l’a nomalia pluviomÈtrica del delta del llobregat · 2017. 1. 2. · s’estén des de la...

METEREOLOGIA I CLIMATOLOGIA A CASTELLDEFELS

L’ANOMALIA PLUVIOMÈTRICA DEL

DELTA DEL LLOBREGAT

Edita i coordina: Comissió Premi “Castelldefels àmbit sostenible”© Comissió Premi “Castelldefels àmbit sostenible”Febrer 2007Dipòsit legal: B-13834-07Maquetació i impressió: Eivissa AssociatsFotos: Jordi Mazon

Al Nil i a l’Ester, perquè sàpiguen

quan han d’agafar el paraigües.

5

meteorologia i climatologia a Castelldefels: L’anomalia pluviomètrica del delta del Llobregat

ÍNDEX DE CONTINGUTS

Preàmbul ..............................................................................................................9

Agraïments ..........................................................................................................11

Capítol I. Elements de meteorologia

1.- L’atmosfera: estructura, composició i funcions.............................................. 13

2.- Dinàmica atmosfèrica.................................................................................... 18

2.1 Radiació i balanç energètic ................................................................... 18

2.2 Masses d’aire: tipus i paràmetres característics..................................... 21

2.2.1 Formació de les masses d’aire: regions font ................................. 21

2.2.2 Tipus de massa d’aire.................................................................... 22

2.2.3 Dinàmica de les masses d’aire: l’advecció .................................... 23

2.2.4 Masses d’aire que afecten el delta ................................................ 23

2.3 La pressió atmosfèrica ........................................................................... 26

2.4 El moviment de les masses d’aire: les cèl·lules .................................... 28

2.4.1 Els corrents en jet .......................................................................... 30

2.4.2 Les ones de Rossby ..................................................................... 32

2.5 Els centres d’acció: anticiclons i depressions ....................................... 33

2.5.1 Les depressions ............................................................................ 33

2.5.2 Els anticiclons ................................................................................ 35

2.5.3 Dinàmica dels centres d’acció ....................................................... 36

2.6 El sistema frontal ................................................................................... 37

2.6.1 El front càlid .................................................................................. 38

2.6.2 El front fred .................................................................................... 40

2.6.3 Fronts associats a les depressions................................................ 40

2.6.4 Altres fronts .....................................................................................41

3.- Els núvols .................................................................................................... 41

6


3.1 Mecanismes formadors de nuvolositat ....................................................42

3.1.1 Núvols orogràfics.............................................................................43

3.1.2 Núvols convectius ...........................................................................44

3.1.3 Núvols frontals ...............................................................................44

3.1.4 Núvols depressionaris ....................................................................45

3.2 Classificació i estructura del núvols ........................................................46

3.3 Els núvols associats als sistemes frontals ............................................. 48

4.- Els meteors ...................................................................................................49

Capítol II. Meteorologia i climatologia a Castelldefels

5.- Consideracions prèvies .................................................................................51

6.- Àmbit geogràfic de Castelldefels ...................................................................52

7.- Clima i temps de Castelldefels ......................................................................54

7.1 Temperatura i precipitació ...................................................................... 54

7.2 El vent .................................................................................................... 60

7.2.1 El sistema marinada-terral ............................................................ 62

7.3 L’ETP, l’ETR i els balanços hídrics ........................................................ 64

7.4 Aproximació al clima mitjançant índexs climàtics .................................. 66

7.5 Descripció de les situacions sinòptiques ............................................... 69

7.5.1 Pluges torrencials ......................................................................... 69

7.5.2 Onada de calor ............................................................................. 71

7.5.3 Onada de fred i nevades .............................................................. 72

7.5.4 Tempestes severes i tornados ...................................................... 73

7.5.5 Incendis forestals .......................................................................... 76

Capítol III. L’anomalia pluviomètrica del delta del Llobregat

8.- Pluviometria al delta del Llobregat ............................................................... 81

7


8.1 Anàlisi de la precipitació a l’entorn del delta del Llobregat ................... 82

8.2 Comparació de la precipitació anual als diferents observatoris ............... 88

8.3 Comparació de la precipitació estacional als diferents observatoris...... 91

8.3.1 Pluviometria a l’estiu ..................................................................... 91

8.3.2 Precipitació a la tardor .................................................................. 93

8.3.3 Precipitació a l’hivern .................................................................... 94

8.3.4 Precipitació de primavera ............................................................. 96

8.4 Anàlisi d’altres variables associades a l’anomalia en la precipitació ......98

8.4.1 El nombre de dies de pluja .............................................................98

8.4.2 Percentatge de pluja estacional .....................................................99

8.4.3 Variabilitat en la precipitació: coeficients de variació ....................100

8.4.4 Determinació del tipus d’any pluviomètric ....................................103

8.4.5 Distribució dels períodes de retorn al delta ..................................106

9.- Convergència d’aire a nivells baixos: el sistema frontal

superficial mesoescalar del delta del Llobregat ............................................... 108

9.1 El front superficial mesoescalar del delta..............................................109

9.2 Precipitacions nocturnes associades al front superficial .......................112

Annex A. Exemples d’episodis de precipitació associada al front superficial meso-escalar

A.1 Anàlisi de l’episodi del 17 de novembre del 2001 .............................. 115

A2. Modelització de l’episodi del 3 de setembre del 2000 .........................118

Annex B. Núvols i fenòmens meteorològics a Castelldefels

B1. Núvols .................................................................................................. 121

B2. Fenòmens meteorològics .....................................................................124

Bibliografia ................................................................................................... 129

9


PREÀMBUL

El delta del Llobregat presenta uns valors anuals de precipitació lleugera-ment superiors als de les zones més properes, com ara el pla deBarcelona, la vall del Llobregat, i, sobretot, les zones sud i oest del mas-sís del Garraf. Són les muntanyes d’aquest massís l’element que actuacom a factor divisor de la pluja, i les precipitacions del sud del massís(comarques del Garraf i del Baix Penedès) i del nord-oest (l’Alt Penedès)són notablement inferiors a les del delta del Llobregat en general, i a lesde Castelldefels en particular.

Donar una explicació a la causa d’aquesta diferent pluviometria en tanpocs quilòmetres de separació és l’objectiu que ens proposem. La forma-ció d’un sistema frontal superficial i mesoescalar, limitat per la muntanyade Montjuïc i el pla de Barcelona, d’una banda, i per les muntanyes delmassís de Garraf, de l’altra, és la causa que es proposa i es preténdemostrar. Aquests sistema frontal es forma davant les costes del deltadel Llobregat des del final de l’estiu i fins ben entrada la tardor, quan l’ai-re relativament fred que descendeix per la vall del Llobregat, i pels torrentsi rieres del massís del Garraf i de l’Ordal, entra en contacte amb la massad’aire càlida i humida situada sobre la Mediterrània. Aquest front generanuvolositat que, en determinades situacions sinòptiques, sobretot amb elvent de mar cap a terra en superfície, pot desencadenar la formació degrans núvols de tempesta, els quals s’atansen al delta del Llobregat i afec-ten de ple el municipi de Castelldefels. El treball també posa de manifestque la major part de les precipitacions de la tardor al delta del Llobregatson nocturnes, com saben molt bé els habitants de Castelldefels.

El treball presenta, a més a més, en la seva part final, la modelitzacióinformàtica de la formació del sistema frontal, treball desenvolupat al

10


Departament de Física Aplicada de l’Escola Politècnica Superior deCastelldefels, i exemples d’episodis recents atribuïbles a aquest fenomen,així com un reportatge fotogràfic de núvols i fenòmens meteorològics pro-pis del delta del Llobregat, i, per tant, de Castelldefels.

La configuració geogràfica del delta del Llobregat, limitat pel massís delGarraf i l’Ordal, per una Mediterrània d’aigües càlides des de final d’estiui fins ben entrada la tardor, i una vall del Llobregat que canalitza l’aire rela-tivament fred de l’interior, determina que aquesta regió presenti unes con-dicions ambientals, meteorològiques i climàtiques ben peculiars, i certa-ment poc estudiades, en una zona on viuen més de 250.000 persones iexisteixen bona part de les infraestructures i urbanitzacions més impor-tants del país. En nombrosos estudis sempre s’ha considerat el delta delLlobregat d’una clima idèntic al del pla de Barcelona. Només recentment,estudis més acurats del clima de Catalunya han posat de manifest aques-ta petita anomalia pluviomètrica. De deltes n’existeixen pocs a Catalunya,i el del Llobregat és el segon en extensió del país, densament poblat, ambtot d’infraestructures que malauradament no han tingut en compte del tot,en el seu disseny, la climatologia existent i aquesta peculiar característicaclimàtica.

Jordi Mazon Bueso

Agost del 2006

11


AGRAÏMENTS

Són diverses les persones i institucions a les quals cal agrair l’ajut i la con-tribució a aquesta obra.

Per bona part dels dibuixos i esquemes, a Jordi Zapata.

Per les fotografies de la pluja de fang i els cirrostrats, a Marcel Costa; perles de l’halo i el fum, a l’Alfons Puertas, i per la de la mànega, a VicençMazon.

Per les imatges de la modelització del front superficial, al company DavidPino.

Al Servei Meteorològic de Catalunya per les dades de l’estació automàti-ca de Viladecans.

Al Centre Meteorològic Territorial a Catalunya, per les dades de les esta-cions meteorològiques manuals de l’entorn del delta del Llobregat.

13


CAPÍTOL I. ELEMENTS DE METEOROLOGIA

El conjunt de la barreja de gasos i les petitíssimes substàncies sòlides for-men el que anomenem aire. Aquest aire que envolta el nostre planeta:s’estén des de la superfície terrestre fins a centenars de quilòmetres iconstitueix l’atmosfera. L’energia provinent del sol escalfa de diferentmanera aquesta barreja de gasos, generant un moviment i una estructurapropis, que determinen els diferents fenòmens i estats atmosfèrics, objec-te d’estudi de la meteorologia i de la climatologia.

Conèixer, doncs, com és l’atmosfera resulta fonamental per entendre elsfenòmens meteorològics que ens afecten.

1.- L’atmosfera: estructura, composició i funcions

Els fenòmens meteorològics són causats pel moviment continu de labarreja de gasos que conformen l’atmosfera i per la interacció d’aquestesmasses d’aire entre si i amb d’altres elements, com ara l’orografia. La rota-ció terrestre, d’una banda, els arrossega en el seu moviment de gir, men-tre que l’energia provinent del sol, de l’altra, escalfa de manera diferentl’aire situat sobre els pols que el de l’equador, i també de manera diferentaquell aire situat a prop del terra que el situat a més alçada.Tot plegat con-diciona que l’atmosfera presenti un moviment complex i una estructuraben determinada.

Estructura de l’atmosfera

El nostre planeta conté un embolcall de gasos que s’estén fins als 10.000quilòmetres d’alçada, tot i que és difícil i discutible establir aquest límitsuperior. La major part dels gasos i partícules que formen l’atmosfera sesituen en la primera desena de quilòmetres, concentrats sobretot en elsprimers 3.000 metres, a causa, sobretot, de l’atracció gravitatòria queexerceix la terra sobre aquests gasos i partícules, i és a la superfícieterrestre on es generen les partícules sòlides que són a l’atmosfera. És enaquesta primera desena de quilòmetres, anomenada troposfera, que que-den confinats tots els fenòmens meteorològics.

14


L’atmosfera no és homogènia en tota la seva dimensió vertical, sinó quepresenta notables diferències de temperatura, dinàmica i composició degasos a diferents altures, la qual cosa permet que se n’estableixi una clas-sificació en capes.

La primera és l’anomenada troposfera, que s’estén fins a una alçadamàxima variable, entre els 9 quilòmetres a les zones polars i els 15 quilò-metres a les equatorials. És aquí on es produeixen tots els fenòmensmeteorològics que coneixem i que ens afecten, i on es formen els núvols.Com que és la capa en contacte amb el sòl, l’escalfament d’aquest sòl estransmet a l’aire, i es generen així moviments verticals d’aire, fet que noes produeix en cap altra regió de l’atmosfera. Aquest procés és de granimportància per a la formació de la nuvolositat, i per tant de la precipita-ció, element bàsics per a la biosfera. La temperatura descendeix ambl’alçada i assoleix els -60°C en el seu límit superior, en l’anomenada tro-popausa, un petita franja de no més d’un quilòmetre de gruix, que fa detransició entre la troposfera i la següent capa, l’estratosfera. En aquestasegona capa de l’atmosfera l’aire es troba, com el seu nom indica, estra-tificat en capes, de manera que els moviments verticals són pràcticamentimpossibles, i per aquest motiu els núvols no poden arribar més amunt dela tropopausa. Quan un corrent d’aire que forma un núvol de tempestaarriba a aquest límit, s’expandeix cap als costats sense creuar-lo, i adop-ta la típica forma d’enclusa. Aquesta capa s’estén fins als 50 quilòmetresd’alçada, i a dins, cap als 22 quilòmetres, s’hi troba la capa d’ozó, respon-sable de la filtració de determinada radiació ultraviolada. A l’estratosfera latemperatura augmenta amb l’alçada, de manera que en el seu límit supe-rior, en l’anomenada estratopausa, la temperatura és lleugerament inferiorals 0°C. La mesosfera és la capa superior a l’estratopausa, i s’estén finsals 80 km. A la mesosfera la temperatura torna a disminuir amb l’alçada, iassoleix els -100°C en el límit superior. Les reaccions de ionització que esprodueixen en aquesta capa impedeixen que algunes radiacions solarsletals per a la vida arribin a la superfície de la Terra. Per damunt d’aques-ta capa es troba l’anomenada ionosfera, que s’estén fins als 800 km, tot ique la seva frontera és molt difusa, i per tant no del tot clara. L’aire és moltpoc dens, i els gasos estan molt enrarits, com a resultat de la ionitzacióconstant deguda a l’acció de les radiacions solars. Aquesta ionitzacióactua com a filtre de radiacions perjudicials per a la vida, com els raigsgamma o els X. La temperatura s’incrementa fins a valors que superen els

15


1000 °C en la seva part superior. És en aquesta capa que es formen elsfenòmens de les aurores boreals i australs. Finalment, per sobre d’aques-ta capa es troba l’exosfera, una zona on l’aire té una densitat molt baixa,que s’estén fins a confondre’s amb l’espai exterior, al voltant dels 10.000km d’altura aproximadament.

Figura 1. Estructura de l’atmosfera terrestre.

16


Composició de l’atmosfera

Els gasos que conformen l’atmosfera, el que s’anomena comunamentaire, no són uniformes al llarg de l’atmosfera, sinó que la seva composicióés variable segons l’alçada. Així, la composició és pràcticament constantfins als primers 100 quilòmetres, i els principals gasos són el nitrogen(78%), l’oxigen (21%) i l’argó (0,9%), els quals conformen més del 99 %de l’aire. Altres gasos com el diòxid de carboni, el neó, l’heli, l’hidrogen oel metà són anomenats gasos traça, ja que es troben en proporcions moltbaixes. Aquest primer centenar de quilòmetres on la concentració de l’ai-re és homogènia s’anomena homosfera. A partir dels 100 km d’altura, l’at-mosfera està integrada per diverses capes formades per un únic gas (comara l’oxigen, el nitrogen atòmic o l’heli), raó per la qual s’anomena hete-rosfera. Així, per exemple, a la base de l’heterosfera se situa el nitrogenmolecular, als 500 km l’oxigen atòmic, cap als 1000 km, l’heli atòmic i, persobre, l’hidrogen molecular.

Component Concentració Variabilitat

Nitrogen 78 % Fix

Oxigen 21 % Fix

Argó 0.93 % Fix

Vapor d’aigua 0-4 % Variable

Diòxid de carboni 350 ppm Variable

Neó 18 ppm Fix

Heli 5 ppm Fix

Metà 2 ppm Variable

Hidrogen 0.5 ppm Fix

Ozó 0.02 ppm Variable

TOTAL 100 %

Taula 1. Composició de l’aire fins als 100 km.

17


En general, quan es parla de la composició química de l’aire, es fareferència a un aire net i sense núvols, i, per tant, a un aire irreal. Cal afe-gir a aquesta composició fixa la dels gasos i partícules contaminants, pro-vinents de l’activitat antròpica i de fenòmens naturals, com les erupcionsvolcàniques, els aerosols (partícules en suspensió, com per exemple elpol·len, la sal marina, la pols, el vapor d’aigua...) i els núvols, formats pergotetes d’aigua o cristalls de gel molt petits. Tots aquests gasos es trobena l’atmosfera en proporció variable, és a dir, canvien la seva proporció dinsde l’atmosfera segons l’època de l’any, l’hora del dia i la latitud geogràfica,entre d’altres factors.

Funcions de l’atmosfera

L’atmosfera resulta un element bàsic per a la vida en el nostre planeta:sense ella la vida no seria possible. Són diverses les funcions que desen-volupen els gasos que conformen l’atmosfera. Ens protegeixen, per unabanda, de l’impacte dels meteorits. Efectivament, les partícules extrate-rrestres que són atretes pel camp gravitatori terrestre, en entrar a les partsmés altes de l’atmosfera s’escalfen amb rapidesa a causa del fregamentamb l’aire, i així se sublimen, és a dir, es transformen en substànciesgasoses que ja són inofensives, o bé, en el cas de partícules més grans,s’esmicolen en bocins molt petits, que arriben a la superfície terrestre ambmolt poca energia i sense causar danys. D’altra banda, gràcies a la capad’ozó present a l’estratosfera, la major part de la radiació solar nociva, enforma de radiació ultraviolada, és interceptada en aquest nivell, de mane-ra que no arriba a la superfície ni afecta els éssers vius. A la ionosfera esfiltren radiacions encara més danyines, com la radiació gamma.

La existència de l’atmosfera també té una influència cabdal en la variacióde la temperatura. Sense atmosfera, com passa per exemple a la Lluna,durant el dia les temperatures serien molt altes però de nit baixarien moltsgraus per sota zero. Fins i tot de dia, en aquelles zones il·luminades per laradiació solar la temperatura és molt alta, mentre que a pocs metres, enaquelles regions d’ombra, la temperatura és de molts graus sota de zero.Globalment, sense atmosfera, el nostre planeta seria un planeta molt mésfred. Dels 15°C de temperatura mitjana global, es passaria a uns -18°C.Aquest fet es deu a l’efecte hivernacle natural, bàsic per a la vida, gràcies

18


al qual alguns gasos atmosfèrics remeten de nou cap a la superfície partde la radiació infraroja que la Terra emet durant la nit.

El cicle de l’aigua és un procés fonamental per a la vida, part del qual esprodueix a l’atmosfera, a la troposfera, on els corrents verticals de l’airepermeten la formació de nuvolositat. Així mateix, l’aire de la troposferaconté oxigen i diòxid de carboni, dos gasos que, per motiu diferents, sónfonamentals per a la vida. D’una banda, només unes comptades espèciesde bacteris són capaços de sobreviure sense oxigen. La resta dels éssersvius necessiten aquest gas per al procés respiratori. D’altra banda, elsvegetals i les algues realitzen el procés fotosintètic a partir del diòxid decarboni atmosfèric o dissolt a l’aigua. Sense aquest gas, la seva super-vivència seria impossible. La resta, tot i no fer la fotosíntesi, també depe-nen més o menys indirectament d’aquest procés.

2.- Dinàmica atmosfèrica

L’atmosfera és un sistema dinàmic, sobretot en la seva capa més baixa, latroposfera, la qual està en continu moviment tant en els nivells més baixoscom en els superiors, fet que determina la formació de fenòmens meteo-rològics en aquesta capa. El motor d’aquests moviments de l’aire és laradiació solar que, de manera diferent segons la latitud, l’altitud, i l’èpocade l’any, intercepta el nostre planeta. Globalment, no hi ha diferència entrela radiació rebuda i la irradiada per l’atmosfera terrestre i, per tant, elbalanç energètic global és manté en equilibri. Tot i així, sí que existeixendiferències importants entre la quantitat d’energia solar incident entre dife-rents punts del planeta i al llarg dels diferents mesos de l’any, fets quedeterminen una certa estacionalitat en els fenòmens meteorològics.

2.1 Radiació solar i balanç energètic

L’energia que rep l’atmosfera en forma de radiació prové del Sol, com aconseqüència de les reaccions nuclears que tenen lloc en el seu interior.Del total d’energia que envia el Sol cap a l’espai, la Terra només n’inter-cepta dues mil milionèsimes parts, atesa la distància a la qual se situa delSol, uns 150 mil milions de quilòmetres, i les petites dimensions del nos-

19


tre planeta. L’energia solar que arriba en una superfície perpendicular alsraigs solars a la part superior de l’atmosfera terrestre té un valor mitjà d’u-nes 1.98 calories per cada centímetre quadrat i minut, valor que es coneixcom a constant solar, equivalent a 1.368 watts per metre quadrat (1.368W/m2).

