La atmosfera és un medi complex, amb mecanismes i processos molt complicats al seu interior. La seua natura, però, s’expressa en un conjunt de variables mesurables. La informació aportada per aquestes ens permet desxifrar les condicions atmosfèriques dels temps i del clima. Aquestes variables poden definir-se com els elements fonamentals del temps i del clima. Les més importants són la temperatura, la insolació, la pressió, la humitat, les precipitacions i la velocitat i direcció dels vents. El mesurament d’aquests elements ens permet desxifrar parcialment la complexitat de la dinàmica atmosfèrica i dels patrons climàtics.
La temperatura
Es mesura mitjançant termòmetres i s’expressa en graus centígrads. Diàriament, en cada estació meteorològica, es registra la temperatura màxima i la mínima. La mitjana d’ambdues és la mitjana diària; la mitjana de les mitjanes diàries d’un mes és la mitjana mensual; i la mitjana de les mensuals és la temperatura mitjana anual. La diferència entre la temperatura mitjana del mes més càlid i la del més fred és l’amplitud o oscil·lació tèrmica. La temperatura d’un lloc depén dels següents factors:
La latitud: La radiació solar incideix més verticalment en l’Equador i de mode cada vegada més oblic cap als pols, amb la qual cosa, esquemàticament, les temperatures disminueixen gradualment conforme ascendim en latitud.
L’altura: La calor del sol és retinguda en la superfície de la terra pel vapor d’aigua i la pols, però en les altes muntanyes l’aire està enrarit i conté molt poc vapor i pols, per la qual cosa la calor escapa més ràpidament i fa més fred. Com a mitjana, la Temperatura descendeix 0,65º per cada 100 m. d’ascens. Així, si en la base d’una Muntanya de 3000 m. la temperatura fóra de 30º, al seu cim seria de només 10,5º.
Els corrents oceànics : La proximitat de corrents marines càlides (com la del golf, que afecta el NO europeu) o fredes (com la del Llaurador en la costa NE d’Amèrica, la de Canàries...) influeix també en les temperatures.
La distància al mar: El mar modera les temperatures, en calfar-se i refredar-se l’aigua més lentament que la terra. Per exemple, estant Lleida i Tarragona a només 75 Km. de distància en línia recta, la temperatura mitjana de gener a Lleida és de 5º i de 9º en Tarragona.
Els vents : Si en una zona temperada de l’hemisferi nord predominen vents del N, les temperatures baixaran; si predominen els del S, tendiran a pujar.
La nuvolositat i la insolació: Si la nuvolositat és abundant, disminuirà la quantitat de radiació solar que rep una zona i, per tant, la temperatura. Al mateix temps, la presència d’humitat, reté la calor durant la nit. Per contra, la insolació o radiació serà elevada si la nuvolositat és baixa, i el contrast tèrmic durant la nit serà elevat a conseqüència de l’absència d’humitat.
L’orientació: En les àrees muntanyoses de l’hemisferi N, les vessants orientades al S (solanes) reben major quantitat de radiació solar que les orientades al N (ombries), amb les consegüents diferències de temperatura.
També influeixen en la temperatura la longitud del dia i l’estació de l’any, la quantitat de pols i altres impureses que hi ha en l’aire, la naturalesa de la superfície terrestre, etc.
Les temperatures d’una regió o país es representen en mapes d’isotermes (línies que uneixen punts amb la mateixa temperatura mitjana). Així, per a estudiar una zona, és usual realitzar els mapes d’isotermes de gener i juliol o agost, podent-se localitzar en ells ràpidament les àrees més fredes i les més caloroses.
A Espanya, la temperatura mitjana és molt baixa en les muntanyes, les temperatures del nord són inferiors a les del sud (màximes en les illes Canàries) i que el litoral, sobretot el mediterrani, que presenta unes temperatures mitjanes superiors a l’interior peninsular.
Les diferències existents en l’amplitud tèrmica anual, mostren l’impacte de la continentalitat a Espanya, ja que la màxima amplitud correspon a la Submeseta sud, mentre que és menor al litoral cantàbric i a l’arxipèlag canari.
Entre les manifestacions més importants de la temperatura es troben, per les seues implicacions econòmiques, les gelades, caracteritzades per temperatures inferiors als 0°. Tot i que poden produir-se a tota la Península, són més habituals en l’interior peninsular, sobretot en la Submeseta Nord, i en els sistemes muntanyosos. Pel que fa a l’origen, les gelades es divideixen en gelades d’irradiació, quan l’absència de nuvolositat afavoreix una major pèrdua de calor del sòl per radiació, i les d’advecció, quan arriba una massa d’aire molt freda.
