1.7. L'atmosfera com a reguladora del clima

1.8. Circulació general de l'atmosfera

1.9. Fenòmens metereològics

1.7. L’atmosfera com a reguladora del clima

   El funcionament de les capes fluides es deu a l’existència d’un contrast tèrmic, és a dir, d’una diferència de temperatura entre dos punts, el que dóna lloc a una circulació d’aire o aigua d’uns llocs a altres dels planeta. Aquesta circulació general de l’aire en l’atmosfera, redistribueix l’energia solar que arriba a la Terra, tot disminuint les diferències entre l’equador i les latituds més altes (la circulació de l’aigua dels oceans, col·labora també de forma important en aquesta regulació). Així l’atmosfera fa de batedora, reparteix l’escalfament equatorial i també el refredament polar per tot el Planeta, i això provoca una certa moderació de les temperatures extremes (altes i baixes) a la Terra i la constant mescla dels gasos que la composen.

         Dinàmica de l’atmosfera
     El moviment de l’aire en la troposfera en cada moment i en cada lloc és la resultant d’una sèrie de forces que classifiquem en majors i menors, en funció de la seua contribució a la circulació atmosfèrica general:

FORCES MAJORS	FORCES MENORS
- Insolació diferencial	- Distribució de terres i mars
- Rotació de la Terra	- Relleu
- Forces de Coriolis

A- Efecte de la insolació diferencial
    Atesa l’esfericitat de la Terra, les zones equatorials reben major quantitat de radiació que les polars. La intensitat d’insolació és menor a mesura que augmenta l’angle d’inclinació dels raigs

fig. 9: Grau d'incidència de la radiació solar sobre la superfície terrestre)

   A mesura que augmenta la temperatura de l’aire (si la pressió és constant), disminueix la seua densitat i a l’inrevés. En conclusió: L’aire càlid és més lleuger i el fred més pesat. D’aquesta manera es produeix una circulació convectiva de l’aire troposfèric: baixada d’aire fred cap a latituds equatorials i remuntada, en altura, de l’aire calent, menys dens, cap a les latituds altes. Segons això existirien dues cèl·lules de convecció de l’aire troposfèric, una en cada hemisferi (fig.10 esquerra) però la realitat és una altra (fig.10 dreta) ja que influeixen altres factors.
.

Fig. 10: Esquerra : cèl·lules de convecció. Dreta: Anells de circulació dels vents

B- Efecte de la rotació de la Terra
  Vista des de el Nord , la Terra gira en sentit antihorari (és a dir, d’oest a est, al contrari que les agulles del rellotge). La velocitat de rotació en la superficie es mínima en els pols i màxima en l’equador. Com l’atmosfera no és un sòlid, tendeix a fraccionar-se en anells que circulen zonalment (Fig.10, dreta).C- Efecte de la força de Coriolis
Com s’ha dit abans, un punt de la superfície proper als pols i altre proper a l’equador donen una volta completa en 24 hores, però el recorregut del primer serà menor que el realitzat pel segon. Com a conseqüència, si a l’hemisferi nord el vent parteix des d’un punt A cap al nord tendeix a avançar-se en la rotació, ja que els paral·lels que va passant són cada vegada menor cada vez son menors, el que provoca un augment de velocitat en relació amb la velocitat de rotació de la Terra. El resultat és que el vent es desvia cap a l’est (dreta) Si el vent parteix del punt A i es dirigeix cap al sud es desviarà cap a l’oest (esquerra). A l’hemisferi sud passara tot el contrari. Aquesta força exercida pel moviment de rotació de la Terra rep el nom de força de Coriolis (fig. 11).

Fig. 11: Desviacions de les capes fluïdes degudes a les forces de Coriolis

Així doncs, qualsevol fluid que es desplaça horitzontalment sobre la superfície de la Terra tendeix a desviar-se cap a la dreta en l’hemisferi nord i cap a l’esquerra en l’hemisferi sud. Exemple: què passa quan llevem el tap de la banyera?