La radiació solar incident en una determinada superfície del planetadepèn de molts factors, sobretot de la latitud, però també d’altres, com lanatura de la superfície receptora, la presència d’oceans, l’estació de l’any,la nuvolositat…. El factor latitudinal, però, és en general el més important.La inclinació de l’eix de rotació de la Terra respecte del pla de l’eclíptica, iel moviment de translació al voltant del Sol, determinen que l’energia inci-dent a la Terra no sigui homogènia arreu del planeta. Així, les regionspolars i subpolars, per sobre dels 55° de latitud, reben poca radiació solartot l’any, fins i tot als estius, amb moltes hores de Sol durant un parell demesos. Els raigs solars que hi arriben ho fan de forma molt obliqua, i pertant amb poca energia, no aporten de mitjana més de 125 W/m2. A lesregions mitjanes, més temperades, entre els 35° i els 55° de latitud, elsvalors de radiació incident registren fluctuacions importants, depenent del’estació de l’any en la qual ens trobem. De mitjana, però, la radiació inci-dent anual oscil·la entre els 120 W/m2 a les latituds properes als 55°, i els240 W/m2 més cap als tròpics. En les regions subtropicals, entre els 25° i35° de latitud, l’energia solar incident és elevada. El sol sempre està altsobre l’horitzó, i els baixos nivells d’humitat i de nuvolositat ajuden quesigui la zona del planeta amb més energia incident, fins a 280 W/m2 demitjana. En les regions tropicals, entre els 10° i 25° de latitud, hi ha impor-tants variacions de la radiació incident, atesa la important i variada nuvo-lositat. Els valors de radiació solar estan compresos entre els 180 i 220W/m2. Finalment, a les zones equatorials, entre els 10° de latitud sud i 10°nord, la forta radiació solar durant tot l’any es veu contrarestada per l’e-xistència de la nuvolositat, que genera molta radiació difusa. La mitjanaanual se situa cap als 190 W/m2.

Aquest diferent repartiment de l’energia provinent del Sol arreu del plane-ta és la causa del moviment de les masses d’aire del planeta. L’aire s’es-calfa segons l’escalfament del sòl, el qual transmet aquesta calor a l’aire.Les masses d’aire equatorials i tropicals, més càlides i per tant menysdenses, tendeixen a elevar-se i a desplaçar-se cap als pols en arribar a la

20


troposfera. Per contra, el fred aire polar tendeix a cobrir el buit d’aire tropi-cal, desplaçant-se superficialment cap a aquesta regió. Aquests movi-ments de l’aire estan afectats per multitud de factors que fan que el pro-cés sigui més complex, com poden ser la rotació terrestre, i la interaccióamb els oceans i els grans sistemes muntanyosos. En definitiva, però, ésaquest diferent escalfament entre l’equador i els pols de l’energia provi-nent del sol la causa que genera la dinàmica atmosfèrica, i així es pro-dueix la formació dels sistemes d’altes i baixes pressions, masses d’airede diferents densitats, i, en definitiva, dels diferents fenòmens meteorolò-gics que ens afecten.

El balanç energètic del sistema Terra-atmosfera

Tot i rebre de forma constant energia provinent del Sol, el nostre planetano s’escalfa ni es refreda, es manté tèrmicament constant. Així doncs, elbalanç de l’energia que rep i la que emet és equivalent, i el balanç energè-tic final és nul, fruit d’un conjunt de processos complexos d’intercanvienergètic en els quals l’atmosfera terrestre té un paper important.

De manera global, si arriben 100 unitats d’energia solar a l’atmosfera, 31unitats són reflectides (20 de manera directa pels núvols, 8 per la superfí-cie planetària i 3 dispersades per l’atmosfera i posteriorment retornades),21 unitats les absorbeix i només 48 de les 100 unitats incidents arriben ala superfície, de les quals 27 ho fan de manera directa i 21 de manera difu-sa. De les 21 unitats absorbides per l’atmosfera, tres són absorbides al’estratosfera principalment per l’ozó, 12 pel vapor d’aigua de la troposfe-ra, 1 pel diòxid de carboni, 2 pels aerosols atmosfèrics i 3 per les gotesd’aigua dels núvols. Per reflexió directa dels núvols es tornen cap a l’es-pai 21 unitats i 4 per reflexió directa de la superfície terrestre. La dispersióatmosfèrica torna a l’espai exterior 6 unitats. En unitats d’energia, el fluxsolar incident mitjà del conjunt de tot el planeta i de tot el cicle anual sobrel’atmosfera és de 342 W/m2, dels quals 102 w/m2 són directament reflec-tits (és l’albedo planetari, corresponent al 31%) i 240 W/m2 són emesos enforma de calor pel sistema Terra-atmosfera per diversos mecanismes. Aixídoncs, el balanç energètic és nul, i el nostre planeta ni s’escalfa ni esrefreda com a conseqüència de l’energia solar.

21


2.2 Masses d’aire. Tipus i paràmetres que les caracteritzen

El concepte de massa d’aire és de gran importància per a la meteorologiai la climatologia d’una determinada regió. El concepte de massa d’aire vaser gestat i desenvolupat per l’escola noruega durant la dècada dels anys20 del segle XX, com a part fonamental de la teoria del front polar deBergeron i Bjerknes. La permanència durant cert temps de grans exten-sions d’aire sobre determinades zones geogràfiques del planeta, on latemperatura i la humitat es mantenen pràcticament constants, és la causaque l’aire adopti unes característiques físiques pròpies de la zona on estroba i formi el que s’anomena una massa d’aire. Aquesta pot ser entesacom un volum d’aire de gran extensió, d’entre un centenar i un miler dequilòmetres quadrats, en el qual determinades característiques físiqueses mantenen constants, fonamentalment la temperatura i la humitat,sobretot en un pla horitzontal (no així en alçada, tot i que l’extensió verti-cal de les masses d’aire és variable i poden assolir diversos quilòmetresde gruix).

2.2.1 Formació de les masses d’aire: les regions fon

La temperatura i la humitat, característiques de les masses d’aire, s’adqui-reixen pel contacte perllongat d’aquest aire sobre les extenses àreesoceàniques o continentals amb unes característiques superficialshomogènies, denominades regions font o simplement fonts. Perquè esformi una massa d’aire és necessari que aquesta massa romangui durantun cert temps sobre una superfície. La baixa conductivitat calorífica de l’ai-re i la gran extensió de terreny que cobreix garanteixen la uniformitat en latemperatura i la humitat.

És per aquesta raó que la gestació de les masses d’aire es produeix forade les latituds mitges, on el temps experimenta canvis continus. Les prin-cipals masses d’aire es formen en les zones d’estabilitat atmosfèrica, comper exemple el cinturó d’anticiclons subtropicals, on existeixen grans ipotents anticiclons, a les planures de Sibèria i el nord del Canadà (durantl’hivern), a les regions àrtiques i antàrtiques quan hi dominen les altespressions, o a les zones continentals de les zones equatorials i tropicals.Aquestes masses d’aire, un cop formades, es desplacen del seu lloc d’o-

22


rigen i afecten regions llunyanes, com ara les nostres latituds, amb unescondicions de temperatura i humitat ben diferents.

2.2.2 Tipus de masses d’aire

La temperatura i la humitat, constants en les regions font i en la massad’aire sobre aquestes regions, defineixen les diferents masses d’aire delplaneta. La temperatura varia amb la latitud del planeta, i dóna lloc a cincgrans masses d’aire: àrtica (A), antàrtica (AA), polar (P), tropical (T) iequatorial (E). La humitat fa referència al caràcter continental (c), aire méssec, o marítim (m), més humit. La combinació dels dos paràmetres defini-toris genera set possibles masses d’aire, que representen les principalsdel planeta. A la figura 3 es representa el lloc del planeta on es formenaquestes masses i el seu desplaçament mitjà.

Figura 2. Ubicació geogràfica de les principals masses d’aire del planeta, i el seu desplaça-

ment mitjà.

23


2.2.3 Dinàmica de les masses d’aire: l’advecció

Quan una massa d’aire ja formada i ben definida abandona la superfíciefont, i es desplaça cap a regions amb unes altres característiques, lespropietats de la massa d’aire inicien un canvi, gradualment es van trans-formant com a conseqüència dels intercanvis de temperatura i humitatamb l’ambient i la superfície a sota d’aquesta massa en moviment. Sónaquestes capes més baixes de la massa d’aire les que més ràpidamentes transformen, refredant-se o escalfant-se, perdent o guanyant humitat.Es converteixen aleshores en les anomenades masses d’aire secundà-ries. Aquestes són les que més freqüentment afecten les zones de leslatituds mitges i generen un temps atmosfèric canviant.

El fet que les masses d’aire presentin unes característiques de tempera-tura i humitat diferents, i per tant de densitat, genera que quan dues mas-ses diferents entren en contacte l’aire no es barregi, sinó que una massad’aire empenti l’altra i li imposi les seves condicions físiques. El termemeteorològic que defineix a aquest fenomen és l’advecció. Aquesta és laraó per la qual una massa d’aire, per exemple freda, en desplaçar-se capa una determinada regió, s’acaba imposant i desplaça la relativament càli-da que existia inicialment.

2.2.4 Masses d’aire que afecten el delta del Llobregat

Massa d’aire àrtic (A)

Es forma en les zones pròximes al pol nord, sobre les aigües congela-des de l’oceà Àrtic i els casquets de Groenlàndia. Es caracteritza peruna molt baixa temperatura i el poc grau d’humitat. El temps atmosfèricen aquestes regions és fonamentalment estable, amb el domini d’altespressions i fortes inversions tèrmiques, la qual cosa garanteix l’estabili-tat de l’aire i el reforçament de les característiques de la mateixa massad’aire. Quan aquesta massa es desplaça cap a latituds menors, es vatransformant segons les condicions dominants a la superfície sobre laqual es mou.

24


La massa d’aire polar (P)

Les superfícies font que generen aquestes masses d’aire se situen en leszones continentals compreses entre els 55° i 70 ° de latitud nord. Es trac-ta de masses d’aire fred i sec, amb una estratificació molt estable, ja quees formen com a conseqüència dels potents anticiclons hivernals situatsa Sibèria.

És relativament freqüent que a la Mediterrània occidental hi arribin mas-ses d’aire polar i àrtic, tan humides com seques, sobretot al final de l’hi-vern i a l’inici de la primavera, amb unes característiques diferents de lesque tenien inicialment. Les àrtiques, que acostumen a ser seques en ellloc on es formen, en travessar l’Atlàntic es carreguen d’humitat i arribena la nostra àrea fredes i humides, inestabilitzen l’atmosfera en algunesregions i provoquen nevades importants. Les d’origen polar, en canvi,gestades a l’interior del continent euroasiàtic per l’anticicló de Sibèria,acostumen a arribar-nos seques, ja que el seu recorregut és pràctica-ment sobre terra ferma, i difícilment pot incorporar-s’hi humitat. L’aire ésmolt fred, més que el de la massa d’aire àrtica, i molt sec.

La massa d’aire tropical (T)

Es genera sobre els oceans i continents situats en les zones d’altespressions, en les latituds tropicals. L’aire tropical continental es formacom a conseqüència del gran escalfament del sòl dels grans deserts d’a-questes latituds, sobretot del Sàhara, generats per l’existència d’unasubsidència que impedeix l’ascens de l’aire i la inestabilitat de l’atmos-fera. Quan aquesta massa d’aire molt càlida i seca es desplaça cap azones marítimes, es carrega ràpidament d’humitat, i pot inestabilitzarl’atmosfera. És el cas que s’esdevé quan una d’aquestes masses traves-sa la Mediterrània i arriba a la península Ibèrica, formant tempestes inuvolositat convectiva, i pluges de vegades acompanyades de fang. Lamassa tropical marítima, en canvi, és molt humida, i en ser arrossegadapels vents de l’oest cap a latituds fredes, el vapor es condensa i formaboires d’advecció i núvols baixos que deixen quantitats modestes deprecipitació.

25


Figura 3. Masses d’aire advectades cap al delta del Llobregat

La massa d’aire mediterrània

La Mediterrània occidental és un mar amb unes peculiaritats geogràfiquesi climàtiques úniques, que contribueixen a l’aparició, sota determinadescircumstàncies, d’una massa d’aire diferent a les descrites anteriorment.Es tracta de la massa d’aire mediterrània, descrita pel meteoròleg mallor-quí Agustí Jansà a la segona meitat del segle XX. La superposició de lesmasses d’aire subtropicals i les polars a la Mediterrània occidental, unaconca pràcticament tancada, acaba per generar aquesta massa d’aire tanpeculiar, que s’estén ben bé fins a uns 2.000 metres d’altitud. Les correntsd’aire que arriben a la Mediterrània occidental pel golf de Lleó i de Gènovasón fredes, ja que procedeixen de fonts fredes de l’interior del continenteuropeu i de les latituds polars, mentre que les corrents d’aire que entrenper l’estret de Gibraltar i el canal de Sicília, són càlides, ja que provenende regions desèrtiques de l’entorn de la Mediterrània occidental. Aquestscorrents d’aire, que aporten masses d’aire polars i tropicals, coincideixencap les Illes Balears, després de recórrer pràcticament la mateixa distàn-

26


cia per sobre de la Mediterrània. L’estancament que es produeix en aques-ta regió, sobretot en l’època estival, reforçat per la presència d’un antici-cló, afavoreix l’inici de la transformació d’aquestes masses en una de novaamb unes condicions de temperatura i humitat pròpies, que defineix lamassa mediterrània.

Figura 4. Visió de la Mediterrània occidental segons el meteoròleg Agustí Jansà. Un mar tan-

cat, que és font de la massa d’aire mediterrània, amb unes característiques pròpies.

2.3 La pressió atmosfèrica

El concepte de pressió atmosfèrica és dels més importants en meteorolo-gia. Fins al seu descobriment, per part de Torricelli l’any 1643, no es va ini-ciar la comprensió de l’atmosfera.

27


De manera genèrica, la pressió és la força que s’exerceix sobre unasuperfície d’un metre quadrat. En el cas de la pressió atmosfèrica, són elsgasos de l’atmosfera els que exerceixen una força sobre un metre quadratde superfície terrestre. Efectivament, la barreja de gasos que conformenl’atmosfera presenta una certa massa, i, així, la columna de gasos de l’at-mosfera, que, recordem, s’estén centenars de quilòmetres sobre la super-fície terrestre, de manera que té un cert pes. La força d’aquest pes sobreun metre quadrat defineix la pressió atmosfèrica.

La pressió atmosfèrica varia d’un lloc a un altre i d’un moment a un altre.Disminueix amb l’alçada: és menor al cim d’una muntanya que al nivell delmar, ja que la columna d’atmosfera que hi ha sobre un metre quadrat alcim d’una muntanya és menor que la que existeix a nivell del mar. Canviaen un mateix punt, com a conseqüència de la dinàmica atmosfèrica. Devegades puja, i de vegades disminueix. Aquests canvis de pressió estanassociats a canvis de temps atmosfèric.

El primer científic que va esbrinar el valor de la pressió atmosfèrica va serl’italià Evangelista Torricelli, l’any 1643. Per poder fer aquest càlcul, en unacubeta plena de mercuri hi va submergir un tub de vidre invertit que tambéestava ple de mercuri, tapant l’obertura. Un cop va deixar lliure la boca deltub, el mercuri va anar baixant fins que el seu pes es va equilibrar amb laforça de la pressió atmosfèrica, i es va quedar a una altura de 760 mmsobre el nivell de la cubeta. Per això, la pressió anomenada normal a nivelldel mar és de 760 mm de mercuri (o també 1.013 mil·libars, o els equiva-lents hectopascals), i és la que correspon a un dia normal, ni de bon ni demal temps atmosfèric. Aquest valor correspon a uns 9,8 Kg/cm2.

La pressió atmosfèrica és la responsable de molts efectes de la natura,alguns de molt violents. En el centre d’un tornado o d’una mànega, perexemple, la pressió cau de forma dràstica al centre de l’embut, mentre quefora de l’embut, a unes poques desenes de metres, la pressió és la nor-mal. Aquesta diferència de pressió tan gran en tan poca distància és laresponsable de l’efecte de succió que caracteritza els tornados.

El vent és generat per l’existència de regions amb diferent pressióatmosfèrica, de manera que l’aire es desplaça de les zones d’alta a les debaixa pressió, movent-se i formant el vent. Com més elevada sigui ladiferència de pressió en un petita àrea, més virulent serà el vent. La circu-

28


lació global dels vents és genera per diferències de pressió, originades peldiferent escalfament entre les zones polars i les equatorials.

En àmbits més locals, la marinada i el terral que afecten les zones costa-neres mediterrànies, com ara Castelldefels, són generats també perdiferències de pressió en superfície.

2.4 El moviment de les masses d’aire. Les cèl·lules

Tot i que l’origen teòric de la dinàmica atmosfèrica és relativament senzill,el moviment real de les masses d’aire del planeta és molt complex. Lagran energia solar que arriba a les zones equatorials durant tot l’any,escalfa de forma important el sòl, que transmet la calor a l’aire, i es gene-ra així una forta convecció, és a dir, aire càlid i molt humit ascendeix deforma pràcticament constant, formant nuvolositat i precipitacions impor-tants de manera gairebé permanent durant tot l’any. En aquestes latitudses genera en superfície una zona de baixa pressió, que envolta el plane-ta, anomenada cinturó de baixes pressions equatorials. L’ascens de l’airea l’equador arriba fins al límit de la troposfera, a uns 15-18 quilòmetresd’altura, zona on no pot continuar ascendint per trobar-se amb l’estratos-fera, i és obligat a desplaçar-se cap als costats, en direcció cap als polsnord i sud.

En aquest camí cap als pols es va refredant, i, a causa de la rotació de laTerra i a l’existència de la força de Coriolis, cap als 30° de latitud, tant nordcom sud, l’aire ja més fred descendeix i genera un augment de la pressióatmosfèrica i un increment de la temperatura en la superfície d’aquesteslatituds. Aquest lent descens de l’aire impedeix la formació de nuvolositat,i fa que el temps sigui, gairebé de manera permanent, assolellat. Enaquestes latituds se situen els grans deserts del planeta, a causa del lentperò constant descens de l’aire, que impedeix l’ascens i la formació denuvolositat, fenomen que es coneix com a subsidència. Envoltant el pla-neta, en aquestes latituds es troba l’anomenat cinturó d’anticiclons, i l’at-mosfera és molt estable.

Un cop l’aire s’ha assentat sobre la superfície dels 30° de latitud, una parttorna cap a l’equador, formant així un cicle tancat o cèl·lula, entre els 0 i

29


els 30° de latitud, anomenada cèl·lula de Hadley. Una altra part de l’aire,però, se’n va cap als pols. Quan arriba als 60° de latitud, aproximadament,es troba amb la massa d’aire polar, més freda. El xoc entre les dues mas-ses d’aire provoca un ascens de l’aire que és relativament càlid per sobredel polar, i ascendeix en aquestes latituds aire relativament càlid i humit,es formen així nuvolositat i precipitacions, i l’atmosfera és inestable. Enarribar a la tropopausa, una part d’aquesta massa d’aire es desplaça capals tròpics, i en arribar als 30° de latitud torna a descendir. D’aquestamanera, entre els 30° i 60° de latitud, tant nord com sud, s’estableix unasegona cèl·lula de circulació, anomenada de Ferrel. Una segona brancad’aquesta massa d’aire que ha ascendit es desplaça cap als pols. En elseu desplaçament cap als pols es va refredant, i en arribar als 90° de lati-tud, descendeix. Un cop sobre la superfície dels pols, aquesta massa d’ai-re polar freda es desplaça cap als 60°, on entra en contacte un altre copamb la massa més càlida que es desplaça superficialment des dels 30°de latitud, i d’aquesta manera es tanca una circulació entre els 60° i els90° de latitud. És la tercera cèl·lula de la circulació general de l’atmosfera,l’anomenada cèl·lula polar. En aquestes regions, doncs, hi dominen tambéles altes pressions, ja que el tancament de la cèl·lula polar fa que l’airedescendeixi sobre els pols i impedeixi així la formació de nuvolositat i deprecipitació. Als pols, les precipitacions són molt escasses, comparablesa les dels deserts.

En la intersecció de les cèl·lules de Ferrel i la polar, cap als 60° de latitud,com a conseqüència de la col·lisió entre les dues masses d’aire polar isubtropical, l’aire es veu obligat a ascendir. Aquest ascens comporta,d’una banda, que el vapor d’aigua de l’aire es condensi i es formi nuvolo-sitat, i de l’altra, que la pressió atmosfèrica en superfície disminueixi. Esformen en aquestes latituds sistemes de baixes pressions que envolten elplaneta i que es coneixen amb el nom de cinturó de depressions dels 60°de latitud.