Nuvolositat
Com hem vist, directament relacionada amb la temperatura es troben la nuvolositat i la insolació. D’ací la importància d’estudiar la tipologia de núvols.
En un dia qualsevol, podem observar si el cel està clar o bé totalment o parcialment ennuvolat. També podem observar el tipus de núvols que apareixen:
Cirrus: en forma de fils o filaments. Situats a gran altura, entre 6000 i 12000 m.
Cúmuls: Núvols de forma globular, de vegades, de gran desenrotllament vertical. Estrats: de forma allargada, disposades en capes.
Segons la forma i l’altura, també parlem de cirrocúmulus o cirrostrats (núvols globulars o estratiformes a més de 6000 m. D’altura), d’altocúmulus o altostrats (cúmuls o estrats entre 2000 i 6000 m.). Els cúmuls i estrats situats a baixa altura són els que solen produir pluja i quan ho fan se’ls denomina cumulonimbes i nimbostrats.
La boira és un tipus diferent de nuvolositat, ja que generalment no es forma per ascensió de l’aire, sinó per la condensació del vapor d’aigua present en les capes d’aire en contacte amb el sòl i que redueix notablement la visibilitat a menys d’un quilòmetre. Pel seu origen existeixen dos tipus de boira.
La boira per advecció es forma quan una massa d’aire càlid i humit es desplaça sobre una zona freda, la qual cosa genera la condensació del vapor d’aigua.
La boira d’irradiació es produeix quan la massa d’aire perd la seua calor per irradiació nocturna, s’aconsegueix el punt de rosada i, per això, la condensació del vapor.
Si la boira és menys espessa, amb visibilitat superior al quilòmetre, parlem de boirina.
Finalment, la calitja o calina, designa la falta de visibilitat per presència de partícules sòlides en suspensió, en un aire amb humitat relativa inferior al 80 %.
Insolació
La insolació reflexa el nombre d’hores de sol que rep una superfície horitzontal. Si afegim la radiació reflectida s’obté la insolació global.
Las diferències d’insolació són molt importants a Espanya, amb àrees que reben poca insolació (menys de 2000 hores anuals) al nord, que reben entre 1700 i 2000 h, i molt solejades amb insolacions superiors als 2800 hores anuals al sud. Les quatre zones de major radiació a Espanya són: Extremadura i la seua extensió per la cara meridional del Sistema Central, la vall del Guadalquivir, la costa mediterrània des de Màlaga a Múrcia i les illes Canàries.
Pressió atmosfèrica
La pressió atmosfèrica es defineix com el pes d’una columna d’aire sobre una superfície determinada. La pressió es mesura amb un instrument anomenat baròmetre.
La pressió normal a nivell del mar és de 760 mm de mercuri/cm2. En altres paraules, el pes de la columna d’aire que hi ha sobre cada cm2 de la superfície terrestre equival al d’una columna de mercuri de 760 mm d’altura i 1 cm2 de secció. Generalment la pressió es mesura en mil·libars (mb), considerant-se normal la pressió de 1013 mb a nivell del mar, i equivalent un mil·libar a 1,033 gr/cm2.
La pressió depén fonamentalment dels següents factors:
L’altura: com la temperatura, la pressió disminueix, encara que d’una manera menys regular, quan ascendim en altitud. A uns 5000 m. d’altura, la pressió normal ronda els 500 mb i a uns 10.000, els 300 mb.
La temperatura: l’aire càlid pesa menys i tendeix a ascendir (convecció); l’aire fred pes més i tendeix a baixar (subsidència)
La humitat: l’aire sec genera altes pressions, i l’humit baixes pressions.
Les pressions es cartografien mitjançant mapes d’isolínies anomenades isòbares (línies que uneixen punts amb la mateixa pressió). Els mapes del temps que es realitzen diàriament solen ser mapes d’isòbares.
Quan trobem una massa d’aire amb una pressió superior a 1013 mb parlem d’Alta pressió o Anticicló, que es representa amb una A encerclada; per davall dels 1013 mb parlem de Baixa Pressió, Depressió o Borrasca, i es representa amb una B o D encerclada. A aquestes àrees homogènies d'altes i baixes pressions es denominen centres d'acció.
