan alta, quevuelva ingobernable la vela y nos haga perder la orientacin y entrar en una fuerte barrena. Para ellocompensaremos inmediatamente el giro cargando el cuerpo hacia el plano exterior qu

Parapente Manual de Vuelo Libre (Ver1 0)

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