La rotació de la Terra juga un paper important en aquesta circulació del’atmosfera i en la formació de les tres cèl·lules. L’anomenada força deCoriolis n’és la responsable. Els corrents d’aire no segueixen una trajectò-ria rectilínia de nord a sud, perquè la rotació de la Terra fa que tot cos, comara l’aire, que es desplaça lliurement giri cap a l’oest de la direcció demoviment a l’hemisferi nord, i cap a l’est giri a l’hemisferi sud. Així, el vent

30


no es desplaça en línia recta, sinó que, a poc a poc, es desvia cap a l’o-est a l’hemisferi nord. Aquest canvi en la direcció del vent impedeix que hihagin fluxos d’aire de llarg recorregut que circulin de sud a nord o a l’inre-vés, i que la circulació de l’atmosfera estigui formada per tres cèl·lules.

Figura 5. Les cèl·lules de la circulació general de l’atmosfera.

2.4.1 Els corrents en jet

El diferent escalfament en superfície, motor de la dinàmica atmosfèrica,també es veu reflectit en altura. A l’alta troposfera, cap als 10 quilòmetresd’alçada, la temperatura presenta un valor que decreix a mesura que ensacostem al pol. Així, en general, en una mateixa alçada la temperatura ésmajor a la zona equatorial que a la polar. Aquesta diferència tèrmica gene-ra un gradient de temperatura entre les zones equatorials i polars del pla-neta, i així es forma un moviment d’aire de gran velocitat, el qual, perraons tèrmiques i mecàniques, no s’orienta seguint el gradient meridiàcom podria pensar-se, és a dir, de nord a sud, sinó d’oest a est, i es con-centra en determinades latituds. Jet-stream o corrent en jet són els nomsamb els quals es coneixen aquests forts i estrets corrents d’aire, que esconcentren en un eix gairebé horitzontal situat a l’alta troposfera, o fins itot de vegades a l’estratosfera. En tots els casos es caracteritzen per uns

31


gradients verticals i laterals molt forts de la velocitat de l’aire. La direcciódel corrent d’aire pot ser de l’est o de l’oest, segons l’hemisferi o la latituda la qual es formen. Així, a les latituds subtropicals mitges i altes circulencap a l’est, mentre que sobre l’equador ho fan cap a l’oest. Tenen una lon-gitud de diversos milers de quilòmetres i fins i tot envolten el planeta, unaamplada que pot arribar a uns pocs centenars de quilòmetres i un gruix depocs quilòmetres. El gradient vertical en la velocitat del vent oscil·la entre5 i 10 m/s per cada quilòmetre, mentre que el gradient lateral és d’uns 5m/s per cada 100 quilòmetres. Dins d’aquesta gran amplada, però, hi hauna zona, de vegades dues, en les quals la velocitat del vent presenta unmàxim, que supera amb freqüència els 300 km/h sostinguts, una velocitatque decreix ràpidament fora d’aquesta zona tubular central. El corrent enjet se sol representar centrat en aquesta línia de màxima velocitat delvent.

Existeixen cinc corrents d’aire en forma de corrent en jet. El corrent equa-torial, que apareix en certs sectors de l’equador, bufa de l’est. El subtropi-cal, de l’oest, apareix cap als 30° de latitud, en cada hemisferi, a la matei-xa alçada que l’equatorial, entre 12-15 km d’altura. El subpolar apareix al’estratosfera, cap als 30 km d’alçada, i té direcció variable segons l’esta-ció de l’any. A l’hivern el corrent és de l’oest, i a l’estiu de l’est. D’altrescorrents locals afecten diversos sectors del planeta, i són molt variables.El darrer corrent en jet és el polar, el de més transcendència i importànciaen la dinàmica de les latituds mitges. Se situa a les latituds mitges de cadahemisferi, cap als 60°, al límit de la troposfera i l’estratosfera, entre uns 9i 12 quilòmetres d’alçada, i bufa habitualment de l’oest, tot i que presentamolt sovint ondulacions que fan que de vegades el corrent prenguimomentàniament direcció meridiana, de nord a sud o a l’inrevés, i baixi alatituds com ara la nostra. Aquest corrent polar difícilment envolta el pla-neta i presenta discontinuïtats, trencaments, bifurcacions i ramals. Circulaa la zona de solapament de les masses d’aire polar i subtropical, i la dife-rent temperatura d’aquestes masses li dóna un impuls extra. Les sevesondulacions generen remolins d’aire, que formen depressions dins de lamassa d’aire polar i anticiclons en la massa subtropical. Determina, pertant, tota la dinàmica atmosfèrica de les latituds mitges i altes del planeta.

32


Figura 6. Els corrents en jet de l’hemisferi nord

2.4.2 Les ones de Rossby

Els vents de l’oest dominants a les latituds mitges, tant en els nivells bai-xos com en els mitjos i alts de la troposfera, conduïts pel corrent en jetpolar, no bufen estrictament de l’oest, seguint els paral·lels terrestres, sinóque presenten una sèrie d’ondulacions, que globalment fan que tinguinuna direcció de l’oest, però sovint, de forma local i regional, prenguin unaaltra direcció. Aquestes ondulacions són llargues, de milers de quilòme-tres d’amplada, i per tant en un moment determinat n’hi ha poques, entre4 i 6 al llarg de tot el recorregut del corrent en jet, depenent de l’època del’any. Aquestes ondulacions són les anomenades ones de Rossby, lesquals es localitzen en una franja de pocs centenars de quilòmetres d’am-plada. La seva formació està relacionada amb l’existència del front polar.Es desplacen uns 1.500 km al dia d’oest a est, tot i que tant el seu nom-bre com la seva amplitud presenten canvis més lents, i per tant previsibles.

L’origen d’aquestes ones rau en la diferència tèrmica existent entre puntsde diferent latitud geogràfica. Junt amb aquestes llargues ones que sónles de Rossby, existeixen unes ones més curtes, configuracions de pocaamplitud i gran longitud d’ona que es generen en el si de les ones deRossby. La combinació d’ambdues té importants implicacions en el tempsatmosfèric, i són les responsables de la formació de borrasques i sistemes

33


frontals en les latituds mitges. Les ones de Rossby i les ones curtes for-men solcs i dorsals a les capes mitges i altes de la troposfera. La posiciód’aquestes ones, en el cas dels solcs, és la desencadenant de la inesta-bilitat atmosfèrica, i la precursora de la formació de baixes pressions.

Figura 7. L’ondulació del corrent en jet determina les anomenades ones de Rossby.

2.5 Els centres d’acció: anticiclons i depressions

La diferent temperatura entre les zones polars i equatorials genera, talcom s’ha vist, que l’atmosfera no sigui una barreja de gasos estàtica, totel contrari, que estigui en continu moviment, i que junt amb d’altres fac-tors, com la rotació terrestre, apareguin les tres cèl·lules de la circulaciógeneral, i associades a aquestes cèl·lules, zones d’alta i baixa pressióatmosfèrica. És entre aquestes zones, i en aquestes àrees de diferentpressió atmosfèrica, que l’aire és més dinàmic, raó per la qual són tambéanomenades centres d’acció. N’hi ha dos, els anticiclons, o zones d’altespressions, i les depressions, borrasques o centres de baixa pressió.

2.5.1 Les depressions

Aquelles zones del planeta on la pressió atmosfèrica en superfície és infe-rior als 1.013 hPa, definida com a pressió normal, s’anomenen zones debaixa pressió o zones depressionàries. Les depressions estan associades

34


a temps insegur, pluges, vent i inestabilitat atmosfèrica en general. L’aireconvergeix en superfície, és a dir, que tendeix cap al centre de la baixapressió, i, així, a elevar-se, per divergir a la part superior de la troposfera.El moviment d’ascens de l’aire en el si d’una depressió és un dels meca-nismes existents a la natura per generar nuvolositat. L’ascens d’aquestaire, amb un cert grau d’humitat, comporta un refredament, i, per tant, unacondensació del vapor que porta associat. Com més humitat de partida del’aire ascendent, menor serà l’alçada a partir de la qual es formarà lanuvolositat. Com menys temperatura tingui l’aire de les capes mitges ialtes de la troposfera, els núvols generats per l’ascens de l’aire en el si dela depressió seran de més extensió vertical, i més quantitat de precipita-ció podran deixar. A la part superior de la depressió, al límit de la tropos-fera, l’aire, ja sense pràcticament humitat, divergeix, és a dir, se separa delcentre de la depressió.

Les borrasques que afecten les latituds mitjanes de la Terra, i per tant a lanostra àrea geogràfica, es formen com a conseqüència de la confrontacióentre masses d’aire càlid d’origen subtropical i masses d’aire fred polar,en la intersecció entre la cèl·lula polar i la de Ferrel. Quan aquestes mas-ses d’aire entren en contacte, aproximadament cap als 60° de latitud, l’ai-re càlid i humit d’origen subtropical ascendeix per sobre del fred polar i esforma nuvolositat, amb una zona de baixes pressions en superfície, a laqual es desplaça la massa d’aire fred, per substituir el buit d’aire que hagenerat l’aire càlid en el seu ascens. En aquest procés, les dues massesd’aire comencen a girar, en sentit contrari al de les agulles d’un rellotge al’hemisferi nord, i a l’inrevés al sud, a causa de l’acció de la força deCoriolis. Aquestes depressions, formades en aquestes latituds, es despla-cen d’oest cap a est, amb un trajecte irregular, baixant de latitud tot sovinti afectant-nos.

Figura 8. Esquema del perfil d’una baixa pressió.

35


2.5.2 Els anticiclons

En aquelles regions on la pressió atmosfèrica en superfície és superior als1.013 hPa es diu que hi dominen les altes pressions o zones anticiclòni-ques. Els anticiclons són estructures dinàmiques complementàries a lesdepressions que estabilitzen l’atmosfera, impedint el moviment ascendentde l’aire, ja que en el centre d’aquestes estructures l’aire descendeix len-tament. A diferència de les depressions, ràpides en el seu moviment i ambun gradient bàric marcat en el seu centre, els anticiclons presenten unmoviment més lent, una major persistència sobre una determinada àrea,i en el seu centre el gradient de pressió és dèbil i els vents són pràctica-ment encalmats, el que s’imposa en tot cas és un règim de vents locals.

Tot i l’estabilització de l’atmosfera que comporten els anticiclons, el tempsatmosfèric que porten associat és variable, depenent de l’època de l’anyen què ens trobem, i de l’àrea geogràfica en què se situïn. La raó és el lentdescens d’aire de les capes altes de la troposfera cap a la superfícieterrestre, a raó de fins a un quilòmetre diari, fenomen conegut com a sub-sidència, que fa augmentar la pressió i la temperatura, impedint l’ascensd’aire que pot comportar la formació de nuvolositat i la inestabilització del’atmosfera. L’aire, en arribar a la superfície del terreny, té tendència adivergir de la part central del centre d’altes pressions. En època estival, elsanticiclons van associats al temps assolellat, sense nuvolositat important,i amb absència de precipitacions i de vent; aquests darrers fenòmens sónexclusivament de caràcter local, com és el cas del sistema marinada-terral, que apareix precisament en situacions d’estabilitat atmosfèrica. Al’hivern, en canvi, la subsidència implica l’acumulació d’aire fred en lesvalls i fondalades, amb la condensació del vapor d’aigua atmosfèric i laformació de boires i boirines, persistents durant el dia i la nit segons laintensitat de l’anticicló.

Un anticicló té una estructura dinàmica contrària a la de les depressions.L’aire presenta una convergència horitzontal en els nivells alts de la tro-posfera, i una divergència en la superfície terrestre.

Un tipus d’anticiclons diferent quant a la seva formació, propis d’àreescontinentals extenses durant els mesos hivernals, es forma a causa del’intens refredament superficial, que origina la formació d’una capa a lapart inferior de la troposfera, formada per aire molt fred i dens. En aquest

36


cas, els anticiclons, anomenats tèrmics, no tenen reflex en altura compassa en el cas dels dinàmics descrits anteriorment.

A la nostra àrea geogràfica, els anticiclons que ens afecten són els que esformen en la zona d’interacció de les cèl·lules de Hadley i de Ferrel, capsals 30° de latitud. El popular anticicló de les Açores n’és el principal, queen pujar de latitud sobretot en època estival, estabilitza l’atmosfera durantsetmanes.

Figura 9. Esquema del perfil d’un anticicló.

2.5.3 Dinàmica dels centre d’acció

Els sistemes d’alta i baixa pressió, els anticiclons i les depressions, noactuen de manera individual, sinó que aquestes centres d’acció estanrelacionats entre si. Efectivament, la pressió en el centre dels anticiclonsés més elevada, en superfície i a una mateixa altitud, que la de l’entorn, imés encara que respecte als centres de baixa pressió relativament pro-pers. Per això, l’aire en superfície divergeix de les zones d’alta pressió iconvergeix cap a les zones de baixa pressió. L’aire situat en els centresd’alta pressió, doncs, tendirà a desplaçar-se cap als centres de baixapressió. En aquest desplaçament la força de Coriolis crea un desviamentdel vent, que fa que en les depressions l’aire giri en sentit antihorari enl’hemisferi nord, mentre que l’aire divergent de les àrees d’alta pressió giraen el sentit de les busques del rellotge al voltant dels anticiclons. A l’he-misferi sud aquesta desviació és en sentit contrari, de manera que, al vol-tant de les depressions, l’aire gira en sentit horari, i antihorari al voltantdels anticiclons.

37


Figura 10. La circulació de l’aire va de les altes a les baixes pressions.

2.6 Els sistemes frontals

Tot i que l’existència dels sistemes frontals no es va ratificar fins a la dècadadels anys 60 del segle XX, amb el llançament dels primers satèl·lits d’obser-vació a l’espai, van ser descrits teòricament per la prestigiosa escola deBergen (Noruega) el primer quart del segle XX, encapçalada per la figura deVilhelm Bjerknes, en l’anomenada teoria del front polar. El descobriment delfront polar fou d’una importància cabdal en el pronòstic meteorològic de leslatituds mitges, i va donar un impuls definitiu al coneixement de la meteorolo-gia d’aquestes latituds. De manera senzilla, Vilhelm Bjerknes va proposar l’e-xistència de línies de convergència de masses d’aire càlid, d’origen equato-rial, i de fredes, d’origen polar, cap als 60° de latitud nord, on es formava nuvo-lositat que acabava afectant amb freqüència les latituds mitges. Aquesteslínies de discontinuïtat avançaven lentament però progressivament, com hofeia el front de soldats durant la I Guerra Mundial, raó per la qual l’any 1922, iamb el record ben present d’aquest conflicte bèl·lic, va proposar el nom defront per definir aquestes estructures meteorològiques.La teoria del front polardescrita per Vilhelm Bjerknes explicava, a més, la formació de les baixes pres-sions i la seva vinculació amb els sistemes frontals, un dels descobriments demés importància en la dinàmica atmosfèrica de les latituds mitges.

Els fronts

Un dels aspectes fonamentals de la teoria del front polar és el fet que duesmasses d’aire de diferent temperatura, en entrar en contacte i contrària-

38


ment al que es podria pensar, no es barregen, ja que tenen diferents den-sitats. L’aire fred i el càlid no es barregen, sinó que es forma una superfí-cie de discontinuïtat més o menys estreta, que comprén entre algunesdesenes de quilòmetres i un centenar, on existeix un fort gradient de tem-peratura que actua com a frontera entre les dues masses d’aire de tem-peratures diferents. Aquestes franges de contacte són els anomenatsfronts.

En els fronts, el contacte entre masses d’aire a diferent temperatura pro-voca la formació de núvols, i, així, de precipitacions, ja que la massa d’ai-re càlida, menys densa i generalment humida, ascendeix per sobre de lafreda, més densa.

Els fronts poden ser estacionaris: quan corresponen a superfícies deseparació de dues masses d’aire diferents, cap de les dues avança encontra de l’altra. Són relativament poc importants en meteorologia, adiferència dels fronts mòbils, en els quals una de les masses d’aire avançacontra l’altra, situació força freqüent en la dinàmica atmosfèrica de les lati-tuds mitges. Aquests fronts mòbils poden ser de tres tipus diferents,segons quina sigui la massa d’aire que empenyi l’altra: càlids, freds i clo-sos.

2.6.1 El front càlid

El primer, el front càlid, correspon a la separació entre dues masses d’ai-re, una de tropical i una altra de polar. La més càlida avança contra lamés freda, ascendint suaument per sobre d’aquesta massa freda. Lamajor densitat de l’aire fred precedent al front càlid fa que aquest frontcàlid formi una superfície frontal suaument inclinada en comptes de ver-tical, sobre la qual l’aire càlid, amb menys densitat, ascendeix per sobredel fred de forma gradual. Aquest ascens lent i progressiu comporta laformació de nuvolositat estratiforme, que generalment provoca precipita-cions contínues, però de poca intensitat, en una franja d’una ampladaque oscil·la entre els 300 i els 1000 quilòmetres. La intersecció de lessuperfícies frontals càlides amb el terreny es representa en els mapesdel temps amb una línia contínua, de color vermell i amb semicercles enel costat cap a on avança el front.

39


Figura 11. Vista de perfil d’un front càlid.

Figura 12. Perfil d’un front fred.

40


2.6.2 El front fred

Quan és la massa d’aire fred la que avança contra la càlida, es parla defront fred. En aquest avanç, l’aire càlid és obligat a ascendir per sobre delfred d’una manera ràpida i sobtada, i es forma una superfície frontal forçamés inclinada. Aquest violent ascens genera la formació de núvols de grandesenvolupament vertical, cúmuls i cumulonimbus, que generalment aca-ben produint precipitacions quantioses i intenses, en forma de xàfecs i,sovint, acompanyades de tempestes. L’amplada de la banda de nuvolosi-tat en aquests fronts oscil·la entre els 50 i 150 quilòmetres. En els mapesdel temps es representa la projecció de les superfícies frontals fredes coma línies contínues, de traç gruixut i de color blau, amb tot de petits trian-gles en el costat cap a on avança.

2.6.3 Fronts associats a una depressió. El front clos

Tant el front fred com el càlid estan associats a una baixa pressió, i for-men el que s’anomena un sistema frontal. Quan el front fred, situat sem-pre en segon terme i d’avanç més ràpid, se solapa amb el càlid, es formaun front clos. Això obliga la massa d’aire del front càlid a elevar-se del sòli a ascendir per sobre de la freda que li arriba per darrere. D’aquestamanera desapareix la zona entre els fronts, l’anomenat sector càlid, i aixòpermet a l’aire que precedeix el front fred entrar en contacte amb l’airerelativament fred que antecedia el front càlid, i s’inicia així la dissipació dela depressió a la qual van associats.

En tractar-se d’un solapament de dues masses d’aire diferents, el frontclos comporta la formació de nuvolositat estratiforme i cumuliforme,simultàniament, i es poden produir pluges constants i xàfecs intensos, decaràcter tempestuós, però sempre amb tendència a la dissipació. La pro-jecció en els mapes del temps d’aquests fronts es representa amb líniesde traç gruixut, de color violeta, i amb l’alternança, en el costat cap a onavança, de semicercles i petits triangles.

41


Figura 13. Representació d’un

sistema frontal associat a una

baixa pressió.

2.6.4 Altres fronts

En general, sempre que dues masses d’aire entren en contacte es formaun front. I no sempre té lloc de la manera que s’ha indicat abans, tal comdescriu la teoria del front polar. El sistema de vents marinada-terral, perexemple, pot entendre’s com la interacció de dues masses d’aire de dife-rents característiques, una més càlida que l’altra.

Com es veurà en el capítol III, la interacció durant les nits de tardor d’unamassa d’aire relativament freda, procedent de la vall del Llobregat i de lesrieres i torrents de les muntanyes del Garraf i de l’Ordal, amb una de càli-da i humida situada sobre la Mediterrània (la massa d’aire mediterrània),genera davant les costes del delta del Llobregat un sistema frontal fred isuperficial, que de vegades desencadena precipitacions importants, peròque generalment forma nuvolositat.

3.- Els núvols

És a la troposfera, la primera de les capes de l’atmosfera, on es forma lanuvolositat. Els núvols realitzen un paper fonamental, tant per equilibrar elbalanç energètic del planeta, com per completar el cicle vital de l’aigua.

De núvols n’hi ha de diversos tipus. Tot i que no és objectiu desenvoluparaquí una guia d’identificació i comprensió de la seva formació, sí que

42


convé, però, tenir algunes idees clares sobre la formació, identificació ifenomenologia que hi estan associades, per tal d’explicar la nuvolositatassociada al sistema frontal superficial del delta del Llobregat i, en gene-ral, la nuvolositat que afecta aquesta zona.

3.1 Mecanismes de formació de nuvolositat

Un núvol no és més que una massa d’aire visible, a causa de la conden-sació del vapor d’aigua present en aquest aire, sigui en gotetes molt peti-tes d’aigua líquida o sigui en cristalls de gel, que romanen en suspensióen aquest aire. El seu aspecte blanquinós depèn de la llum solar incident.