D- Efecte de la distribució de terres i mars.
La diferència de calor específica entre continents i oceans condiciona el grau i ritme d’escalfament de les capes d’aire que estan per damunt. Aquesta diferència és de 6 i 10 ºC per a terres i mars respectivament, de manera que en rebre el sòl el mateix calor durant el mateix temps elevarà la seua temperatura més que la superfície de l’aigua. En estiu els continents es comporten com centres de baixa pressió, ja que l’aire que està sobre ells és més calent i més lleuger que el de l’oceà. En hivern ocorreix el contrari, l’aire de l’oceà està més calent que el del continent, ja que l’aigua, es refreda més lentament. (veure el concepte de brises)

Fig. 12

E- Efecte del relleu .
Les muntanyes orientades transversalment al flux d’aire actuen com una barrera física, que obliga l’aire a ascendre. En ascendre l’aire, es refreda, condensa la seua humitat, la qual precipita sobre el vessant de barlovent. Al vessant oposat (sotavent) l’aire descén i origina un vent sec i càlid l’anomenat efecte föhn (fig.13)

Fig. 13. Efecte Föhn.

1.8. Circulació general de l’atmosfera.

Pressió atmosfèrica

Gradient vertical de temperatura (GVT)

Representa la variació vertical de temperatura de l'aire (en repós) que sol ser (no és constant a tot arreu) de 0,65º/100 m, és a dir, per cada 100 m d'ascens a la troposfera, la temperatura disminueix 0,65ºC.

Anomenem inversió tèrmica a l'espai aeri en què la temperatura augmenta amnb la temperatura en lloc de disminuir, és a dir, el GVT és negatiu.

Pressió atmosfèrica

   La pressió atmosfèrica es defineix com el pes d'una columna d'aire sobre una determinada superfície. Com ja hem indicat prèviament, la pràctica totalitat de la massa d'aire es troba en els primers quilòmetres de l'atmosfera, per la qual cosa la pressió disminueix ràpidament amb l'altura. El valor de la pressió es mesura amb el baròmetre. Al nivell del mar és d'una atmosfera o 1013 mil·libars o Hectopascals.

A més a més, hi ha diferències de pressió entre unes zones de la troposfera i altres, i això té un gran interés des del punt de vista climatològic. Són les denominades zones d' altes pressions , quan la pressió a nivell del mar és major de 1.013 mil·libars o zones de baixes pressions si el valor és menor que eixe número. En meteorologia es treballa amb pressions reduïdes al nivell del mar per a igualar dades que es prenen a diferents altures i poder fer així comparacions.

L'aire es desplaça de les àrees de més pressió a les de menys formant-se d'aquesta forma els vents . Es diuen isòbares a les línies que unixen punts d'igual pressió. Els mapes d'isòbares són usats pels meteoròlegs per a les prediccions del temps.

En la troposfera, els ascensos i descensos de l'aire es produeixen prou ràpidament com per a que, atesa la mala conductivitat tèrmica de l'aire, no s'intercamvie calor amb els gases dels voltants. És a dir, que els ascensos i descensos de l'aire es poden considerar com a processos adiabàtics. Anomenem gradient adiabàtic   la variació de la temperatura de l'aire segons l'altitud i que no és deguda intercanvi de calor, sinó únicament a expansió o compressió.

En ascendre una massa d’aire, disminueix la pressió a què està sotmesa i per la qual cosa es produeix un augment de volum i una disminució de temperatura. En descendre, l’aire es comprimeix i augmenta la seua temperatura. Quan una massa d’aire ascén, perd pressió ja que aquesta disminueix amb l’altura. En expandir-se, la separació entre les seues molècules augmenta i, per tant, el nombre de topades entre elles disminueix, el que provoca el refredament del ’aire.
Les masses d’aire que ascenen creen en la superfície una àrea de baixes pressions, anomenades borrasques, ciclons o depressions. L’aire, en ascendre es refreda i el vapor d’aigua es condensa en núvols que van creixent i poden originar les precipitacions. El vent de les borrasques de l’hemisferi nord pateix una rotació en espiral cap endins en sentit contrari a les agulles del relotge. En l’hemisferi sud la rotació en espiral és cap endins en el sentit de les agulles del relotge
Les masses d’aire que descenen originen en la superfície una àrea d’altes pressions, anomenades anticiclons. L’aire, en descendre va sent escalfat i el vapor d’aigua es va epaporant novament, per la qual cosa els núvols van desapareixent i poden originar les precipitacions. El vent dels anticiclons de l’hemisferi nord pateix una rotació en espiral cap enfora en sentit a les agulles del relotge. En l’hemisferi sud la rotació en espiral és cap enfora en el sentit contrari de les agulles del relotge

      Com podem interpretar aquest mapa d’isòbares?
 