La dinàmica atmosfèrica general genera cinturons de pressió integrats per centres d'acció amb característiques i dinàmiques pròpies que condicionen el temps i el clima. Així, en els centres d’acció de baixes pressions o ciclònics es produeix la convergència de l'aire en la mateixa direcció de la rotació terrestre, que ascendeix i provoca una disminució de la pressió i una inestabilitat atmosfèrica, generalment acompanyada de precipitacions. En els centres d’acció d’altes pressions o anticiclònics es produeix la divergència de l’aire des de l’alta troposfera en sentit contrari a la rotació terrestre, el que augmenta la pressió en superfície i afavoreix l’estabilitat atmosfèrica.
Aquestes cèl·lules de pressió, segons la seua genètica, poden ser dinàmiques o tèrmiques. Són dinàmiques quan el desplaçament vertical de l'aire (depressió o anticicló) ocupa tota la troposfera. En canvi, parlem d'anticiclons o baixes tèrmiques quan la dinàmica atmosfèrica general es alterada en superfície per una cèl·lula de pressió amb característiques contràries, induïda per causes tèrmiques. Així, sobre el nord d'Àfrica les elevades temperatures terrestres generen moviments ascendents de l'aire que provoquen una cèl·lula de baixes pressions en superfície, mentre que en l'alta troposfera es produeixen els moviments de subsidència propis de les latituds subtropicals. A l’hivern, per contra, el refredament de l’aire en contacte amb la superfície genera altes pressions tèrmiques en superfície en contrast amb les baixes pressions existents en altura.
Humitat
Definim humitat a la concentració de vapor d’aigua que existeix en una massa d’aire. La humitat de l’aire es mesura mitjançant higròmetres.
La humitat absoluta indica la quantitat de vapor existent en una massa d’aire, expressada en grams per m3 d’aire. Com que la humitat absoluta depén de l’evaporació, l’aire presentarà una major humitat en aquells llocs en què hi haja grans superfícies d’aigua així com una temperatura suficient per engegar el procés d’evaporació. Al contrari, les baixes temperatures poden produir la condensació per stat del punt de rosada.
La humitat relativa mostra la relació existent entre el vapor d’aigua que conté l’aire i el que podria contenir com a màxim (aire saturat), quantitat que varia segons la temperatura (l’aire càlid pot contenir molt més vapor d’aigua que el fred). Quan la humitat relativa és del 100% (o s’aproxima), l’aire assoleix el seu punt de saturació i el vapor sobrant es condensa en forma de pluja, núvols o boira.
La humitat relativa mitjana anual a Espanya és superior al 60 %, excepte en la meitat meridional de Tenerife i en les àrees del sud i aquest de l’interior peninsular. L’àrea amb major humitat relativa és la de les Ries Baixes gallegues, seguida del nord peninsular.
Evapotranspiració i aridesa
L’evapotranspiració (ET) és un concepte que engloba tant l’evaporació com la transpiració dels éssers vius. Per tal de determinar amb exactitud la quantitat d’aigua llançada a l’atmosfera, es quantifiquen ambdues variables en l’evapotranspiració. L’evapotranspiració depén de la temperatura, del vent i de la quantitat d’aigua disponible. Així, es pot produir una situació atmosfèrica amb altes temperatures, vent sec..., i una elevada ET. És el que passa en els deserts càlids.
Per aquesta raó cal diferenciar entre l’evapotranspiració real (ETR) i l’evapotranspiració potencial (ETP). L’ETR corresponen a l’evapotranspiració efectiva, i l’ETP és la que podria produir-se en condicions ideals de vegetació i aportació hídrica. Per això, l’evapotranspiració real sempre és menor o igual que la potencial.
L’evapotranspiració es mesura en mm, igual que les precipitacions. Per la seua importància biològica s’han dissenyat diversos índexs per tal de conéixer el grau d’aridesa d’un espai determinat. Els més utilitzats són els de Gaussen, Martonne i Lautensach-Mayer
.
Precipitacions
Estretament dependents de la humitat atmosfèrica, les precipitacions es quantifiquen en mm o l/m2. L’aigua que cau en un lloc durant 24 h s’arreplega en un recipient graduat anomenat pluviòmetre. La precipitació mensual és la suma de les precipitacions registrades cada dia del mes i la precipitació anual la suma dels totals mensuals. Les precipitacions es representen mitjançat mapes d’isohietes (línies que uneixen punts amb la mateixa precipitació).
En funció de l’origen de l’ascens de l’aire es distingeixen tres tipus de precipitacions:
Les precipitacions orogràfiques es produeixen quan una massa d’aire càlida i humida xoca contra un obstacle orogràfic i es veu obligada a ascendir. En el seu ascens l’aire es refredarà, després d’arribar al punt de rosada, es condensarà i es precipitarà sobre la vessant de sobrevent. Al contrari, en la vessant de sotavent l’aire, en descendir, augmenta la seua temperatura i disminueix seua humitat relativa. Aquest és el vent anomenat foehn, un vent perillós perquè seca la vegetació i afavoreix els incendis. Per això a Cantàbria rep el nom de pirómano.