L’aire té una certa capacitat de contenir vapor d’aigua. Aquesta capacitatdepèn, entre altres factors, de la temperatura. A major temperatura, majorés la capacitat de contenir vapor d’aigua. Quan una massa d’aire es refre-da, aquesta va perdent la seva capacitat de contenir vapor d’aigua, i, així,el vapor d’aigua contingut en l’aire és “expulsat” d’aquest aire, i es conden-sa en gotetes d’aigua líquida, que és el que observem (el vapor d’aigua éstotalment invisible).

A partir d’aquest principi, la formació dels núvols es produeix quan unamassa d’aire se satura de vapor d’aigua, principalment a causa d’un refre-dament. En aquest moment, part del vapor d’aigua es condensarà formantpetites gotetes d’aigua o, si la temperatura és molt baixa, se sublimarà for-mant cristallets de gel. Aquestes gotetes o petits cristalls són les partícu-les que formen els núvols.

El procés no és tan simple, ja que calen altres condicionants, i és un delscondicionants fonamentals l’existència dels anomenats nuclis de conden-sació, partícules sòlides en suspensió (pols, pol·len, cristallets de sal,etc.), que actuen com a centres al voltant dels quals es condensen o sesublimen les gotes o els cristalls formant partícules més grosses i esta-bles. La densitat de partícules dels núvols és molt variable, des de menysd’1 partícula per cm3 en alguns núvols alts, fins a més de 10.000 per cm3en els núvols baixos.

A l’atmosfera existeixen quatre mecanismes bàsics per a la formació de lanuvolositat. Aquests mecanismes faciliten l’ascens de les masses d’aire, i,

43


així, el refredament d’aquestes masses i la conseqüent condensació osublimació del vapor d’aigua associat.

3.1.1 Nuvolositat orogràfica

Quan una massa d’aire en moviment troba una serralada, és obligada aascendir a través dels seus vessants per continuar desplaçant-se. Enaquest ascens la seva temperatura va disminuint, pot arribar a assolir elpunt de condensació i poden formar-se nuvolositats que tapen la partsuperior de la muntanyes i s’esvaeixen amb rapidesa quan l’aire baixapels vessants de sotavent. Aquesta és una de les raons per les quals a leszones muntanyoses s’observen núvols amb major freqüència que a lesàrees planes.

El massissos del Garraf i l’Ordal, en determinades situacions atmosfèri-ques, facilita la formació de núvols orogràfics, sobretot en situacions devent de llevant, amb un alt grau d’humitat.

Figura 14. L’orografia facilita l’ascens de l’aire i la formació de nuvolositat.

44


3.1.2 Nuvolositat convectiva

La radiació solar escalfa la superfície terrestre després d’haver-la traves-sat, sense gairebé fer augmentar la temperatura de l’aire. Un cop el sòls’escalfa, emet aquesta calor en forma de radiació infraroja, que ara síque escalfa l’aire, que s’expandeix i alhora s’eleva en fer-se menys dens.Aquest corrent ascendent arrossega l’aire superficial cap a zones méselevades on es va refredant, i així es pot assolir la condensació i es podenformar núvols de tipus cumuliforme.

Aquest mecanisme és propi de l’estiu, quan grans extensions de terrenysón escalfades de manera molt intensa.

Figura 15. Nuvolositat convectiva.

3.1.3 Nuvolositat associada als sistemes frontals

Tal com es descriu més amunt, quan dues masses d’aire de diferent tem-peratura entren en contacte no es barregen, sinó que es crea una zona

45


divisòria entre aquestes masses que anomenem front. L’aire càlid es veuforçat a elevar-se per sobre del relativament fred i provoca la formació denúvols i de precipitacions.

En el cas del delta del Llobregat, la confrontació entre dues masses d’ai-re, la càlida i la humida de la Mediterrània, i la relativament freda de l’in-terior, que s’escola durant les nits de final d’estiu i sobretot durant la tar-dor, genera, com es descriu en el capítol III, precipitacions que poden serintenses.

Figura 16. Nuvolositat frontal.

3.1.4 Nuvolositat d’una àrea depressionària

Finalment, a les àrees amb pressió atmosfèrica baixa, a les depressions,l’aire convergeix en superfície, és a dir, l’aire es desplaça cap al seu cen-tre. L’acumulació de l’aire procedent de zones perifèriques en aquest cen-tre, força aquest aire a ascendir i es formen així corrents d’aire ascen-

46


dents. A mesura que l’aire s’eleva es va refredant, i així es condensa elvapor, que forma núvols que poden originar precipitacions.

Al delta del Llobregat, és a partir de la tardor, i fins a la primavera, que lesbaixes pressions de les latituds altes ens poden visitar i poden generarnuvolositat d’aquesta manera.

Figura 17. Formació de nuvolositat depressionària.

3.2 Classificació i estructura

De l’observació i anàlisi dels núvols que apareixen al cel, podem con-cloure que hi ha moltes maneres de classificar-los: forma, color, alturarespecte del terra, opacitat, etc. Algunes d’aquestes característiques,però, no tenen cap rellevància meteorològica, raó per la qual no s’utilit-zen.

Cal destacar dos criteris per a la seva classificació. Primerament, la forma:hi ha els estratiformes, en els quals l’extensió horitzontal és major que lavertical, i els cumuliformes, que són més verticals que horitzontals.

47


L’alçada a la qual se situa la base dels núvols és l’altre criteri important pera la classificació dels núvols. Els divideix en baixos (0-2.000 m), mitjos(2.000-6.000 m) i alts ( més de 6.000 m).

Amb això, la classificació internacional de núvols actual, recollida per laOrganització Meteorològica Mundial, es basa en l’existència de deu tipusde núvols, anomenats gèneres, excloents entre si, basats tant en l’alturade la base com en la forma dominant, estratus o cúmulus. Gairebé tots elsgèneres es divideixen en espècies, i algunes espècies en varietats.

Figura 18. Els 10 gèneres de núvols

Els gèneres de núvols alts són els cirrus (Ci), cirrostratus (Cs) i cirrocúmu-lus (Cc), constituïts tots ells per cristalls de gel. Els gèneres mitjos són elsaltocúmulus (Ac), els nimbostratus (Ns) i els altostratus (As), formats peraigua líquida el primer, i per aigua líquida i cristalls de gel els altres. Elsgèneres de núvols baixos són els estratus (St), els cúmulus (Cu) i els estra-tocúmulus (Sc), constituïts per aigua líquida. El darrer gènere és el cumu-lonimbus (Cb), la dimensió vertical del qual comprèn tota la troposfera, desd’uns centenars de metres del sòl fins al límit superior d’aquesta capa.

48


Núvol Altura base (m) Composició Meteors associats

Cirrus (Ci) > 6.000 Cristalls de gel Halos, parhelis

Cirrostratus (Cs) Entre 6.000 i 8.000 Cristalls de gel Halos, parhelis

Cirrocúmulus (Cc) > 6.000 Cristalls de gel -

Altocúmulus (Ac) Entre 3.000 i 5.000 Mixta: gel i aigua Virga, plugims

Altostratus (As) Entre 2.000 i 6.000 Mixta: gel i aigua Corones, plugims

Nimbostratus (Ns) Entre 900 i 3.000 Mixta: gel i aigua Pluja constant

Estratus (St) Entre 0 i 2.000 Aigua líquida Plugims, boira

Estratocúmulus (Sc) Entre 0 i 2.000 Aigua líquida Plugims

Cúmulus (Cu) Màxim 2.000 Aigua líquida Xàfecs, pluja

Cumulonimbus (Cb) Màxim 2.000 Mixta: gel i aigua Llamps, llampecs,

xàfecs, tornados,

pedra, calamarsa

Taula 2. Classificació internacional dels 10 gèneres de núvols.

En l’annex es mostra un recull de fotografies d’aquests 10 gèneres bàsicsde núvols, així com dels principals meteors que podem observar aCastelldefels.

3.3 Els núvols associats als sistemes frontals

Resulta interessant conèixer el tipus de nuvolositat associada als siste-mes frontals, i més encara la nuvolositat prèvia als fronts, ja que aixípoden pronosticar-se, de forma aproximada, possibles canvis en eltemps atmosfèric i se’n pot valorar la importància. La nuvolositat prèviaa un front apareix en el cel unes hores, fins i tot un dia, abans de l’arri-

49


bada d’aquest front, i és generalment, primer, de tipus alt. En el cas del’acostament d’un front càlid, la nuvolositat prèvia a aquest tipus de frontés inicialment de tipus alt, cirrus, cirrocúmulus i cirrostratus (vegeu l’an-nex). Aquesta nuvolositat no genera precipitacions de cap mena. El cel,amb el pas de les hores, es tapa de núvols alts, que deixen passar lallum del Sol. Si el Sol està baix respecte de l’horitzó, aquests núvols, finsi tot, poden generar algun fenomen òptic, com els parhelis o halossolars, o postes de Sol vermelles. A mesura que el front s’atansa, apa-reixen núvols mitjos, els altostratus i els altocúmulus, més conegutspopularment amb el nom de cabretes o borreguets. Finalment arribenels nimbostratus, que generen sovint precipitacions uniformes, símpto-ma de l’entrada de la línia frontal.

En el cas de l’acostament d’un front fred, la nuvolositat prèvia és de tipusalt, cirrus i cirrostratus, que de manera més ràpida que en el cas delsfronts càlids, en qüestió de poques hores, deixen pas als cúmuls i cumu-lonimbus, que generen xàfecs i precipitacions abundants i intenses.

En el cas del sistema frontal superficial i nocturn del delta del Llobregat,en ser de tipus fred i superficial, la nuvolositat que es forma no segueixaquest patró seqüencial. A banda dels cúmuls i cumulonimbus que donenprecipitacions intenses, es poden formar núvols baixos, sobretot, i tambémitjos, però difícilment alts, ja que l’extensió vertical d’aquest front, enestudi a hores d’ara, pot no superar la massa d’aire mediterrània, que potassolir uns 2.000 metres d’alçada (vegeu el capítol III).

4.- Els meteors. Classificació i tipus

Associats en general als diferents tipus de núvols, els fenòmens meteo-rològics, també anomenats meteors, són el conjunt de fenòmens físicsnaturals que tenen lloc a la troposfera. Poden donar-se simultàniamentdiversos meteors, ja que són múltiples i variats els mecanismes de forma-ció d’aquests fenòmens.

La seva observació i estudi ha permès classificar-los en cinc grups. El pri-mer grup el formen els meteors aquosos o hidrometeors, que inclou fenò-mens com la pluja, el xàfec, la neu, la calamarsa, la pedra, la rosada, laboira o la gelada, i tenen en comú que és l’aigua en estat líquid o sòlid, en

50


suspensió a l’atmosfera o dipositada al terra, la que els genera. Totsaquests fenòmens es donen al delta del Llobregat.

El segon grup de meteors són els litometeors, aquells que estan relacio-nats amb la presència de pols o altres petites partícules sòlides a l’atmos-fera, com la calitja, típica de les zones costaneres càlides, com araCastelldefels, o l’smog, típica de les grans àrees industrials, com també ésel cas de Castelldefels.

Els fenòmens relacionats amb el vent són els meteors eòlics, com ara lamarinada, el tornado i la mànega, presents a la plana deltaica.

El quart grup de fenòmens meteorològics són els electrometeors, o mete-ors elèctrics, que són aquells que manifesten de forma visible o audiblel’electricitat de l’atmosfera. El llamp, el llampec i el tro són els principalselectrometeors.

El darrer grup de fenòmens meteorològics són els fotometeors o meteorslluminosos, que són els generats per la reflexió, refracció, difracció i dis-persió de la llum solar (també, en menor mesura, lunar). L’halo i la coronasolar, el parheli o fals sol, i l’arc de Sant Martí, en són alguns exemplestípics del delta del Llobregat. En l’annex es mostra un petit reportatge grà-fic sobre els principals meteors del nostre àmbit geogràfic.

51


CAPÍTOL II. METEOROLOGIA I CLIMATOLOGIA ACASTELLDEFELS

Sovint confoses, la meteorologia i la climatologia, tot i ser ciències quetenen per objectiu l’estudi de l’atmosfera, ho fan des de perspectives moltdiferents. Mentre que l’objectiu del meteoròleg és el d’estudiar i analitzarl’estat de l’atmosfera, la seva dinàmica i la seva evolució, i tota la sèrie defenòmens que s’hi produeixen, el climatòleg identifica i caracteritza lesdiferents successions dels estats de l’atmosfera en un període de tempsmés o menys llarg. Si assimilem la climatologia a una cinta d’una pel·lícu-la de cine, la meteorologia seria aleshores un fotograma d’aquestapel·lícula. Per tenir una idea de l’argument de la pel·lícula no en tindremprou amb un fotograma, de la mateixa manera que per entendre el climad’un indret no en tenim prou amb uns pocs episodis o dades meteorolò-gics, sinó que necessitem una successió prou llarga d’aquests fets.

5. Consideracions prèvies

El clima d’un indret queda definit descrivint la successió dels diferentsestats de l’atmosfera i dels fenòmens meteorològics que s’hi produeixenper un període de temps significatiu, de com a mínim 30 anys, segonsl’Organització Meteorològica Mundial. Aquesta és una restricció importanten el cas que ens ocupa, doncs no existeix una sèrie temporal tan llargaa Castelldefels. Les dades de l’observatori oficial de l’Institut Nacional deMeteorologia (INM) s’inicien el 1995 i finalitzen el 2002, amb grans buitsde dades en molts mesos, i limitades a dades de temperatura i precipita-ció. Actualment, a Castelldefels existeix una xarxa estesa d’estacionsautomàtiques, que cobreixen tot el terme municipal, però que tenen, enlínies generals, escassament dos anys de dades i, en provenir de diferentssensors, la sèrie resultant en alguns paràmetres, com ara la temperatura,resultaria no homogènia.

Per contra, l’observatori oficial de l’INM de Gavà, a poc més d’un parell dequilòmetres del centre de Castelldefels, disposa d’una sèrie de dadespràcticament ininterrompuda des del 1978 fins a l’actualitat, gairebé 30anys de dades, i ha estat instal·lada seguint les recomanacions de l’OMM.En el període de temps en què els dos observatoris se solapen, entre el

52


1995 i el 2005, s’ha comprovat si les diferències són significatives, i s’haobservat que en la precipitació, els dos observatoris presenten registresmolt similars, amb una correlació del 0.98 (figura 19), i que, per tant, espoden utilitzar les dades de Gavà per descriure el clima de Castelldefelsamb validesa climàtica i estadística. L’equació lineal que relaciona la pre-cipitació de Castelldefels (PCastelldefels) i de Gavà (PGava) ve donadaper l’expressió següent:

PCastelldefels = 1,018PGava-15,85

De fet, els dos observatoris pertanyen a una mateixa unitat geogràfica iclimàtica, com és el delta del Llobregat, i estan envoltats per unes matei-xes condicions geogràfiques. Així doncs, alguna vegada parlarem de l’ob-servatori de Gavà-Castelldefels.

Figura 19. Correlació de la precipitació anual entre Castelldefels i Gavà. El coeficient de

correlació lineal és de 0.98. L’equació resultant és PCastelldefels = 1,018PGava-15,85

6.- Àmbit geogràfic de Castelldefels

Castelldefels es troba emplaçat al sector més occidental del delta delLlobregat i limita cap a l’oest amb les costes del Garraf, les quals s’aixe-

400

500

600

700

800

900

1000

400 500 600 700 800 900 1000

Precipitació Gavà (mm)

Pre

cipi

taci

ó C

aste

lldef

els

(mm

)

53


quen de forma sobtada sobre el mar a les Botigues de Sitges, que actuencom una limitació a l’extensió del sistema frontal superficial que es formadavant les costes del delta, com es descriu al capítol III. Al nord limita ambels contraforts del massís del Garraf, de pendent abrupte en la part mésoccidental, i més suau cap a la part oriental, ja al límit del municipi deGavà. Cap al sud fa frontera amb la Mediterrània, i per llevant amb la planadeltaica i el municipi veí de Gavà, en el pla de Querolt. Aquests límitsgeogràfics naturals determinen les seves característiques climàtiques. LaMediterrània és el primer factor geogràfic que determina el clima deCastelldefels. Exerceix la seva influència regulant les temperatures i apor-tant a l’atmosfera vapor d’aigua. Durant l’hivern, la temperatura de l’aiguadel mar a Castelldefels volta els 13°C, i aquesta massa d’aigua alliberacalor a l’aire, més fred que l’aigua del mar, i modera així les temperatureshivernals. Els hiverns són suaus. A l’estiu, la temperatura de l’aigua delmar volta els 26°C, i aquesta massa d’aigua es converteix en una font alli-beradora d’humitat, alhora que s’escalfa a costa de reduir la temperaturade l’aire, que és inferior a la de les zones interiors. Així, els estius sóncàlids, no pels valors extrems de les temperatures màximes, que quedenregulades per la Mediterrània, sinó per les elevades temperatures míni-mes i la persistència d’aquestes temperatures.

El massís del Garraf és el segon element geogràfic que incideix amb el climade Castelldefels. Dificulta que els vents de l’oest i del nord arribin amb forçaal municipi, i que els de llevant, típics durant l’estiu i sobretot a la tardor, enascendir pels seus vessants marítims, generin nuvolositat orogràfica.

Finalment, la plana deltaica és el tercer element geogràfic destacable enla influència en el clima de Castelldefels. La seva extensió, des deMontjuïc fins al peu de les costes del Garraf, i des dels contraforts delGarraf i l’Ordal fins a la línia de la costa, és una zona àmplia on s’estenenels vents relativament freds que descendeixen de la vall del Llobregat, i deles rieres i torrents de les muntanyes del Garraf i l’Ordal, sense trobar capobstacle important, interaccionant només amb la massa d’aire mediterrà-nia, càlida i humida a l’estiu, i es forma en aquesta zona deltaica nuvolo-sitat convectiva per la confrontació de dues masses d’aire diferents.

Així doncs, tres són els elements geogràfics locals que influeixen en elclima de Castelldefels: la Mediterrània, el massís del Garraf i la plana del-taica.

54


7.-El clima i el temps de Castelldefels

Són diversos, variats i complexos els factors que determinen el tempsatmosfèric, i, per tant, el clima d’una determinada àrea geogràfica, comara el delta del Llobregat. L’altitud, l’orientació dels vessants i la morfolo-gia del relleu del proper massís del Garraf i l’Ordal, la circulació del vent,la massa d’aire dominant i la insolació, entre altres, determinen unesdeterminades condicions atmosfèriques complexes i característiques.

7.1 Temperatura i precipitació

El clima de Castelldefels és totalment mediterrani, tal com es fa palès en elseu climograma (figura 20). Aquests gràfics es construeixen a partir de latemperatura i la precipitació mitjanes mensuals, en el nostre cas en el perí-ode 1978-2005. S’observa com, els mesos de temperatures més elevades,els tres mesos d’estiu (juny, juliol, i agost), coincideixen amb els valors mésbaixos de precipitació. Apareixen dues estacions plujoses, la tardor i la pri-mavera, amb unes temperatures relativament suaus, fruit de la influènciade la Mediterrània, la qual modera els valors tèrmics, fins i tot a l’hivern.

Figura 20. Climograma de Castelldefels-Gavà. En traç continu, les temperatures, i en diagra-

ma de barres, la precipitació (sèrie amb dades del 1978-2005).

0

5

10

15

20

25

30

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

mes

Tem

pera

tura

(ºC

)

0

20

40

60

80

100

120P

reci

pita

ció

(mm

)

55


Però no són només els factors geogràfics locals els que condicionenaquest clima. La seva posició geogràfica a escala planetària, a cavall deles latituds polars i equatorials, fa que existeixi una clara alternança esta-cional dels anticiclons subtropicals i la circulació general de l’oest, quegenera l’apropament de les baixes i sistemes frontals de les latitudspolars, les quals també defineixen unes condicions climàtiques particularsen l’àmbit d’aquest clima mediterrani.

A l’estiu, el domini de les altes pressions subtropicals estabilitza l’atmosfe-ra, deixa un cel assolellat amb temperatures i humitat ambiental altes, i pre-cipitacions molts minses, fet que ha comportat un desenvolupament de l’ac-tivitat turística i un risc d’incendis en les muntanyes properes al nucli urbà,al massís del Garraf. El mesos de juliol i agost són els més càlids, amb tem-peratures mitjanes superiors als 25°C, i amb precipitacions molt minses,inferiors als 20 mm de mitjana, però que són nul·les molts anys, sobretotdurant el mes de juliol. La mitjana dels tres mesos d’estiu, però, és de pocmés de 100 mm en el període 1978-2005. La major part d’aquesta precipi-tació es concentra en l’agost, on, a partir de la segona quinzena, s’inicia laformació del sistema frontal del delta (capítol III) i s’atansen les típiques tem-pestes de les zones interiors del país. Els estivals són mesos moderada-ment càlids en comparació amb les zones d’interior. Són càlids no pelsvalors extrems, sinó per la constància de les temperatures elevades i pelsseus valors mínims, molt elevats, amb temperatures mitjanes de les tempe-ratures mínimes superiors als 20°C. Hi sovintegen, per tant, les anomena-des nits tropicals, definides com aquelles nits en les quals la temperatura nobaixa dels 20°C. Les temperatures mitjanes màximes s’acosten als 30°C,sense que se superin de mitjana. Com a valors absoluts, però, el termòme-tre acostuma a sobrepassar aquests valors, i arriba, de vegades, als 35°C.