Fig. 14 . Mapa d'isòbares. L'anticicló , situat a les illers açores ve representat per la lletra A. La borrasca, situada al nord d'Itàlia, ve representada per la lletra D

   Primer de tot, cal dir que hi hem assenyalat la direcció dels vents per fer-ho més fàcil, encara que no cal, ja que sabem en en l’anticicló els vents giren en el sentit de les agulles del rellotge i en les borrasques en sentit contrari.Hi hem assenyalat 2 parelles de punts: A-B (a l'oest d'Irlanda) i C-D (Barcelona.Milà), situats a una distància d'uns 600 Km. l'equidistància entre isòbares és de 4 mb. Podeu observar que entre A i B  hi ha una major diferència de pressió, fet que provoca l'aparició d'un fort vent, mentre que entre C i D no hi ha massa diferència de pressió i, per tant, podem assegurar que no hi farà massa vent

   En aquest mapa a color que tenim a continuació podem resumir alguns dels trets definitoris dels mapes del temps, tot i que el més aconsellable és seguir diàriament les explicacions que fan als programes del temps dels diferents canals de televisió (recomane el de TV3)

Fig. 15. Mapa d’isòbares que representa el famós anticicló de les Açores

- Quant més allunyats estiguen els anticiclons i les borrasques de la pressió normal (1.013 mb) més força tindrà el vent.
- El vent circula des dels anticiclons a les borrasques, creuant les isòbares entre si
- Els gradients de pressió forts, indicats en el mapa per isòbares molt pròximes entre si ocasionen vents forts. On les isòbares estiguen molt distanciades es poden esperar vents febles.
- En les borrasques les isòbares solen estar bastant pròximes (indicant la presència de vents intensos); els anticiclons es troben en zones amb isòbares més separades (vents fluixos).
- Les isòbares corresponents els anticiclons són de forma bastant regular, mentre que les que es troben al voltant de les borrasques solen ser irregulars i presenten canvis bruscs de curvatura.
- Els triàngles o mitjos cercles que simbolitzen fronts freds o càlids respectivament, i estàn dirigits cap el lloc on es mou la massa d'aire.

      Els mapes diaris del temps es basen en la representació de les pressions en un moment determinat. Les borrasques i els anticiclones no romanen immòbils, sinó que es desplacen i canvien de forma, especialment els primeres; sobre Europa avancen generalment d'oest a est. Malgrat la varietat de factors que intervenen en la circulació de l’atmosfera i del seu moviment aparentement caòtic, aquesta posseeix unes regularitats que permeten distingir determinats trets generals de circulació. L’intens escalfament equatorial origina una situació ciclònica permanent, mentre que les baixes temperatures polars provoquen la presència d’anticiclons sobre ells. L’existència de la força de Coriolis impideix que aquesta trajectòria siga contínua i fa que apareguen tres cèl·lules de convecció (cèl·lula polar, de Ferreli i de Hadley)

   La circulació comença en una zona de baixes pressions equatoriales anomanada zona de convergència intertropical (ZCIT). En aquesta zona les pluges són constants. Els vents generats per les baixes pressions equatorials, descenen en la zona dels anticiclons subtropicals, situats cap els 30º de latitud. Aquests anticiclons generen vents divergents: els alisis que bufen cap a l’equador i els vents de l’oest (westerlies), que bufen cap a les zones temperades. Els anticiclons subtropicals que s’assenten sobre continents originen els majors deserts del planeta. Les zones d’ascendència o de borrasques subàrtica i subantàrtica es troben situades aproximadament als 60º de latitud, i circumden els pols; en aquestes conflueixen els vents de l’est amb els freds llevants que provenen dels pols. De las zones dels anticiclons polars parteixen els vents de l’est o de llevant.

Fig. 16. Circulación general de los vientos .