Les precipitacions convectives es produeixen pel fort calfament de la superfície terrestre, especialment a l’estiu. L’aire que entra en contacte amb el sòl calent es dilata, es fa més lleuger i, ascendeix. Amb l’altura es condensa, formant-se una nuvolositat amb gran desenvolupament vertical, i produint forts ruixats. Aquestes precipitacions són habituals al litoral mediterrani pel fort contrast tèrmic i l’elevada humitat propiciada per les altes temperatures estivals.
Les precipitacions frontals, les més habituals en latituds temperades, són el resultat del xoc de dues masses d’aire de característiques físiques diferents, que obliguen a la massa càlida a ascendir, produint-se nuvolositat i precipitacions. Aquest tipus és el propi de les nostres latituds temperades.
La precipitació mitjana anual d’Espanya es situa entorn dels 650 mm, tot i l’existència de grans diferències en la seua distribució. Els màxims (superiors als 1.800 mm) es donen a Galícia i la costa cantàbrica, així com en alguns sistemes muntanyosos. Els valors pluviomètrics més baixos es situen algunes àrees de l’arxipèlag canari (entorn dels 100 mm) i el sud-est peninsular (amb menys de 200 mm), als que s’afegeixen alguns espais en l’interior de les submesetes i l’àrea central de la vall de l’Ebre.
Els vents
Els vents s’anomenen per la direcció de què procedeixen, malgrat la gran varietat de noms locals. Poden ser del Nord, del Nord-oest, del Sud, del Sud-est... La direcció es determina fàcilment amb un penell. Comptabilitzant quants dies de l’any ha bufat vent de cada direcció, podem construir la rosa de direccions del vent d’un lloc, que servirà per a determinar quins vents solen bufar allí i quin predomina.
La velocitat del vent es registra mitjançant anemòmetres i s’expressa en Km/h, o bé mitjançant l’escala de Beaufort. Aquesta assigna a la força del vent un número de l’1 al 17, sent el 0 la calma o absència de vent aparent i del 12 al 17 els vents huracanats. En la terminologia marítima, la velocitat del vent es mesura en nucs (milles/h; sent la milla marina equivalent a 1852 m.)
El vent bufa des de les altes a les baixes pressions. D’esta manera, si els cinturons d’altes i baixes pressions es disposen sobre la terra en sentit longitudinal, els vents predominants haurien de discórrer amb direcció N-S. No obstant això, en el seu recorregut, són desviats per l’efecte de Coriolis que genera la rotació terrestre . En l’hemisferi N, l’efecte de coriolis desvia sempre els vents cap a la dreta (mirant des del seu origen) i, en l’hemisferi S, cap a l’esquerra. D’altra banda, com a conseqüència de la pressió, en els anticiclons, els vents transcorren gairebé paral·lels a les isòbares en el sentit de les agulles del rellotge, i en les borrasques, en sentit contrari.
La velocitat del vent depén de la diferència de pressió entre unes zones i altres. Una diferència de pressió molt acusada, que es manifesta en el mapa per isòbares molt juntes, originarà vents forts; una diferència escassa (isòbares separades), vents dèbils.
Quan parlem de vent ens referim generalment al moviment de l’aire a nivell de superfície. Tanmateix, en la zona temperada, entre 40 i 60º N, existeixen també importants corrents d’aire en altura. Com ja s’ha indicat, la més coneguda és la corrent en doll (Jet Stream). Es tracta d’un flux d’aire de l’Oest, d’uns 150 Km. D’amplària, 2 d’altura i milers de Km de longitud. La seua velocitat és de 100 200 Km/h, assolint-se en ocasions velocitats de fins a 500 Km./h. Aquest corrent influeix notablement en la climatologia de la zona temperada, especialment en la formació i el desplaçament de borrasques i fronts.
La circulació atmosfèrica
El temps i el clima d’una regió concreta depén també de la seua situació dins del model de circulació general. Per aquesta raó, és important analitzar quins centres d’acció, masses i fronts afecten a la Península i les Illes Canàries.
Centres d’acció
Com s’ha indicat, les diferències de pressió generen diferents centres d’acció al planeta. Entre els centres d'acció que afecten Espanya podem individualitzar els següents. Entre els centres d’acció anticiclònics destaquen:
L'anticicló de les Açores, té caràcter dinàmic i origen subtropical. La seua posició oscil·la al llarg de l'any, ocupant a l'estiu latituds més septentrionals. La seua influència sobre la península aporta estabilitat atmosfèrica i bon temps.