A partir de la tardor, les altes subtropicals descendeixen de latitud, i s’es-tableix una dinàmica més pròpia de les zones temperades, amb el pas desistemes frontals i de baixes pressions, que deixen precipitacions i dismi-nueixen les temperatures, fet que s’accentua amb l’entrada de massesd’aire fred de latituds superiors. Les precipitacions, durant la tardor, pre-senten el seu valor màxim i assoleixen valors de fins a 270 mm (1978-2005). Cal advertir, però, que Castelldefels, i en general el delta delLlobregat, presenten en aquesta estació un màxim valor pluviomètric res-pecte a comarques veïnes. A més d’aquesta dinàmica sinòptica que gene-

56


ra precipitacions a tot el litoral i prelitoral català, cal tenir present que algunfactor comarcal se superposa per produir un màxim relatiu de precipitacióa la zona del delta, i per tant a Castelldefels. Com es veurà en el capítolIII, la interacció de diversos factors locals afavoreix la convecció nocturnaen aquesta estació, i incrementa així els registres pluviomètrics. El règimde vents dominants acostuma a ser de llevant en aquesta estació.

La circulació de l’oest, però, no és la responsable de generar les precipita-cions més importants. Aquestes van associades, normalment, a l’entrada defluxos de vent de circulació meridiana, de nord a sud, provinents de les zonespolars. Aquest aire més fred, en entrar en contacte amb una massa d’airemés càlida i humida situada sobre la Mediterrània, genera nuvolositat i pre-cipitacions. Del total de depressions que afecten la zona de la concaMediterrània, s’estima en un 7 % les que s’han desenvolupat a l’Atlàntic i hanestat transportades pels vents de l’oest. L’orografia de la serralada de l’Atlasorigina, a sotavent d’aquest sistema muntanyós, un 14 % de les pertorba-cions que afecten la Mediterrània. La resta es reactiven i es formen pròpia-ment a la Mediterrània, sobretot a la seva part occidental, des d’on es des-placen, impulsades pels vents de l’oest, cap a l’est. La Mediterrània occiden-tal i, així, la zona de Castelldefels, és una àrea de formació i reactivació deborrasques, fruit de l’existència d’una massa d’aire mediterrània, relativamentcàlida i humida, que en contrast amb invasions d’aire més fred, genera la for-mació de nuvolositat i precipitacions. La presència en les capes mitges i altesde la troposfera d’aire fred intensifica aquestes precipitacions, ja per si matei-xes torrencials. És el fenomen de la gota freda, típica de la Mediterrània occi-dental. Aquestes baixes acostumen a portar fenòmens meteorològics adver-sos, com esclafits, mànegues i precipitacions molt intenses.

Durant l’hivern es produeix el segon mínim de precipitacions, amb 136mm de mitjana, valor una mica elevat si es compara amb d’altres obser-vatoris litorals. La raó cal cercar-la en el fet que al mes de desembre, con-siderat en meteorologia com a mes d’hivern, a l’entorn del delta delLlobregat, alguns anys s’allarga l’estació de les precipitacions de la tardorfins al desembre. En general, el mes de gener és el més eixut, i coincideix,junt amb el febrer, amb el de temperatures mínimes. El domini d’altespressions estabilitza l’atmosfera i genera sovint inversions tèrmiques, i aCastelldefels la temperatura resulta més baixa que a les zones més ele-vades del Garraf. En aquestes condicions, es formen tot sovint núvols

57


estratificats baixos, que deixen un cel gris al delta. El vent encalmat domi-na en aquesta estació.

La primavera comporta el segon màxim pluviomètric, després de la tardor,amb 140 mm de mitjana. Les temperatures es mantenen suaus, en gene-ral més que a les zones interiors, on l’escalfament diürn fa que s’enfili latemperatura. L’aigua de la Mediterrània, al voltant dels 15°C, actua com ungran termoregulador i impedeix que a Castelldefels les temperatures pri-maverals siguin elevades. El contrast entre l’aire relativament càlid del pre-litoral i el fred situat sobre el mar, davant de les costes del delta, afavoreixla formació de boires marítimes, les quals de vegades s’atansen a la costa.

Figura 21. Precipitació mitjana a Castelldefels-Gavà (1978-2005).

Una altra característica de la temperatura de l’aire a Castelldefels és laseva poca amplitud tèrmica. Al mes d’agost, el més càlid, la temperaturamitjana ha estat de 24,7°C, i al gener, el més fred, la temperatura mitjanaha estat de 11,5°C, en el període 1978-2005. L’amplitud tèrmica anual,doncs, no supera els 14°C, i es considera aquesta variació com a mode-rada. Així mateix, entre els valors mitjans extrems, la variació és de18,8°C, valor que també és considerat en climatologia com a moderat.

0

20

40

60

80

100

120

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

mes

Pre

cipi

taci

ó m

ensu

al (m

m)

58


Figura 22. Règim termomètric a Castelldefels-Gavà (1978-2005).

Figura 23. Comparació de les temperatures mitjanes anuals de Castelldefels-Gavà amb

altres municipis de l’entorn. Junt amb Sitges, és de les més suaus, a causa de la clara

influència de la Mediterrània.

0

5

10

15

20

25

30

35

40

0 2 4 6 8 10 12mesos

Tem

pera

tura

(ºC

)

promig temperaturesPromig temperatures màximPromig temperatures mínimTemperatures màximestemperatures mínimes

579

1113151719212325

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

mesos

Tem

pera

tura

(ºC

)

Castelldefels- Gavà

Begues

Foix

Sitges

Vilafranca

59


Evolució de la temperatura i la precipitació durant els anys 1978-2005

Amb gairebé 30 anys de dades diàries, els resultats i les conclusions ques’obtenen tenen validesa climàtica. Per tant, resulta interessant analitzarel comportament de la temperatura i la precipitació en els darrers anys.

En el cas de la temperatura (figura 26) s’observa una clara tendència al’alça. En els cicles estacionals, il·lustrats amb les clàssiques dents de serra,cal advertir una certa tendència a l’alça en els valors mensuals, tant en elsmesos estivals com en els hivernals. Aquest fet, atribuïble en molts casos al’escalfament global del planeta, aquí és difícil de discernir, per diversesraons. Primerament, tant el municipi de Gavà com el de Castelldefels hansofert un increment de la població des de l’any 1978 fins a l’actualitat, itambé de la urbanització i l’activitat antròpica, fets que haurien pogut provo-car un increment de la calor urbana, fenomen conegut i estudiat, anomenatilla de calor. En el cas de Viladecans, on el fenomen de l’illa de calor s’haestudiat, la diferència de temperatura entre el nucli urbà i la plana deltaicaés de 4,9°C. Ara hi ha més gasos d’efecte hivernacle a l’atmosfera deCastelldefels que fa 30 anys i, per tant, més capacitat de retenció de la calora l’atmosfera urbana. Hi ha més edificis i superfícies pavimentades que nopas tres dècades enrere i, per tant, s’allibera més calor. Amb tot i això, arrande la figura 24 s’estima que en els darrers 30 anys la temperatura de l’airedins del municipi de Gavà-Castelldefels s’ha incrementat a l’entorn d’1,9°C.

Figura 24. Evolució de la temperatura mensual en els darrers 27 anys. L’augment es deu en

bona mesura a l’increment de l’efecte d’illa de calor del municipi.

4

6

8

10

12

14

16

18

20

22

24

26

28

1 13 25 37 49 61 73 85 97 109

121

133

145

157

169

181

193

205

217

229

241

253

265

277

289

301

313

Mesos

Tem

pera

tura

mitj

a m

ensu

al (

ºC)

60


La precipitació és una variable no tan sensible als factors locals com hoés la temperatura. La figura 25 mostra l’evolució en els darrers 27 anys, is’observa una molt marcada irregularitat en la precipitació, tret caracterís-tic del règim pluviomètric mediterrani, i una certa tendència a la disminu-ció de la precipitació anual en aquests darrers anys. Tot i aquest resultat,l’anàlisi d’observatoris propers, amb més anys analitzats, no mostra unatendència clara en el règim pluviomètric, i els valors anuals resulten simi-lars, però no el seu repartiment espacial, és a dir, apareixen períodesllargs de sequera, primaveral i estival sobretot, seguits d’un període deprecipitacions importants, tant en quantitat com en intensitat, que general-ment és la tardor i l’inici de l’hivern.

Figura 25. Evolució de la precipitació anual en els darrers 27 anys (1978-2005).

7.2 El vent

El règim de vents a Castelldefels ve definit per diversos factors i és la sevaubicació geogràfica un dels més destacables. El massís del Garraf actuacom una barrera als vents de l’oest en superfície, raó per la qual aquestssón els vents minoritaris al municipi. Només a les parts més altes delGarraf, aquest vent de l’oest pot manifestar-se amb més intensitat i fre-

400

450

500

550

600

650

700

750

800

850

900

950

1000

1978

1980

1982

1984

1986

1988

1990

1992

1994

1996

1998

2000

2002

2004

Any

Pre

cipi

taci

ó (m

m)

61


qüència. A l’estiu són especialment càlids i eixuts, i resulten un factorimportant de risc d’incendi forestal.

En situacions de vent del nord, al delta del Llobregat i a Castelldefels enparticular, l’ombra que exerceixen els Pirineus, la serralada transversal, iles serralades del prelitoral i litoral, com ara Collserola, fa que aquestsvents també hi siguin poc freqüents. En aquestes situacions, igual que ala costa central catalana, el vent esdevé de l’est i del nord-est, aporta uncert grau d’humitat de la Mediterrània i no és tan eixut com a comarquesveïnes. A l’hivern aquest vent acostuma a ser fred i, en tenir un cert reco-rregut per sobre de la Mediterrània, arriba al delta un aire fred i humit, quepot formar nuvolositat i aportar precipitacions en forma de neu.

Com en el casos de la temperatura i de la precipitació, en el cas del venthi ha una manca clara de registres. Només l’estació que el ServeiMeteorològic de Catalunya té instal·lada a Viladecans des del 1993 pre-senta registres horaris de la direcció i la velocitat del vent. És a partir d’a-questes dades que es poden extrapolar resultats al vent de Castelldefels.En general, els vents són del sud i els compresos entre aquesta direcciói l’oest, a causa de la rotació que experimenta la marinada per la força deCoriolis. Els del nord, tot i aparèixer com uns dels més importants a lazona de Viladecans (figura 26), no ho són tant a Castelldefels. L’estació deViladecans, en ple delta, està influenciada per la canalització de la vall delLlobregat, mentre que Castelldefels queda protegit per les muntanyes delGarraf i l’Ordal.

Figura 26. Vents dominants (en %) a Viladecans, Begues i Sant Pere de Ribes (estacions

horàries del Servei Meteorològic de Catalunya, 1993-2004).

05

1015

2025303540

N

NE

E

SE

S

SW

W

NW

Begues

Viladecans

St. Pere deRibes

62


Sens dubte, però, el vent més propi de Castelldefels és el que es pro-dueix, aproximadament, entre l’abril i l’octubre, el sistema marinada-terral.

7.2.1 El sistema de vent marinada-terral

Un dels fenòmens més freqüents durant els mesos més càlids de l’any aCastelldefels, i en general a les regions costaneres mediterrànies, és laformació del sistema de vent periòdic que a Catalunya anomenem mari-nada i terral, conegut també com a brisa marina.

La marinada és un vent diürn que sempre bufa de mar cap a terra, men-tre que el terral és nocturn, i ho fa de terra cap al mar. El primer apareixen les hores de màxima calor de l’estiu, entre les 11 del matí i les 7 delvespre, i pren la seva màxima intensitat cap al migdia solar, entre la 1 i les3 de la tarda. La seva direcció va canviant al llarg del dia, a causa, princi-palment, de la força de Coriolis. En el cas de Castelldefels, s’acaba orien-tant cap al sud-est, tal com passa a tot el delta del Llobregat. Els terrals,en canvi, apareixen ben entrat el vespre, cap a les 10 de la nit, i persistei-xen fins a la matinada. A Castelldefels prenen direcció nord i oscil·lenentre el nord-oest i el nord-est. És molt més feble que la marinada.

En bufar de mar cap a terra, la marinada aporta humitat cap l’interior deCastelldefels, i així hidrata i dificulta el ressecament de la vegetació delscontraforts del massís del Garraf. Aquesta aportació d’humitat és el quetambé modera les temperatures al municipi i dificulta que s’evapori l’aiguadels vegetals i la suor dels humans, quan apareix la desagradable sensa-ció de la xafogor.

El mecanisme de formació de la marinada és ben conegut. Durant el dia,a mesura que el Sol guanya alçada al cel i aporta més energia, el sòl deldelta i el de les muntanyes del Garraf i l’Ordal s’escalfa ràpidament icedeix calor a la massa d’aire en contacte amb aquest sòl, la qual es dila-ta i perd densitat. Aleshores aquest aire ascendeix, creant un buit relatiud’aire, que és cobert per l’aire més fresc situat sobre el mar. Aquest movi-ment de l’aire fresc del mar cap a la costa és la marinada, que pot asso-lir velocitats de fins a 60 km/h al delta del Llobregat. El buit que deixa lamassa d’aire sobre el mar que és desplaçada cap a la costa és reem-plaçat per l’aire que havia ascendit per escalfament sobre el continent, ara

63


ja amb menys temperatura i amb més densitat com a conseqüència delrefredament sofert en l’ascens. Aquest cicle és continu mentre el Solescalfa el terra, el ritme s’accelera com més escalfa el Sol, cap al migdia,i s’incrementa la intensitat del vent per cobrir ràpidament el buit creat perl’ascens de l’aire continental.

Figura 27. La marinada bufa de mar cap a terra, i aporta aire fresc i humit a la costa.

En topar la marinada amb les muntanyes del Garraf, dins del terme deCastelldefels, es veu obligada a ascendir, condensa tot sovint el vapord’aigua que porta associat i crea petits cúmuls i estratocúmuls, que nor-malment no aporten precipitació, però que són molt típics d’observar desde la platja de Castelldefels, mirant cap a les muntanyes del Garraf.Aquest ascens de l’aire càlid i humit de la Mediterrània es veu facilitat, amés a més, per l’elevada temperatura que assoleix el sòl despullat i cal-cari del massís del Garraf.

Figura 28. El sòl despullat i la blanca pedra calcària generen un elevat gradient de tempera-

tura que afavoreix l’ascens de l’aire de la marinada.

64


Quan el Sol comença a caure, i per tant no aporta tanta energia, la mari-nada perd força, fins que cap al vespre desapareix, quan la temperaturadel mar i la del terra són molt semblants. A mesura que passen les hores,el terra es refreda, mentre el mar es manté a la mateixa temperatura, i aixíes manté pràcticament la massa d’aire a sobre d’aquest mar, establint-seun cicle invers: l’aire sobre el mar, més calent que el de l’interior del Garrafi l’Ordal, ascendeix i deixa un buit, que és cobert per l’aire del litoral.Aquest moviment d’aire de terra cap al mar és el terral, molt més feble quela marinada, i que aporta aire relativament fresc durant les nits d’estiu. Ésaquest aire relativament fresc del terral, juntament amb l’aire de desguàsde les rieres i torrents del Garraf i l’Ordal, i de la vall del Llobregat, queconformarà un sistema frontal fred que, en endinsar-se mar endins, podràgenerar nuvolositat i precipitacions nocturnes intenses, com es descriu enel capítol III.

Figura 29. El terral és més feble que la marinada i apareix durant la nit.

7.3 L’evapotranspiració potencial (ETP), real (ETR) i els balançoshídrics

La Mediterrània és la principal font generadora de vapor d’aigua a l’atmos-fera al delta del Llobregat, i, per tant, a Castelldefels. Tot i així, una partd’aquesta humitat ambiental també prové dels vegetals de la zona deltai-ca, i dels del proper massís del Garraf, els quals la proporcionen a travésde la transpiració de les fulles. Aquesta difusió de l’aigua dels vegetals al’atmosfera, junt amb la provinent de l’evaporació directa de l’aigua super-ficial, constitueix l’evapotranspiració (ET), un concepte d’especial

65


importància, ja que és la principal causa de pèrdua hídrica dels vegetalsi, per tant, la raó de l’aparició de l’estrès hídric. Conèixer aquest valor potpermetre saber les necessitats de rec de cultius i parcs urbans, i preveu-re el possible risc d’incendi als boscos de l’entorn de Castelldefels.

Efectivament, al medi natural, l’aigua disponible no sempre cobreix lesnecessitats hídriques dels vegetals. Si aquesta situació es perllonga en eltemps, com sol passar al clima mediterrani, apareix l’estrès hídric delvegetal, que provoca una pèrdua contínua de les fulles en els arbrescaducs i una sequedat ambiental que augmenta el risc d’incendis fores-tals.

Les fitxes hídriques són taules o gràfics on es mostra l’evolució mensualde diversos paràmetres físics, que permeten, d’una banda, avaluar el graud’estrès hídric dels vegetals, i de l’altra, veure de quina manera s’inverteixla precipitació (càrrega de l’aqüífer o de la reserva del sòl, escorrentiasuperficial). El mètode de Thorhwaite és el més conegut i emprat per ela-borar aquestes fitxes hídriques. A partir de valors experimentals de tem-peratura i precipitació mensual, aquest mètode calcula l’evapotranspiraciópotencial (ETP), definida como aquella ET deguda a la transpiració delsvegetals i l’evaporació de l’aigua superficial, que es produiria si en el medinatural estiguessin cobertes les necessitats hídriques dels vegetals, fosquin fos aquest vegetal. Aquesta ETP depèn exclusivament de les condi-cions meteorològiques i no de l’estat dels vegetals. Generalment l’ETP il’ET real (ETR) no coincideixen. Així, per exemple, en un desert l’ET éspràcticament nul·la, ja que hi ha poca aigua per evaporar i poca vegetacióque evapotranspiri, mentre que el valor de l’ETP és molt elevat, ja que lescondicions ambientals són molt favorables a l’evapotranspiració. Nomésen el cas que la precipitació superi l’ETP les dues coincideixen. Quan laprecipitació és inferior a l’ETP, l’ETR pot estimar-se a partir de càlculs.

En el cas de Castelldefels (figura 30), suposant una capacitat del sòl pera la retenció de l’aigua de 100 mm, s’observa com a partir de mitjan febrers’inicia el període de disminució de la reserva d’aigua del sòl, i l’ETR éssuperior a la precipitació. Aquest període s’allarga fins al final de l’estiu(zona 1). A partir del setembre, les precipitacions de la tardor inicien larecàrrega del sòl, que s’allarga fins al febrer (zona 2). En aquest intervalde temps, la precipitació és sempre superior a l’ETR, es carreguen poc apoc l’aqüífer i el sòl, i quan aquest aqüífer està recarregat completament,

66


l’aigua precipitada ja no recarrega l’aqüífer i es converteix en escorrentiasuperficial en estar el sòl saturat d’aigua (zona 3). Hem de recordar queun delta és per definició una zona inundable. Sembla, de vegades, queaquest fet és oblidat a l’hora de dissenyar i desenvolupar algunes infraes-tructures i urbanitzacions.

Figura 30. Seqüenciació de la càrrega i descàrrega d’aigua al sòl (aqüífer) a Castelldefels.

7.4 Aproximació del clima de Castelldefels mitjançant índexs climàtics

Existeixen en climatologia diversos indicadors que defineixen de formasintetitzada els trets climàtics d’una regió. En alguns casos són petites isenzilles equacions matemàtiques que relacionen paràmetres climàtics igeogràfics, com ara la precipitació, la temperatura, o la latitud geogràfica;altres vegades, el clima queda definit a partir d’un criteri proposat i con-sensuat per la comunitat científica. Malgrat la senzillesa d’aquests indica-dors, pot resultar útils conèixer-los per comparar-los amb d’altres d’indretsdiferents. Així mateix, un sol indicador pot donar interpretacions errònies iconfuses del clima. Determinar un conjunt d’indicadors ens dóna una visiómés pròxima i real del clima en qüestió.

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Mesos

Qua

ntita

t d'a

igua

(mm

)

Prec ipitació

Evapotranspiració real

1

2

3

1. Disminució de la reserva de l'aqüífer2. Recarga del delta

3. Recarga/saturac ió i escorrentia

Així, s’han calculat els valors de diferents indicadors climàtics per aCastelldefels, i els hem comparat amb els d’observatoris propers, per teniraixí una visió dels valors dels índexs a l’entorn de Castelldefels. Per obte-nir validesa climàtica, tal com en casos anteriors, s’han considerat, a mésa més de les dades de Castelldefels, les de l’estació propera de Gavà enel període 1978-2005. A la taula 3 es mostren els índexs climàtics utilit-zats.