Aigua en l'atmosfera

     L'atmosfera conté aigua en forma de:

* vapor que es comporta com un gas
* xicotetes gotetes líquides (núvols)
* petits cristalls de gel (núvols)

   Aigua continguda en l'atmosfera

* Conté uns 12 000 km3 d'aigua
* Entre 0 i 1 800 m d’altitud està la meitat de l'aigua de l’atmosfera
* S'evaporen (i liqüen) uns 500.000 km3/any

* Evaporació potencial en l/m2/any:

en oceans: 940 mm/any
en continents: 200-6000 mm/any

Humitat

 La humitat és el contingut en vapor d’aigua de l’aire. Podem distingir:

* humitat absoluta (HA) .

   Es la quantitat de vapor d’aigua que hi ha en un volum determinat d’aire, i s’expressa en g/m3. Com veiem a la figura 13, existeix una relació causal directa i positiva entre la quantitat de vapor d’aigua admesa per l’aire i la temperatura a la qual es troba aquest, de forma que, assolit un límit, l’aire se satura d’ humitat i el vapor comença a condensar. Per això, a l’humitat absoluta màxima per a cada temperatura se li anomena humitat de saturació (HS) . La corba de la gràfica es faria unint els punts d’HS per a cada temperatura

   Una massa d'aire no pot contindre una quantitat il·limitada de vapor d'aigua. Hi ha un límit a partir del qual l'excés de vapor es liqua en gotetes. Aquest límit depén de la temperatura ja que l'aire calent és capaç de contindre major quantitat de vapor d'aigua que l'aire fred.  Així, per exemple, 1 m3 d'aire a 0ºC pot arribar a contindre com a màxim 4,85 grams de vapor d'aigua, mentre que 1 m3 d'aire a 25ºC pot en contindre 23,05. Si en 1 m3 d'aire a 0ºC intentem introduir més de 4,85 grams de vapor d'aigua, per exemple 5 grams, només 4,85 romandran com a vapor i els 0,15 grams restants es convertiran en aigua.

* Humitat relativa (HR).

- És la relació entre la quantitat de vapor d'aigua contingut realment en l'aire estudiat (humitat absoluta) i el que podria arribar a contindre si estiguera saturat (humitat de saturació).  S'expressa en un percentatge.

HR = (HA/HS)x100

Així, per exemple, una humitat relativa normal al costat del mar pot ser del 90% el que significa que l'aire conté el 90% del vapor d'aigua que pot admetre, mentre un valor normal en una zona eixuta pot ser de 30%. L’humitat relativa de l’aire pot augmentar per dos mecanismes:

a) Per evaporació, a partir d’una extensa massa d’aigua (el mar, un gran riu, un llac, etc.) amb la qual cosa augmenta l’humitat absoluta. El concepte d'evapotranspiració és especialment interessant en ecologia perquè es refereix al conjunt del vapor d'aigua enviat a l'atmosfera en una superfície, i és la suma del que s'evapora directament des del sòl i el que les plantes i altres éssers vius emeten a l'atmosfera en la seua transpiració.
b) Per disminució de la temperatura de l’aire, amb la qual cosa augmenta l’humitat de saturació, és a dir, la seua capacitat per a contenir vapor d’aigua. La disminució de la temperatura pot ser latitudinal (l’aire procedent de les zones polars és un aire sec), o altitudinal, per ascens de la massa d’aire.

- Punt de rosada (cast: rocío) . És la temperatura crítica a la qual una massa d’aire se satura por refredament (humedad relativa del 100)

Coneix el nom dels núvols (pàgina interactiva)

1.9. Fenòmens meteorològics

1.8.1. El vent.

   Anomenem vent al moviment de l’aire respecte a la superfície terrestre. Els corrents d'aire es mouen seguint gradients de pressió, des de zones d'altes pressions a zones de baixes pressions.