L'anticicló escandinau, de caràcter dinàmic i origen polar, genera masses d'aire fred que afecten la Península a l'hivern.
L’anticicló de l’Atlàntic Nord, també de caràcter dinàmic i amb origen en l’Atlàntic nord.
Els anticiclons tèrmics del continent europeu i de l’interior peninsular amb una important incidència en hivern.
Entre les baixes pressions dinàmiques destaca la d’Islàndia, localitzada en l'Atlàntic Nord, responsable de la majoria de les precipitacions sobre la Península. Una altra depressió dinàmica influent és la Depressió de Gènova (golf de Ligúria), que ocasiona precipitacions en el litoral mediterrani.
També incideixen, les depressions tèrmiques estivals del nord d'Àfrica i de la península Ibèrica.
Masses d’aire
Els centres d’acció són els responsables del desplaçament de les masses d’aire sobre la superfície terrestre. Una massa d’aire és un cos d’aire amb característiques físiques uniformes (temperatura, humitat, pressió...). Les masses d’aire adquireixen les seues propietats en contacte amb la superfície terrestre sobre la qual es formen durant un temps relativament llarg, normalment en les àrees anticiclòniques polars i subtropicals del planeta, més estables atmosfèricament. Aquestes masses poden assolir centenars o milers de km2 i tenir una altura de milers de metres. En funció de la seua latitud, que determina la temperatura, poden ser àrtiques, polars o tropicals; i en funció de la superfície, que determina la humitat, poden ser continentals o marítimes.
Quan dues masses d’aire diferents entren en contacte en desplaçar-se, gairebé no es mesclen, i en l’àrea que les separa s’esdevé una brusca variació de les condicions atmosfèriques (temperatura, pressió, humitat, vent...). Aquesta superfície de separació entre masses d’aire es denominen fronts, que generalment originen canvis de temps. En funció de les característiques tèrmiques el fronts es divideixen en fronts freds, càlids i closos.
El front càlid es produeix quan una massa d’aire càlid atrapa a una altra freda, l’aire calent ascendeix lentament sobre el fred. La superfície frontal té poca inclinació i en ella es formen núvols que poden originar precipitacions continuades i suaus.
Els fronts freds ocorren quan una massa d’aire fred atrapa a una altra càlida, obligant l’aire calent a enlairar-se de manera violenta. La superfície frontal presenta una major pendent i els núvols que es formen sobre ella, en ascendir l’aire ràpidament, són de tipus tempestuós. Si hi ha precipitacions, seran fortes i poc duradores. El front fred anirà associat molt a sovint a vents forts.
Si la massa d’aire fred que ve per darrere va més de pressa que la calenta, el front fred pot atrapar al càlid, formant-se un front clos, que cada vegada tindrà menys activitat. En aquest cas, en la superfície només hi ha aire fred, però en altura ha quedat un embossament d’aire calent que produirà inestabilitat atmosfèrica.
El temps i el clima d’Espanya es veu determinat per la influència de les següents masses d’aire i centres d’acció.
Les masses d’aire i centres d’acció atlàntics són les que condicionen la majoria de les característiques del temps i clima espanyol. Al N de l’Atlàntic, les masses d’aire són fredes o molt fredes, mentre que les formades en la zona tropical són càlides. Dins de les masses d’aire atlàntiques es diferenciar:
L’Aire Àrtic Marítim, format prop del Pol, és molt fred, afectant la Península en poques vegades a l’hivern, però si ho fa, origina nevades, sobretot en el N.
L’Aire Polar Marítim és un aire humit i fred que es desplaça impulsat pels vents de l’Oest. És el responsable de les borrasques atlàntiques, que solen desenvolupar-se entre els 45º i els 60º de latitud N.
L’Aire Tropical Marítim prové de l’Anticicló de les Açores, localitzat a l’hivern sobre l’Atlàntic a uns 35º N i a l’estiu a uns 40-45º N. És un aire càlid i estable.
Entre l’Aire Polar Marítim i el Tropical Marítim, s’origina el Front Polar, amb els seus fronts càlids i freds. A l’estiu, el Front Polar es troba més al N de la Península Ibèrica, per la qual cosa aquesta es troba sota la influència de l’Anticicló de les Açores, i no sol ploure. Sol ser a la primavera i la tardor quan els fronts travessen la península aportant pluges. La situació del Front Polar en superfície coincideix amb la situació en altura de la Corrent en doll o Jet Stream.