Taula 3. Diferents indicadors climàtics.

67


Índex Equació / Paràmetre Criteri/ Divisió del clima

dirÀ 04<LgnaL ed asedirA

40<L<160 Humit

L>160 Superhumit

rup latnenitnoC 001 =InosnnahoJ ed tatilatnenitnoC

I=0 Oceànic pur

Amplitud tèrmica anual DT=TM-Tm DT<10 Regular

10<DT<20 Moderat

DT>20 Extrem

derF C°5<TTlauna anajtim arutarepmeT

10<T<20 Temperat

T>20 Càlid

iràbuS 03<IennotraM ed asedirA

30<I<40 Transició

40<I<50 Subhumit

50<I<60 Humit

I>60 Hiperhumit

Rivas-Martínez per a It=10(T+Tm+TM) It<-30 Criomediterrani

inarretidemorO 06<tI <03- acitàmilcoib aerà’l rignitsid

inarretidemarpuS 012<tI <16ainàrretidem

211< It<350 Mesomediterrani

351< It<470 Termomediterrani

It>471 Inframediterrani .....

amilcoiB 03<Q<7 le ranimreted rep regebmE

inarretidem cipít tatïenarretidem ed uarg

del clima

14sin

6.1−

Δ=

ϕT

I

22

100

mM

estiu

TT

PQ

−=

10+=

T

PI

LP

T=

68


Amb els valors dels paràmetres meteorològics requerits per als índexs dela taula anterior, s’ha construït la taula 4, on es mostren els resultats d’a-quests índexs. Les dades representades en aquesta taula són:

P: precipitació anual de la sèrie 1978-2004

Pestiu: precipitació estival (juny, juliol i agost)

<TM>: mitjana de les temperatures màximes del mes més càlid

<Tm>: mitjana de les temperatures mínimes del mes més fred

<T>: mitjana de les temperatures anuals

Tany: amplitud tèrmica anual

Pantà de Foix Gavà-Castelldefels Begues Vilafranca

P 563 mm 642 mm 660 mm 526 mm

Pestiu 109 mm 108 mm 101 mm 98 mm

<TM> 29.4 °C 29.4 °C 28 °C -

<Tm> 12.6 °C 6.6 °C 0.6 °C -

<T> 15.3 °C 17 °C 13.2 °C 15.1 °CTemperat Temperat Temperat Temperat

Tany 16.5 °C 18.8 °C 16 °C 15.8 °CModerat Moderat Moderat Moderat

Lang 37 37 50 35Àrid Àrid Humit Àrid

Martonne 22 24 29 21Subàrid Subàrid Transició Subàrid

Rivas-Martínez 573 530 418 -Inframed. Inframed. Termomed.

Emberger 15 13 12,8 -Mediterrani Mediterrani Mediterrani

típic típic típic

Johansson 25.4 19 25 24Traces de Poc Traces de Traces decontinental continental continental continental

Taula 4. Resultat d’aplicar els índexs climàtics als observatoris de l’entorn del delta del Llobregat.

69


Amb tot, podem resumir el clima del delta del Llobregat en general, i deCastelldefels en particular, d’una manera molt simplificada i aproximada,sintetitzant la taula 4: Temperat en les temperatures i moderat en les varia-cions d’aquestes temperatures; entre àrid i subàrid, de vegetació autòcto-na inframediterrània. És, així mateix, un clima mediterrani típic, amb unatemperatura mitjana en el període 1978-2003 de 17,8 °C, i una precipita-ció irregular en el temps, de 645 mm de mitjana anual, que presenta unmàxim principal a la tardor i un de secundari a la primavera. L’estiu i enmenor mesura l’hivern són, en general, eixuts.

7.5 Descripció de les principals situacions sinòptiques associades afenòmens meteorològics destacables a Castelldefels

Existeixen determinades situacions sinòptiques que podríem anomenartipus, que acaben generant un determinat fenomen meteorològic, com araprecipitacions intenses, onades de calor i de fred, i tempestes severes, ique de vegades afavoreixen l’aparició de fenòmens no pròpiament mete-orològics, com els incendis forestals.

No vol dir això que aquests episodis meteorològics es generin només sotaaquestes configuracions sinòptiques, sinó que generalment són aquestesles desencadenants, però òbviament es poden produir per altres cir-cumstàncies.

7.5.1 Pluges torrencials

Les situacions sinòptiques associades a pluges torrencials al delta delLlobregat vénen donades per la presència d’una baixa pressió sobre elmar balear junt amb unes temperatures inferiors als –20°C a 500 hPa(5.500 m). Es donen sobretot a la tardor, amb una temperatura de l’aiguadel mar càlida, per sobre dels 23°C, i les primeres entrades d’aire fred enalçada. Els vents de component S i SE xoquen amb les muntanyes delmassís del Garraf i les serres de l’Ordal, actuant com a elements eleva-dors d’aquest aire càlid i humit de la massa d’aire mediterrània. Així doncs,tres són els ingredients de les precipitacions torrencials a Castelldefels:una aigua del mar calenta, que genera una massa d’aire càlida i humida;

70


una entrada de vent de llevant que produeix una advecció d’aire càlid ihumit; unes serralades pròximes que catapulten aquest aire cap amunt; iun darrer, una massa d’aire freda i relativament seca en les capes mitja-nes i altes de la troposfera, que genera una estratificació inestable de l’at-mosfera, i afavoreix la formació de núvols de gran desenvolupament verti-cal.

De vegades, però, les pluges torrencials a Castelldefels també estanassociades a la formació del sistema frontal davant de les costes del delta,per la interacció de dues masses d’aire ben diferents: una de freda provi-nent de la vall del Llobregat, i la massa càlida i humida de la Mediterrània.Aquest front, característic de la zona deltaica, és l’objecte d’estudi en elcapítol III.

En l’episodi del 22 d’octubre del 1982, mostrat en la figura 31, es van reco-llir precipitacions de l’ordre dels 100 mm en 24 h a Gavà i Begues.

superfície 500 hPa

Figura 31 Situació de pluges torrencials del 22-X-1982.

Figura 32. Inundacions al delta provo-

cades per les pluges de l’octubre del

2002.

71


7.5.2 Onades de calor

Una de les situacions d’onada de calor que poden presentar-se al delta éscom la del juliol del 1982, que va afavorir el gran incendi del massís delGarraf. En alçada, a 500 hPa, s’observa un potent anticicló a l’est de lapenínsula que, combinat amb la presència d’una baixa pressió davant lescostes de Lisboa, va impulsar vents del sud, d’origen saharià. En superfí-cie, apareix una baixa tèrmica sobre la Meseta castellana, fruit del calor, iuns vents encalmats sobre Catalunya. Aquesta situació, que es va perllon-gar durant 10 dies, va aportar valors de temperatura molt elevats: mínimesque a Barcelona no baixaren dels 28°C, i valors de 43 i 44°C a Lleida iTortosa, per posar alguns exemples.

Les situacions de vent de ponent en èpoques estivals també porten asso-ciades onades de calor, potser no tan persistents. Aquests vents de l’oestarriben a la costa central catalana molt secs i reescalfats, i comportentemperatures molt elevades acompanyades d’un molt baix grau d’humitat.Aquest fet, junt amb el vent fort, és una de les causes de l’alt risc d’incen-di a les muntanyes del Baix Llobregat i, en general, a la serralada litoral iprelitoral.

Figura 33. Cirerers pròxims a Castelldefels, al mes d’agost, afectats per l’onada de calor del

2003.

72


superfície 500 hPa

Figura 34. Situació durant l’onada de calor de 7-VII-1982.

7.5.3 Onades de fred i nevades

La situació sinòptica més important que genera fred intents i nevades aCastelldefels és l’advecció del nord-est. En aquesta configuració, apareixla clàssica W a 500 hPa, per la disposició de les isòbares al voltant d’unpotent anticicló situat al nord de les Açores. Sobre les Illes Balears sesitua una baixa pressió freda, i entre els dos centres d’acció, un correntfort d’isòbares, que provenen de l’interior de Rússia, de Sibèria, i que pro-dueixen una advecció d’aire molt fred i sec sobre Catalunya. El fort ventés fred i sec, i el cel es manté serè, el Sol lluu. Però en xocar aquestamassa d’aire seca i freda amb sistemes muntanyosos, com el Garraf il’Ordal, pot generar nuvolositat, per l’ascens d’aquest aire i el ràpid refre-dament, i provocar nevades febles. De vegades, però, la massa polar esmodifica en tenir un petit recorregut per la Mediterrània, carregant-se ambuna mica d’humitat, que es converteix en nuvolositat i nevades més impor-tants en arribar al delta del Llobregat. La figura 35 mostra la situació del28 de desembre del 1980.

73


Superfície 500 hPa

Figura 35. Situació durant l’onada de fred del 28-XII-1980.

7.5.4 Tempestes severes i tornados

El terme de tempesta severa o temps advers és utilitzat per descriuredeterminades situacions meteorològiques caracteritzades per l’aparicióde descàrregues elèctriques de forma gairebé contínua, de vent sostingutsuperior als 60 km/h, de precipitació acompanyada de calamarsa o pedra,i amb l’aparició d’esclafits, mànegues i tornados. No cal que tots aquestelements apareguin per definir una situació de tempesta severa, sinó queamb un ja n’hi ha prou. Les condicions meteorològiques per a l’apariciód’aquesta severitat són l’existència d’una inestabilitat molt marcada entreels diferents nivells de la troposfera, sobretot entre els nivells baixos i mit-jos de la troposfera; l’existència d’estrats d’aire sec en els nivells més altsde la troposfera, i humits en els baixos i, finalment, també ha d’existir uncisellament vertical del vent.

És sobretot durant la tardor que les condicions meteorològiques al deltadel Llobregat poden afavorir el creixement o el desenvolupament d’a-quests fenòmens meteorològics severs, com els ocorreguts el 7 i 8 desetembre del 2005, quan es van observar fins a 14 mànegues i tornados,associats a fortes tempestes multicel·lulars, o els del 15 de novembre delmateix any, amb la formació de fins a 7 mànegues.

Durant l’episodi del 7 i 8 de setembre del 2005, a Castelldefels es vanpoder identificar un tornado de baixa intensitat que va travessar el passeigmarítim i diverses mànegues dins del mar. Al límit del terme municipal de

74


Castelldefels, a tocar amb el port Ginesta, en aquell episodi es va obser-var un altre tornado que va produir algun ferit lleu i destroces importantsen terrasses i en el mobiliari urbà.

A banda de Castelldefels, a la terminal de càrrega de l’aeroport del Prates van observar fins a 7 mànegues, tres de les quals van tocar terra i vanproduir diferents destroces a l’aeroport. Viladecans i Sant Boi també vanveure’s afectades per aquest fenomen. A banda d’això, vents forts del nordi nord-est de fins a 130 km/h van afectar tot el delta del Llobregat, unexemple de la virulència de les tempestes que es van desenvolupar.

Els mecanismes atmosfèrics que generen els tornados no es coneixen bédel tot. Se sap que estan associats a les tempestes, quan entren en laseva fase final: concentren molta energia i l’aire humit, en un ràpid ascenscap a la base del cumulonimbus, es condensa i allibera tota l’energia queportava, proporcionant molta energia al núvol de tempesta. Però de vega-des se n’han format amb núvols de poc desenvolupament vertical, ambnúvols aparentment “inofensius”. El lloc del planeta on més s’han estudiatés a les planures dels Estats Units. En aquests indrets, els corrents d’airetropical humit, provinents del golf de Mèxic, entren en contacte amb elscorrents d’aire sec dels deserts del sud-oest dels Estats Units. La fronte-ra entre la barreja d’aquestes masses d’aire, que circulen a gran velocitat,i amb unes característiques ben diferents de temperatura i humitat, escreu que és la causa que genera els tornados.

A casa nostra, al final de l’estiu i durant la tardor, la massa d’aire dominanta la zona del delta del Llobregat és càlida i humida, la massa d’aire medi-terrània. L’arribada de sistemes frontals i línies d’inestabilitat, amb unamassa d’aire al darrere més freda, es veu reforçada en arribar a la línia dela costa del delta. El xoc de les dues masses d’aire, que com s’indica enel capítol III és la causa de que al delta hi hagi un augment de la precipi-tació anual respecte a zones veïnes, genera una convergència d’aire a lescapes baixes de la troposfera i, d’aquesta manera, un ascens, de vegadesvirulent, de l’aire càlid i humit de la Mediterrània i la formació de nuclis detempesta. En el cas de l’episodi de setembre del 2005, la massa d’airefred del nord i nord-est va xocar amb la massa d’aire càlida i humida, queen aquell cas prenia la direcció de llevant. D’aquesta forma es va formaruna línia d’inestabilitat que separava les dues masses d’aire al delta, alvoltant de la qual es van desenvolupar tempestes severes, que, a més a

75


més dels tornados, mànegues i vents forts, van provocar precipitacionsintenses, amb inundacions locals.

Figura 36. En els episodis dels tornados i mànegues del setembre del 2005, dues masses

d’aire van convergir al delta.

Figura 37. Tornados i tempestes

de l’episodi del setembre del

2005.

76


7. 5.5 Incendis forestals

Són complexes les situacions que generen i afavoreixen els incendisforestals, però les condicions meteorològiques hi tenen un paper fona-mental. Castelldefels es troba al peu dels massisos del Garraf i de l’Ordal,i el foc ha calcinat diverses vegades aquestes muntanyes.

En general, existeix una estreta relació entre el començament des gransincendis forestals i la situació sinòptica dominant. Els grans incendis fores-tals, els que superen les 500 ha cremades, i que més d’una vegada hanconvertit en cendres bona part del Parc Natural del Massís del Garraf, finsal terme de Castelldefels, s’han generat sota unes condicions meteorolò-giques ben definides, que podríem dir-ne de risc. Aquests grans incendisrepresenten l’1% dels produïts, però són els responsables de més de tresquartes parts de la superfície cremada (Montserrat D., 1998). Algunsexemples de grans incendis al Parc Natural del Massís del Garraf són eldel 7 de juliol de 1982, o el del 9 d’abril de 1994.

Figura 38. Incendi als contraforts del Garraf, prop de Castelldefels.

77


Per preveure l’esclat dels grans incendis forestals del terme deCastelldefels, dins del massís, cal, a banda d’una òptima gestió forestal,conèixer les condicions meteorològiques que els poden afavorir.L’orografia, complexa en alguns punts del massís, representa un risc locali permanent. El combustible, un risc regional i periòdic. Les condicionsmeteorològiques són un risc general i esporàdic.

Són aquestes condicions meteorològiques adverses de dies molt concretsles que generen i afavoreixen l’activitat dels grans incendis forestals.Conèixer aquestes condicions pot permetre adoptar les mesures conve-nients, i posar en situació d’alerta els mecanismes que es considerin opor-tuns.

De la mateixa manera que hi ha situacions sinòptiques que ens permetenpronosticar l’arribada d’onades de fred, de calor i de pluges, entre altres,també n’hi ha que permeten pronosticar unes condicions de màxim riscd’incendi forestal.

Normalment, durant el període estival, però de vegades també a la prima-vera i/o a principis de la tardor, es presenten tres situacions sinòptiquesbàsiques que generen un alt risc d’incendi forestal en alguna zona delmassís del Garraf i de l’Ordal:

I - Situacions amb advecció del nord-est

II - Situacions amb advecció de l’est

III - Situacions amb adveccions del sud

I - Situació amb advecció del nord-est

Aquesta situació sinòptica és la que va generar el gran incendi del 9 d’a-bril del 1994. Típicament, en aquesta configuració sinòptica, les baixespressions se solen situar sobre el continent europeu, impulsant vents fortsde component nord-est en superfície, i de ponent, de l’est, en alçada (apartir de 850 hPa).

78


Al massís del Garraf hi arriben vents forts del nord-est, secs i amb unatemperatura alta, superior a la normal, tant en superfície com en alçada.El mestral de les Terres de l’Ebre s’estén fins al delta del Llobregat. L’altrisc és general i són la zona nord, la nord-oest i l’oest del massís les demés alt risc.

La figura 39 mostra la situació sinòptica del 9 d’abril del 1994.

Figura 39. Situació sinòptica durant l’episodi d’incendis del 9-IV-1994.

II - Situacions amb advecció de l’est

Aquesta situació sinòptica genera un molt alt risc d’incendi arreu del mas-sís del Garraf, però són la part occidental i litoral del massís les de mésalt risc. És, per tant, la situació que més afecta, si pot ser, les muntanyesde l’entorn més immediat de Castelldefels.

Aquesta situació es caracteritza per una circulació zonal de l’aire sobre lapenínsula Ibèrica, vents que bufen d’oest cap a est en alçada (850, 500hPa). Aquests vents, però, també poden donar-se en superfície, encaraque no sempre és així. Aquest fort flux de l’oest fa que a la façana medi-terrània l’aire arribi molt reescalfat i ressec, després d’haver recorreguttota la península, haver perdut gairebé tota la humitat i haver-se escalfatmolt, com a conseqüència de l’anomenat efecte Föhn. En arribar al litoral,impedeix la formació de la marinada estival, tan típica a Castelldefels, ique hi hagi l’aportació d’humitat a la vegetació de les muntanyes d’aques-ta població. Aquestes situacions no acostumen a durar més d’un parell dedies, però deixen molt sec l’ambient, fet que provoca un augment de

79


l’estrès hídric de la vegetació i pot generar un augment de la quantitat decombustible, i això augmenta el risc d’incendi un cop ha finalitzat l’episo-di en qüestió. La situació s’agreuja si no hi ha precipitacions que tornin ahidratar de manera important els vegetals durant els dies propers.

III - Situacions amb advecció del sud

Aquesta és la situació que ha generat els més grans incendis forestals aCatalunya en el període 1980-98. Hi havia una situació d’aquest estildurant el gran incendi que va cremar pràcticament la totalitat del ParcNatural del Garraf, el 7 de juliol del 1982 (figura 34).

Les situacions del sud estan vinculades a la presència d’una depressiófreda sobre l’Atlàntic, al nord de les illes Açores, que genera en alçada (500hPa) una advecció del sud-est sobre Catalunya, provocant que a 850 hPaels vents siguin de component sud, i que impulsin aire procedent del desertdel Sàhara. En superfície, aquesta advecció no queda definida i apareixuna zona de pantà baromètric, sense vents sinòptics. Les temperatures sónextremadament càlides i la humitat baixíssima. En superfície no hi ha ventsinòptics, però sí que poden haver-ne a escala local, fins a una moderadaintensitat, fet que agreuja el risc d’incendi forestal. El matalàs d’aire càlid enalçada impedeix la formació de nuvolositat, i a les altes temperatures i bai-xíssima humitat, se’ls ha de sumar la forta radiació solar de l’estiu.

En aquestes configuracions sinòptiques del sud, cal distingir el cas corres-ponent al pas simultani d’un sistema frontal, que viatja d’oest a est.Aquests fronts poden desplaçar les masses d’aire càlid i sec situades al’interior de la península Ibèrica cap al litoral mediterrani, i agreujar el riscd’incendi forestal.

La durada d’aquestes situacions és variable, des d’un parell de dies fins auna setmana o més, però amb intermitències pel que fa a la intensitat dela calor i la sequedat.

Les muntanyes de l’entorn de Castelldefels, els contraforts del massís delGarraf, es veuen afectades per aquestes situacions del sud, tant amb pascom sense pas de sistemes frontals. De manera general, podríem dir quequan es presenten aquestes situacions del sud, el risc d’incendi augmen-

80


ta amb l’altitud i la continentaliat (l’altiplà de Begues, la zona nord del mas-sís, les serres de l’Ordal), sense deixar de ser una zona d’alt risc d’incen-di a les muntanyes de Castelldefels.

En les situacions del sud sense pas de front, el risc d’incendi forestal ésmajor a la part oriental del massís del Garraf, mentre que quan coincideix lasituació sinòptica del sud amb el pas d’un sistema frontal, la zona de màximrisc es desplaça cap a la zona occidental i nord-occidental del massís.

En la taula 5 es mostra un petit resum de les situacions sinòptiques d’altrisc d’incendi al massís del Garraf.

Taula 5. Quadre de les situacions sinòptiques associades al màxim risc d’incendi forestal al

massís del Garraf.

Situació sinòptica típica Descripció general Zones de màxim risc

NW

Forts vents del nord-est en

superfície i de l’est en alçada,

reescalfats i secs.

Part nord del massís.

W

Vents de l’est, càlids i secs

com a conseqüència de l’e-

fecte Föhn, després de recó-

rrer la península Ibèrica.