- Classes de vents .

a) Constants:circulen generalment en la mateixa adreça i sentit. El cas més clar és el dels alisis, que es dirigeixen permanentment cap a l'equador.
b) Periòdics:

- Estacionals, com els monsons del sud d'Àsia: a l'estiu els vents procedeixen del mar i aporten pluges, mentre que a l'hivern es dirigeixen des del continent cap al mar
- Diaris: les brises de les zones costaneres; de dia circula de mar a terra un lleuger vent fresc i humit, i de nit s'inverteix el sentit. (Fig. 17)

Fig. 17: Les brises

c) Locals: són tot els vents que no tenen un règim tan estricte com els anteriors Heus ací els principals vents de casa nostra representats per la rosa dels vents

1.8.2.La formació dels núvols i la precipitació

El fenomen de la precipitació consisteix en la tornada a la superfície terrestre, en forma líquida o sòlida, del volum de vapor d'aigua que el mar i els continents subministren constantment a l'atmosfera. Els tipus de precipitació poden ser:

- de forma líquida: pluja (per caiguda) i rosada (per contacte amb una superfície freda).
- de forma sòlida: neu (cristal·lització ordenada lenta), calamarsa o pedregada (cristal·lització desordenada ràpida) i gebre -cast: escarcha- (per contacte amb una superfície freda a menys de 0º C).

Les precipitacions es classifiquen, segons el seu origen, en :

* Convectives. Per escalfament local (especialment a l'estiu): l'aire es dilata i ascendeix, originant un àrea de baixa pressió. Si l'escalfament és intens, l'ascens serà ràpid, l’aire assolirà el nivell de condensació formant núvols petits de tipus cúmul que podran agrupar-se formant un gran núvol de desenvolupament en forma de torre, anomenat cumulonimbe. En aquests núvols hi ha una gran diferència de temperatura entre la base i el cim; això provoca que es formen un forts corrents tèrmics ascendents al seu interior que eleven les minúscules gotes d’aigua des de la base i les fan xocar de manera que s’uneixen entre si unes amb altres durant l’ascens. Quan les gotes arriben a una mida major (0,5-5 mm) el seu pes les fa caure en forma de pluja copiosa i intensa amb producció d'electricitat estàtica (tempesta).

-
fig: 18: Tempesta formada per convecció tèrmica

* Orogràfiques. Una muntanya fa obstacle per a la circulació de l'aire, obligant-li a ascendir per a salvar-la. En guanyar altura l'aire perd pressió i es refreda, a un ritme de 0,65º C per cada 100 m (gradient vertical de temperatura), disminuint la seva capacitat per a contenir vapor d'aigua (i augmentant la seva humitat relativa). Quan arriba a el seu punt de rosada condensa la seva humitat i, si existeixen nuclis de condensació com per exemple partícules de pols, es produirà la precipitació. A l’atra banda de la muntanya es produeix l’efecte Föhn, descrit anteriorment (fig.8)

* Frontals . Es produeix quan es crea un front, és a dir, una zona de contacte entre dues masses d'aire de distinta temperatura i humitat, sense que existeixi barreja entre elles. A causa del contrast tèrmic, les masses no es barregen, sinó que xoquen, alliberant-se entre elles en la zona de contacte energia en forma de pluges o vents. Els fronts que donen lloc a un tipus de borrascas mòbils i generadores de pluges poden ser de tres tipus

1- Fred. Es tracta d'una massa d'aire fred que es mou fins entrar en contacte amb una altra d'aire càlid. La freda, més ràpida i densa, s'introdueix a manera de falca sota la càlida, obligant-la a ascendir. Durant l'ascens, aquesta condensa, formant núvols de desenvolupament vertical i precipitacions de tipus tempestuós. Als mapes es representa com una línia blava o negra amb triangles

2- Càlid. Representa una zona de contacte entre dues masses d'aire, però, a diferència del front fred, en aquest cas és la càlida qui es desplaça. Els núvols que es formen són de desenvolupament horitzontal (estrats) en les capes baixes, que proporcionen pluges persistents, i cirros en les capes altes, formades de gel i indicadores de bon temps. En els mapes es representa com una l’inia roja o negra orlada de semicercles.

3- Oclòs. Apareix com resultat final de l'associació entre dos fronts molt pròxims entre si: un fred més ràpid i altre càlid més lent. El càlid acaba per perdre el contacte amb el sòl (oclusió), deixant al fred en superfície. Existeixen dos tipus d'oclusió: freda i càlida, que estan d'acord amb tipus de front, fred o càlid, que s'ha quedat en contacte amb el sòl. L'oclusió de fronts conclou en precipitacions d'ambdós tipus.

 

Continua el tema

 

Tornar a la pàgina principal de CTMA