Part occidental i litoral

del massís.

S

En superfície, pantà baromè-

tric amb absència de vents

sinòptics. En alçada, advec-

ció d’aire càlid i sec saharià.

En superfície, vents locals.

Pot passar simultàniament un

sistema frontal d’oest a est,

que arrossega aire càlid i sec

de l’interior peninsular.

Depressió sobre l’Atlàntic i

anticicló sobre Europa.

Amb la simultaneïtat del

pas d’un front, la part

occidental i nord-occi-

dental. Sense pas del

front, la part oriental.

81


CAPÍTOL III.

L’ANOMALIA PLUVIOMÈTRICA DEL DELTA

8.- Pluviometria al delta del Llobregat

L’aigua està estretament relacionada amb el delta del Llobregat. Ja l’o-rigen d’aquesta zona, on viuen més de 250.000 persones i creuada permoltes i importants infraestructures, està relacionat amb aquest ele-ment. Efectivament, els sediments que de manera constant ha anataportant el riu Llobregat al llarg dels segles, han configurat el delta queavui coneixem. Sota d’aquest delta, l’aqüífer conté una reserva moltimportant d’aigua, cabdal per a l’agricultura del delta i per a determina-des activitats industrials. A més a més, les pluges, sovint torrencials,també hi exerceixen un paper destacat.

De les diferents variables meteorològiques i els valors corresponentspresentats en capítols anteriors, la precipitació és la que presenta uncomportament diferenciat respecte als valors de les zones properes,sobretot a les àrees més del sud i nord-oest, a les comarques delGarraf, al Baix i l’Alt Penedès, però també respecte a les delBarcelonès, al nord-est. Aquest comportament diferenciat s’evidenciaen els valors anuals de la precipitació, però sobretot en els de la tardor.Aquesta darrera estació és la que presenta uns valors més heterogenisentre la precipitació del delta del Llobregat en general i la deCastelldefels en particular, i les de les comarques veïnes. L’estiu, la pri-mavera i l’hivern, en aquest ordre, presenten uns valors molt homoge-nis, i la pluviometria del delta resulta així força semblant a la de lescomarques veïnes.

La raó que apunta com a possible explicació d’aquesta anomalia plu-viomètrica, així l’anomenarem a partir d’ara, cal cercar-la en l’existèn-cia d’una configuració geogràfica ben definida, sota la qual actuen dife-rents variables meteorològiques i ambientals, les quals generen la for-mació de nuvolositat i de precipitació des del final de l’estiu fins a l’hi-vern, però sobretot al llarg de la tardor. Aquests elements geogràficssón la vall del Llobregat, la plana deltaica, el massís del Garraf-Ordal ila Mediterrània.

82


8.1 Anàlisi de la precipitació a l’entorn del delta del Llobregat

Àmbit geogràfic d’estudi

El delta del Llobregat és una extensió plana, sense gairebé desnivell, quequeda limitada per ponent i pel nord pels contraforts de les serres delGarraf i de l’Ordal. A llevant, fa frontera amb la vall baixa del riu Llobregat,pel pla de Barcelona, amb la muntanya de Montjuïc en primer terme, i capa mitjorn, amb la Mediterrània.

Figura 40. Àmbit geogràfic d’estudi i observatoris meteorològics emprats.

Per iniciar l’anàlisi de la precipitació al delta, s’ha realitzat primeramentuna quantificació de les estacions pluviomètriques disponibles, no nomésa la plana deltaica, sinó també a les comarques veïnes, amb l’objectiu decomparar amb els valors d’aquestes comarques, un cop homogeneïtza-des les sèries. Així, s’han classificat i construït dues sèries temporals dedades pluviomètriques de diferent longitud. Una, amb inici l’any 1978 i finsal 2005, formada per 6 observatoris, i l’altra, amb inici el 1996, formadaper 12 pluviòmetres, entre els quals hi ha el del municipi de Castelldefels.Aquesta darrera sèrie, malgrat la seva brevetat temporal i, per tant, amb

83


uns resultats no vàlids des del punt de vista climàtic, és interessant tenir-la en compte perquè conté les dades pluviomètriques de la vall deVallgrassa, en ple cor del massís del Garraf, el qual té un paper fonamen-tal en aquesta anomalia pluviomètrica, i de Castelldefels, observatori mésoccidental del delta del Llobregat, on els fenòmens meteorològics tenenun impacte important en les infraestructures i les activitats turístiques.

Tot i la falta de validesa climàtica d’aquests darrers observatoris (taula 7),aquestes dades ens ajuden a acabar de perfilar la tendència que ensdonen els de les sèries amb 27 anys de dades (taula 6), i per tant gaire-bé amb validesa climàtica (l’OMM aconsella un mínim de 30 anys dedades).

ESTACIÓ P. ANUAL P. PRIMAVERA P. ESTIU P. TARDOR P. HIVERN RÈGIM

PLUVIOMÈTRIC

Begues 669 166 101 250 152 TPHE

Canyelles 562 130 107 202 123 TPHE

Cubelles 503 106 97 195 105 TPHE

Fabra (Bcn) 628 144 112 246 126 TPHE

Foix (pantà) 560 128 109 213 110 TPHE

Gavà-

Castelldefels 645 140 108 261 136 TPHE

Vilafranca 581 182 98 197 104 TPHE

Taula 6. Estacions pluviomètriques: 1978-2005 (dades en mm). Per poder comparar les

sèries pluviomètriques de diferents observatoris cal que siguin sèries homogènies. Han de

començar i concloure en els mateixos anys.

84


ESTACIÓ P. ANUAL

Aeroport Prat 621

Begues 669

Cantallops 583

Castelldefels 641

Canyelles 585

Cubelles 471

Fabra (Bcn) 629

Foix (pantà) 571

Gavà 638

Sitges 523

Vilafranca 562

Vallgrassa 693

Taula 7. Estacions pluviomètriques per al període 1996-2005 (dades en mm).

Precipitació estacional

Amb els observatoris de la taula 6 s’ha calculat la precipitació mitjana enels 27 anys de dades disponibles per a les quatres estacions de l’any. Elcomportament pluviomètric d’aquests observatoris es mostra en la figura41. Tot i que les dades denoten un comportament similar en tots aquestsobservatoris, s’observen diferències importants.

Hi ha quatre observatoris, els de Vilafranca, pantà de Foix, Canyelles iCubelles, que presenten una tendència pluviomètrica bastant similar, però lade Cubelles resulta molt més seca. Aquesta semblança en les precipitacionses dóna sobretot a l’estiu, la tardor i l’hivern. A la primavera, a Vilafranca laprecipitació és més marcada, i és la zona que en rep més. Els observatorisde Begues i Gavà (i també Castelldefels) presenten unes precipitacions sem-pre superiors a la resta, molt desmarcades a la tardor, i en menor mesura al’hivern. Durant l’estiu el règim pluviomètric és similar arreu, ja que les tem-pestes d’estiu, en línies generals, no afecten més unes zones que altres.

85


Figura 41. Distribució estacional de la precipitació en els observatoris de la taula 1.

En aquesta figura 41 hom pot observar també com el règim pluviomètricés idèntic per a totes les estacions analitzades. Segueixen el típic règimdel clima mediterrani costaner, amb un màxim pluviomètric a la tardor, unde secundari a la primavera, i dos de mínims a l’hivern i a l’estiu, respec-tivament.

Precipitació anual

Malgrat la diversitat de valors i el diferent repartiment de la precipitació, lairregularitat en la precipitació mitjana anual és la mateixa per a tots elsobservatoris, tal com es mostra a la figura 42. És a dir, els anys secs sónsecs arreu, així com els plujosos també ho són per a tots els indrets del’entorn del delta del Llobregat i del massís del Garraf. Aquest sistemamuntanyós no actua, com passa en altres serralades, com un sistemagenerador de precipitacions, formant nuvolositat cumuliforme i aportantprecipitacions molt localitzades, però sí que actua com un element distri-buïdor de la pluja, i les comarques al sud i nord-oest d’aquestes muntan-yes resulten més seques que el delta del Llobregat.

0

50

100

150

200

250

300

Primav

era

Estiu

Tardo

r

Hivern

Pre

cipi

taci

ó es

taci

onal

(mm

)

Begues

Canyelles

Foix

Gavà-Castelldefels

V ilafranca

Cubelles

Fabra

86


Figura 42. Evolució temporal de la precipitació mitjana anual (1978-2005). La tendència és

similar per a tots els observatoris, però no la quantitat de precipitació

Detecció de l’anomalia pluviomètrica: distribució de la precipitacióanual

Cal destacar, doncs, una major precipitació anual en els observatorissituats a l’est del massís del Garraf: se superen els 600 mm a Gavà-Castelldefels, en ple delta del Llobregat, i a Begues, aquest darrer obser-vatori a 400 metres sobre el nivell del mar, i per tant amb una pluviome-tria major a causa del factor orogràfic. A l’oest del delta també s’observaaquesta diferent pluviometria. Així, a l’observatori Fabra de Barcelonatambé se superen aquests 600 mm de precipitació anual, però és lleuge-rament inferior a la pluviometria de Gavà-Castelldefels: efectivament, l’ob-servatori Fabra, situat a més de 400 metres sobre el nivell del mar, pre-senta una precipitació de 621 mm en el període 1996-2005, inferior als641 de Castelldefels. Cal tenir en compte que la precipitació del’Observatori Fabra de Barcelona està influenciada per l’alçada, i que pertant seria d’esperar que fos major que la de Castelldefels, com passa ambel cas de Begues. Tot i la diferència d’altitud, la precipitació deCastelldefels és marcadament superior.

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1978

1980

1982

1984

1986

1988

1990

1992

1994

1996

1998

2000

2002

Any

Pre

cipi

taci

ó (m

m)

Pnatà de FoixCanyellesCubellesGavà-CastelldefelsVilafranca

87


Al nord i nord-oest del delta, també hi trobem importants diferències. AVilafranca, a una vintena de quilòmetres de Castelldefels, la precipitacióanual és notablement més minsa, se situa de mitjana en els 562 mm, i aCantallops en 583 mm, molt inferiors als 641 mm de Castelldefels.

El cas més extrem el trobem comparant la pluviometria de Sitges i la deCastelldefels. Són 122 mm menys la precipitació de Sitges respecte a lade Castelldefels en aquest període. Sorprèn aquesta marcada diferènciaen una distància tan sols d’una quinzena escassa de quilòmetres. Lesmuntanyes del massís del Garraf separen els dos municipis, exercint dedistribuïdores de la precipitació.

En la figura 43 es mostra el mapa d’isohietes que sintetitza els resultatsde les taules 6 i 7. S’observa clarament aquest repartiment de la precipi-tació mitjana anual al voltant del massís del Garraf, i com al delta delLlobregat apareix un màxim relatiu de precipitació. Deixant de banda l’in-crement de la precipitació a causa de l’alçada, que explicaria els valors deBegues i Vallgrassa, a la zona compresa entre Castelldefels i el Prat s’in-tueix un màxim pluviomètric superior al de les zones pròximes. Podemparlar, doncs, de l’existència d’una anomalia pluviomètrica al delta delLlobregat.

Figura 43. Isohietes de precipitació anual (en mm) en el període 1996-2005.

88


Aquesta irregularitat espacial de la precipitació en una àrea geogràfica tanpetita apunta a l’existència d’algun fenomen meteorològic de petita esca-la, en el qual intervinguin els elements que caracteritzen aquesta àreageogràfica: una plana deltaica, un mar proper d’aigües càlides al final del’estiu i durant la tardor, i fins i tot de vegades al principi de l’hivern, unesmuntanyes que tanquen el delta per ponent i pel nord, i una vall d’un riucom el Llobregat propera i ampla, que pràcticament des de Montserrat vaen línia recta sense obstacles destacables cap a la Mediterrània. Ambaixò, tot apunta a la possible formació d’un sistema frontal superficial endeterminades èpoques de l’any, fonamentalment a la tardor, a causa de laconfiguració dels diferents elements geogràfics i d’unes condicions mete-orològiques adequades. Més endavant s’explicarà aquest fenomen, possi-ble responsable d’aquesta anomalia pluviomètrica.

8.2 Comparació de la precipitació anual en els diferents observatoris

Els mecanismes atmosfèrics generadors de precipitació als observatorisanalitzats no són els mateixos. Sembla, com ja s’ha comentat, que el mas-sís del Garraf actuï com un element modificador de la precipitació entre lapart est i nord-est d’una banda, i l’oest, nord i sud-oest, de l’altra, i quedetermini que al delta del Llobregat hi hagi un màxim en la precipitació.

A fi de corroborar aquet fet, les figures 44 a 49 mostren la relació entre lesprecipitacions anuals de dos observatoris. La línia discontínua indica l’e-quiprecipitació, és a dir, aquells anys en què la precipitació és la mateixaen els observatoris analitzats. Els punts representen la precipitació anualen cada observatori, des del 1978 fins al 2005. En total, 27 punts querepresenten els darrers 27 anys.

89


Figura 44. La precipita-

ció gairebé sempre és

superior a Gavà, al

delta del Llobregat,

situat a l’est del massís

del Garraf, que al

pantà de Foix, situat a

l’oest d’aquest massís.

Figura 45. En aquests

cas, la diferència de

precipitació entre els

dos municipis costa-

ners encara és més

marcada.

Figura 46. Entre l’est i

el nord del massís, les

diferències pluviomètri-

ques també són molt

marcades.

300

400

500

600

700

800

900

300 400 500 600 700 800 900 1000

Precipi tació Gavà-Caste lldefels (mm)

Pre

cipi

taci

ó P

antà

de

Foi

x(m

m)

300

400

500

600

700

800

900

1000

300 400 500 600 700 800 900 1000

Precipi tació Gavà-Caste lldefels (mm)

Pre

cip

itaci

ó C

ub

elle

s (m

m)

300

400

500

600

700

800

900

1000

300 400 500 600 700 800 900 1000

Precipi tacó Gavà-Castel ldefels (mm)

Pre

cipi

taci

ó V

ilafr

anca

(m

m)

90


Figura 47. Les diferèn-

cies entre el nord i l’o-

est del massís no són

tan marcades. Els

punts blaus (la precipi-

tació anual) se situen

al voltant de la línia d’e-

quiprecipitació. Els

anys són aproximada-

ment igual de plujosos.

Figura 48. Entre

aquests dos observato-

ris, les diferències no

són tan marcades.

Figura 49. La precipita-

ció a Gavà-

Castelldefels és lleuge-

rament superior a la de

l’observatori Fabra de

Barcelona, situat

aquest darrer observa-

tori a més de 400

metres d’alçada.

300

400

500

600

700

800

900

300 400 500 600 700 800 900

Precipi tació Vi lafranca(mm)

Pre

cipi

taci

ó P

antà

de

Foi

x(m

m)

300400

500600

700

800900

1000

300 400 500 600 700 800 900 1000

Precip itació Cubelles (mm)

Pre

acip

itaci

ó V

ilafr

anca

(mm

)

400

500

600

700

800

900

1000

1100

400 500 600 700 800 900 1000 1100

Precipitació Fabra (mm)

Pre

cipi

taci

o G

ava-

Cas

telld

efel

s

91


8.3 Comparació de la precipitació estacional en els diferents obser-vatoris

Durant el final de l’estiu, i sobretot a la tardor, les nits comencen a ser llar-gues i s’inicia un refredament del sòl. L’aire de l’interior, de les valls i mun-tanyes del prelitoral, en refredar-se és canalitzat pels torrents i rieres cap ala vall del Llobregat, per la qual flueix, pràcticament des de Montserrat finsa la desembocadura, i esdevé un autèntic corredor de l’aire fred nocturn. Enarribar al delta, aquests aire fred s’eixampla i entra en contacte amb unamassa d’aire més càlida, la massa d’aire mediterrània, i es forma un siste-ma frontal superficial fred, que sota determinades condicions pot provocarprecipitacions. Aquest front queda limitat per les muntanyes del massís perl’oest, al peu de les costes del Garraf, on les muntanyes s’aixequen demanera sobtada de la Mediterrània i actuen com un element divisor i distri-buïdor de la precipitació anual, i per Montjuïc i el pla de Barcelona per l’est.

Amb aquesta hipòtesi com a mecanisme generador de l’anomalia plu-viomètrica, que serà represa més endavant, tot seguit es mostra una anà-lisi comparativa de la precipitació de diferents observatoris de l’entorn delmassís del Garraf i del delta del Llobregat al llarg de les quatre estacionsde l’any, per poder així precisar si és realment la tardor l’estació en quèl’anomalia pluviomètrica es fa més palesa. Com en casos anteriors, l’ob-servatori que representa el delta del Llobregat és el de Gavà-Castelldefels, ja que els gairebé 30 anys de dades permeten extreurevalors amb una significació climàtica rellevant.

8.3.1 Pluviometria a l’estiu (mesos de juny, juliol i agost)

En línies generals, la precipitació estival no sembla presentar un màxim plu-viomètric al delta, i és bastant homogènia. Les precipitacions d’aquesta esta-ció són, fonamentalment, causades per tempestes, que tot i que normalmentes precipiten de forma molt localitzada, al llarg dels anys afecten uniforme-ment arreu del massís. Així ho indiquen els gràfics 50 a 53, en els quals laprecipitació estival dels diferents observatoris no sembla, a excepció d’algunany aïllat, desviar-se clarament de la línia discontínua d’equiprecipitació. Aixídoncs, les tempestes d’estiu no són, en línies generals, modificades per capelement, i no existeix cap anomalia al delta en aquesta estació.

92


Figura 50. Comparació entre

la precipitació de Foix i la del

delta.


la precipitació de Cubelles i la

del delta.


la precipitació de Vilafranca i

la del delta.


la precipitació de Foix i la de

Vilafranca.

0

100

200

300

400

0 100 200 300 400

P estiu Gava-Castelldefels (mm)

P e

stiu

Pan

ta d

e F

oix

(mm

)

050

100150200250300350

0 50 100 150 200 250 300 350


P e

stiu

Cub

elle

s (m

m)

0

50

100

150

200

250

0 50 100 150 200 250 300


P e

stiu

Vila

fran

ca (m

m)

050

100150200250300350

0 50 100 150 200 250 300 350

P. estiu Vilafranca (mm)

P. e

stiu

Foi

x (m

m)

93


8.3.2 Precipitació a la tardor (mesos de setembre, octubre i novembre)

Les figures 54 a 57 resulten prou interessants. Durant la tardor, la precipi-tació és, la majoria d’anys, notablement superior al delta del Llobregat(observatori de Gavà), emplaçat a l’est del massís del Garraf, que a laplana del Penedès (Vilafranca), al nord del massís del Garraf, i que aCubelles, al sud-oest del massís (figures 56 i 57). Així mateix, la precipi-tació de tardor no presenta, a grans trets, diferències importants entrealtres punts de l’entorn del massís. Així ho mostren els gràfics 54 i 55, enels quals podem observar com, entre el nord i el sud-oest del massís, laprecipitació és molt similar. Només Gavà, en ple delta, i l’altiplà deBegues, a 400 metres d’altitud, presenten uns valors clarament superiorsa la resta (comparables entre si) i, com ja s’ha comentat, en aquest darrercas de Begues, l’alçada sobre el nivell del mar hi té un paper important.

Les precipitacions de la tardor són generades, fonamentalment, per entra-da d’aire càlid i humit de llevant, de l’est, que en ascendir troba aire rela-tivament més fred, i es generen núvols de desenvolupament vertical, queprovoquen pluges quantioses. Aquestes llevantades arriben més desgas-tades a la part nord del massís del Garraf i de l’Ordal que al delta, a causade l’orografia del massís, raó per la qual la precipitació és més minsa enaquestes zones. Però existeix quelcom que fa que a Cubelles i Foix,situats a prop de la costa, i per tant afectades directament per les llevan-tades, com el cas de Gavà i Castelldefels, hi plogui menys en aquestaestació. És aquí on intervé la formació del front superficial mesoescalardel delta, relativament freqüent en aquesta època, el qual provocaria mésprecipitacions a la plana deltaica.

Figura 54. Comparació

entre la precipitació de Foix

i el delta.

0

100

200

300

400

500

600

0 100 200 300 400 500 600

P tardor Vilafranca (mm)

P ta

rdor

Pan

tà d

e F

oix

(mm

)

94



entre la precipitació de

Cubelles i Vilafranca.



Cubelles i el delta.



Vilafranca i el delta.

8.3.3 Precipitació a l’hivern (mesos de desembre, gener i febrer)

En les figures 58 i 61 s’observa com, en comparar les precipitacions hiver-nals entre Foix i Vilafranca, i Cubelles amb Vilafranca, es reparteixenseguint, aproximadament, la línia discontínua d’equiprecipitació. En canvi,si procedim de la mateixa maenra, i comparant la pluja d’aquests obser-vatoris amb la de Gavà-Castelldefles, s’observa com les precipitacions

0

100

200

300

400

500

600

0 100 200 300 400 500 600

P tardor Vilafranca (mm)

P ta

rdor

Cub

elle

s (m

m)

0100200300400500600

0 100 200 300 400 500 600

P tardor Gavà-Castelldefels (mm)

P ta

rdor

Cub

elle

s (m

m)

0

100

200

300

400

500

0 100 200 300 400 500

P tardor Gavà-Castelldefels (mm)

P ta

rdor

Vila

fran

ca (

mm

)

95


durant l’hivern se situen, en general, per sota d’aquesta línia d’equipreci-pitació. Així doncs, sembla que les precipitacions hivernals són superiorsa les parts est i nord-est del massís que al nord, l’oest i el sud-oest d’a-quest massís. La raó d’aquest fet cal cercar-la en el mateix fenomen quea la tardor la formació del sistema superficial, a causa de l’existència d’unmarcat contrast entre la massa d’aire mediterrània situada sobre el delta il’aire relativament fred que descendeix per la vall del Llobregat.


entre la precipitació de Foix

i Vilafranca.



Cubelles i Vilafranca.



Cubelles i el delta.

050

100150200250

300350

0 100 200 300 400

P hivern Vilafranca(mm)

P h

iver

n F

oix

(mm

)

050

100150200250

300350

0 100 200 300 400

P hivern Vilafranca(mm)

P h

iver

n C

ubel

les

(mm

)

0

100

200

300

400

0 50 100 150 200 250 300 350

P hivern Gavà-Castelldefels (mm)

P h

iver

n C

ubel

les

(mm

)

96




el delta.

8.3.4 Precipitació de primavera (mesos de març, abril i maig)

Les precipitacions primaverals estan associades, generalment, al pas desistemes frontals associats a baixes pressions, els quals són més actiuscom més al nord: per això, en aquesta època de l’any, és a Vilafranca onla precipitació presenta un màxim respecte a d’altres zones de l’entorn delmassís del Garraf, i sobretot al delta del Llobregat. Cubelles i Foix, a l’o-est i al sud-oest del massís, enregistren precipitacions inferiors a les deVilafranca, al nord d’aquest massís. La precipitació del nord del massístambé supera, en general, la del delta del Llobregat.

El massís del Garraf també actua com un element distribuïdor de les pre-cipitacions a la primavera. Els fronts provinents del nord i nord-est afectenmés el nord del massís i arriben més desgastats a la resta de zones delmassís.


la precipitació de Foix i

Vilafranca.

0

100

200

300

400

0 50 100 150 200 250 300 350

P hivern Gavà- Castelldefels (mm)

P h

iver

n V

ilafr

anca

(m

m)

050

100150200250

300350

0 50 100 150 200 250 300 350

P primavera vilafranca (mm)

P p

rimav

era

Foi

x (m

m)

97



la precipitació de Cubelles i

Vilafranca.


la precipitació de Cubelles i

el delta.



el delta.

050

100150200250

300350

0 50 100 150 200 250 300 350

P primavera vilafranca (mm)

P p

rimav

era

Cub

elle

s (m

m)

050

100150200250300350

0 50 100 150 200 250 300 350

P primavera Gavà-Castelldefels (mm)

P p

rimav

era

Cub

elle

s (m

m)

050

100150200250300350

0 50 100 150 200 250 300 350

P primavera Gavà-Castelldefels (mm)

P p

rimav

era

Vila

fran

ca

(mm

)

98


Taula 8. Resultats de l’anàlisi de la precipitació a l’entorn del delta.

8.4 Anàlisi d’altres variables associades a la precipitació

Segons s’ha vist en una primera anàlisi de la precipitació al delta delLlobregat, existeix una diferència pluviomètrica, en la qual el massís delGarraf actua com un element geogràfic que determina aquesta anomalia.Resulta interessant analitzar altres paràmetres relacionats amb la precipi-tació per corroborar possibles diferències.

8.4.1 El nombre de dies de pluja

Analitzant el nombre mitjà de dies anuals de precipitació s’observa tambéaquesta anomalia pluviomètrica del delta, i com el massís del Garraf actuacom un element divisor de la precipitació. S’entén per dia de pluja aque-lles jornades en què la precipitació ha superat els 0,5 mm. En la sèrie

Estació Distribució precipitació Situació típica

Primavera

Major al nord del massís i llegu-

rament inferior a l’est, al delta

del llobregat. Notablement infe-

rior a l’est i sud-est.

Pas de fronts, més actius com

més al nord.

Estiu

No hi ha distribució. Les preci-

pitacions són semblants arreu

del massís.

Tempestes i pluges de núvols

convectius.

Tardor

Major precipitació a l’est del

massís, al delta del Llobregat.

Semblant a la resta: nord, est i

sud-est.

Llevantades i formació del

front superficial mesoescalar.

Hivern Molt similar a la tardor

Pas de fronts i baixes pres-

sions. Allargament de la tem-

porada de formació del siste-

ma frontal superficial.

99


1978-2005, hi ha un major nombre de dies de precipitació en els observa-toris de l’est i nord-est del massís (Gavà-Castelldefels i Begues) respectea la resta (Sitges, Canyelles, Vilafranca), i en algun cas amb diferènciesde fins a 30 dies, com és el cas de Gavà-Castelldefels (delta delLlobregat) i el de Canyelles (al sud-oest del massís). La taula 9 mostraaquests resultats.

Observatori Nombre anual de dies de pluja

Gavà-Castelldefels 81

Begues 83

Sitges 73

Canyelles 51

Vilafranca 70

Taula 9. Nombre mitjà de dies de precipitació (1978-2005).

8.4.2 Percentatge de pluja estacional

Per completar aquesta anàlisi de la distribució de la precipitació estacional,la taula 10 mostra el percentatge de precipitació en cada època de l’any, ésa dir, quina és la contribució de cada estació de l’any al conjunt de la preci-pitació anual. És de destacar com a l’estiu aquesta contribució és força simi-lar per a tots els observatoris, mentre que a la tardor, a Gavà-Castelldefels,es precipita el 40% de la pluja anual, un 6% més que a Vilafranca, querepresenta el 34%. Aquesta característica és típica del clima mediterrani, ique sigui a la tardor sensiblement superior al delta del Llobregat respecte ad’altres zones properes és un motiu més que apunta a l’existència d’unaanomalia pluviomètrica al delta del Llobregat durant la tardor.

L’estació més seca és l’estiu, durant el qual precipita menys del 20% deles pluges anuals, i presenta valors força similars arreu. La primavera i l’hi-vern aporten un percentatge similar, entre el 20 i el 25% del total.

100


Observatori % Primavera % Estiu % Tardor % Hivern

Begues 25 15 37 23

Canyelles 23 19 36 22

Cubelles 22 19 36 23

Foix 23 19 38 20

Gavà-Castelldefels 22 17 40 21

Vilafranca 31 17 34 18

Taula 10. Percentatge de la precipitació estacional respecte de la total anual.

8.4.3 Variabilitat en la precipitació

Una de les característiques que defineixen millor la pluviometria d’unclima és la seva variabilitat temporal. Aquesta variabilitat pot ser entesacom la inseguretat de l’ocurrència de la precipitació respecte a la mitjana.Com més gran és la variabilitat en la precipitació, menys és la seguretatque s’assoleixi un valor de precipitació proper a la mitjana de la sèrie. Deforma intuïtiva, la variabilitat s’observa com les dents de serra de la sèrietemporal de la precipitació: els anys plujosos, secs i normals s’alternen deforma contínua al llarg de la sèrie. És habitual trobar un any molt plujósseguit d’un any extremadament sec. Aquesta característica, típica delclima mediterrani, influeix d’una manera clara i decisiva en la vegetació iles activitats antròpiques d’una regió, com poden ser el massís del Garrafo la plana deltaica.

Un dels paràmetres més estesos per avaluar la variabilitat pluviomètricaés l’anomenat coeficient de variació (CV), que es defineix com el quociententre la desviació tipus i la mitjana, multiplicat per 100 per expressar-lo enpercentatge.

100x

CVσ

=

101


A la taula 11 es mostra el valor del CV per als observatoris de la taula 11,a nivell anual i estacional.

Observatori CV CV CV CV CVanual (%) primavera(%) estiu (%) tardor (%) hivern (%)

Foix 25 50 59 47 65

Canyelles 27 49 51 48 63

Cubelles 29 53 51 55 68

Gavà-Castelldefels 23 48 56 43 60

Begues 29 53 44 48 59

Vilafranca 25 41 48 44 70

Taula 11. Coeficients de variació anuals i estacionals per a la precipitació (1978-2005).

La precipitació anual presenta una variació de l’entorn del 30%, conside-rada com una variació moderada-alta, un resultat semblant als trobats peraltres autors (Martín Vide, 1994). En canvi, per a les diferents estacionsde l’any, la variació de la precipitació en tots els observatoris és definidacom a molt alta, doncs supera el valor del 40%. L’època de l’any amb mésvariabilitat en la precipitació és l’hivern, mentre que la menys variable(dins d’una variabilitat molt alta) és la tardor. És a dir, és més probableque la precipitació de la tardor s’apropi al valor mitjà que no pas la de l’hi-vern, època en la qual la precipitació és molt irregular d’un any a un altre,i és més difícil que s’apropi al valor mitjà. Des de la perspectiva anual, encanvi, és més probable que any rere any la precipitació s’apropi a un valormitjà, tot i que hi ha anys molt secs i molt plujosos que s’allunyen delsvalors mitjans de la precipitació. Podríem dir, doncs, que el resultat d’unavariabilitat moderada-alta en la precipitació anual, de l’ordre del 25% al30%, és fruit d’una precipitació estacional molt alta, que supera el 40%,de llarg, en algunes estacions, com és el cas de l’hivern, quan supera el60%.

102


El coeficient de variació (CV) presentat més amunt, només té en compteper al seu càlcul la mitjana i la desviació de la sèrie. No té en compte l’or-dre temporal d’aquesta sèrie, és a dir, l’ordenació cronològica dels valorsque la formen, un concepte essencial en el comportament de la precipita-ció mediterrània. Dues sèries poden tenir els mateixos valors de precipita-ció per a la mitjana i per a la desviació, i, en canvi, tenir uns valors moltdiferents i amb una cronologia també totalment diferent. En aquestacasos, el CV no aporta la informació sobre la irregularitat temporal. És peraquesta raó que convé calcular algun índex que descrigui aquesta irregu-laritat temporal. Un d’aquests índexs és l’anomenat de disparitat consecu-tiva, S1, definit de la manera següent:

Els valors obtinguts amb aquest índex ofereixen uns matisos respecte alsobtinguts amb el CV. Aquest coeficient d’irregularitat temporal, S1, realçaaquells indrets amb més irregularitat temporal en les precipitacions, comés el cas de Begues, al nord-est del massís del Garraf. És a dir, la succes-sió d’anys plujosos darrere d’anys secs és més elevada en aquesta regióque a la resta del massís. La plana del Penedès, al nord del massís, és laregió on la precipitació anual presenta una major regularitat temporal, ésa dir que, d’un any a un altre, la quantitat de pluja precipitada és més sem-blant. La taula 12 incorpora aquest índex S1.

Al delta del Llobregat, la irregularitat en la precipitació calculada ambaquest índex no mostra diferències apreciables respecte a la resta d’ob-servatoris propers, és a dir, que la precipitació d’un any a un altre és forçasimilar, dins d’una variabilitat moderada.

Foix Canyelles Cubelles Gavà Begues VilafrancaCastelldefels

S1 0.28 0.29 0.29 0.28 0.40 0.24

CV 0.25 0.27 0.29 0.23 0.29 0.25

Taula 12. Coeficient de variació (CV) i d’irregularitat temporal (S1).

)1(

ln 1

1 −=

∑ +

n

P

P

S i i

i

103


8.4.4 Determinació del tipus d’any pluviomètric

Molt sovint se senten comentaris segons els quals, darrerament, els anyssecs són més freqüents que abans. No és objectiu d’aquest estudi entrara debatre fins a quin punt és certa aquesta afirmació, però sí que ho ésdeterminar els llindars de sequera per als diferents observatoris de l’en-torn del delta i analitzar els anys secs i humits en els darrers anys, i siaquests anys també presenten una diferència respecte de l’observatoridel delta del Llobregat de Gavà-Castelldefels. Per fer-ho, hem consideratla definició de sequera donada pel Institut Nacional de Meteorologia(INM), basada en el mètode dels quintils. En la taula 13 es mostrenaquests criteris.

Classificació Precipitació Quintil

Molt sec 0-20% Inferior al 1r

Sec 20 % - 40 % Entre el 1r i el 2n

Normal 40 % - 60 % Entre el 2n i el 3r

Humit 60 % - 80 % Entre el 3r i el 4t

Molt humit 80 % - 100 % Superior al 4t

Taula 13. Criteris de definició d’anys secs, normals i humits.

Aplicant els quintils a les sèries pluviomètriques i els criteris anteriors,s’han determinat les característiques pluviomètriques dels darrers 27anys en els observatoris considerats. Les figures 66 a 69 mostrenaquest resultat, sintetitzades en la taula 14. La taula 15 mostra els llin-dars pluviomètrics que defineixen els anys pluviomètrics, segons el cri-teri del l’INM.

104


Figura 66. Hi ha hagut

aproximadament el mateix

nombre d’anys molt secs

que molt humits en els

darrers 27 anys al delta del

Llobregat.

Figura 67. Els anys secs

han estat escassos al nord

del massís, però no els

molt secs.

Figura 68. Pràcticament, el

nombre d’anys molt secs,

secs, normals, humits i

molt humits ha estat el

mateix en els darrers 27

anys.

Figura 69. Pocs han estat

els anys molt secs, però no

els secs, sobretot a partir

del 1998 i fins al 2002,

agreujats per la seva conti-

nuïtat.

400450500550600650700750800850900950

1000

1978

1980

1982

1984

1986

1988

1990

1992

1994

1996

1998

2000

2002

2004

P. G

avà-

Cas

telld

efel

s (m

m)

molt sec

sec

normal

humit

molt humit

300350400450500550600650700750800850900950

1978

1980

1982

1984

1986

1988

1990

1992

1994

1996

1998

2000

2002

2004

P.

Vila

fran

ca (

mm

)

Molt secs

sec

normal

humit

Molt humit

400450500550600650700750800850900950

10001050

1978

1980

1982

1984

1986

1988

1990

1992

1994

1996

1998

2000

2002

2004

P.

Be

gu

es

(mm

)

Molt secs

sec

normal

humit

molt humit

400450500550600650700750800850900950

10001050

1978

1980

1982

1984

1986

1988

1990

1992

1994

1996

1998

2000

2002

2004

P.

Be

gu

es

(mm

)

Molt secs

sec

normal

humit

molt humit

105


Gavà- Vilafranca Begues FoixCastelldefels

% molt humits 24 20 20 20

% humits 12 24 20 20

% normals 24 20 20 20

% secs 16 12 20 32

% molt secs 24 24 20 8

Taula 14. Percentatge de la distribució estacional de la precipitació (1978-2005).

Atenint-nos a la definició d’any sec basada en els quintils, pot ocórrer queel que per a un observatori és un anys sec, no ho sigui per a un altre. Enla taula 15 així es mostra. Mentre que per a Vilafranca, al nord-oest delmassís del Garraf, un any és sec si la precipitació és inferior a 418 mm,per a Gavà-Castelldefels, al delta del Llobregat, l’any és sec si la precipi-tació anual és inferior als 493 mm.

Sense tenir en compte l’observatori de l’altiplà de Begues, on l’alçada jugaun paper fonamental en incrementar la precipitació, la taula 15 mostraunes diferències notables en la precipitació llindar que defineix el tipusd’any pluviomètric en diferents observatoris. Un altre cop al delta delLlobregat, una precipitació superior a l’entorn més proper determina unsllindars diferents. Així, mentre que per sobre del 748 mm de precipitacióanual es determina un any molt humit al delta del Llobregat, a la zona sud-oest del massís del Garraf l’any és molt humit si se superen els 695 mm,i al nord-oest del massís, al pla del Penedès, si se superen els 606. Unesdiferències que superen els 100 mm en aquest darrer cas, amb pocsquilòmetres de distància.

106


Foix Gavà-Castelldefels Begues Vilafranca

Molt secs Inferior a 433mm Inferior a 493mm Inferior a 488 mm Inferior a 418mm

Secs Entre 433 i 482mm Entre 493 i 588mm Entre 488 i 574mm Entre 418 i 466mm

Normals Entre 482 i 577mm Entre 588 i 671mm Entre 574 i 711 Entre 466 i 547mm

Humits Entre 577 i 695mm Entre 671 i 748 Entre 711 I 814 Entre 547 I 606

Molt humits Superior a 695mm Superior a 748mm Superior a 814mm Superior a 606mm

Taula 15. Llindars que defineixen els anys pluviomètrics.

8.4.5 Distribució dels períodes de retorn al delta

Determinats paràmetres meteorològics, com la precipitació, la temperatu-ra, o la velocitat del vent, evolucionen en l’espai i en el temps d’una mane-ra que és parcialment predictible d’una banda, i parcialment aleatòria del’altra. És el que es coneix amb el nom de variable estocàstica.

De vegades, però, la variabilitat aleatòria és tan gran, comparada amb ladeterminista, que el paràmetre pot considerar-se com a aleatori, i tractar-se usant mètodes de l’estadística. És el cas, per exemple, de la precipita-ció màxima en 24 hores, que es pot descriure matemàticament amb lafunció de distribució de probabilitat de Gumbel, per determinar així l’ano-menat període de retorn, T.

Aquest paràmetre es defineix com aquell interval de temps de recurrènciamitjà entre successos que igualen o excedeixen una magnitud especifica-da. En el cas que ens ocupa, la precipitació acumulada en 24 hores,important per la quantitat d’aigua que pot precipitar en forma torrencial,l’alt grau d’erosionalitat del sòl, i per preveure el creixement de les rieres iels fondos del massís del Garraf i l’Ordal que desguassen al delta, i queprovoquen inundacions si es troben determinats obstacles, com autovies,polígons industrials, etc.

La funció de distribució de Gumbel per a un valor x, ve donada per l’ex-pressió:

107


on,

El període de retorn T per a un valor xt ve donat per l’expressió:

Aplicant aquestes equacions estadístiques a les diferents sèries de preci-pitació en 24 hores dels observatoris de l’entorn del delta del Llobregat,s’obté el període de retorn per a aquests observatoris, mostrat en la taula16. Cal destacar que l’observatori de Gavà-Castelldefels, en ple delta delLlobregat, presenta uns valors més elevats de precipitació màxima en 24hores que la resta d’observatoris propers per a diferents anys de retorn.

Una altra vegada, doncs, es fa palesa l’anomalia pluviomètrica del deltadel Llobregat, ja que s’esperen en aquesta àrea, i per un mateix períodede retorn, unes precipitacions més intenses que en els observatoris pro-pers, sobretot per a aquells situats a l’altre vessant del massís del Garraf.

T (anys) Gavà- Sitges Begues Foix Canyelles CubellesCastelldefels

5 115 73 89 98 75 78

10 142 88 106 123 87 94

25 175 107 130 155 101 114

50 200 121 146 179 112 129

100 225 134 163 203 125 144

Taula 16. Període de retorn d’alguns observatoris propers al delta (dades en mm). És d’ob-

servar que Gavà-Castelldefels, en ple delta, presenta uns valors més elevats de precipitació,

per a un mateix període de retorn, que la resta d’observatoris.

))exp(exp()(α

uxxF

−−−=

)(1

1

txFT

−=

παα

65772.0 xS

ixu =−=

108


9.- Convergència d’aire a nivells baixos: el sistema frontal superficialdel delta del Llobregat

Arran de l’anàlisi de les dades i els paràmetres mostrats més amunt, s’e-videncia una anomalia pluviomètrica al delta del Llobregat, limitada per lesmuntanyes del massís del Garraf que actuen com una barrera entre l’esti el nord-est (delta del Llobregat, Begues i serres de l’Ordal), i pel nord,nord-oest, oest i sud-oest (Cantallops, Vilafranca del Penedès, Pantà deFoix, Canyelles i Sitges). La plana deltaica rep, doncs, unes precipitacionsanuals sensiblement superiors a la resta d’observatoris propers, tant elsde l’altra banda del massís del Garraf, com els de l’altra banda del riuLlobregat, ja al pla de Barcelona i Collserola.

El fet que sigui la tardor l’estació on les diferències pluviomètriques siguinmés marcades, fa pensar en la formació del sistema frontal superficial,apuntat més amunt. Durant les nits del final de l’estiu i sobretot durant latardor, l’aire de l’interior, del prelitoral, inicia un refredament important. Lesnits són cada cop més llargues, i l’escalfament diürn és cada cop menor.Aquest aire fred nocturn de l’interior circula cap al mar per la vall delLlobregat, i en arribar al delta s’eixampla, formant un front d’aire relativa-ment fred quan entra en contacte amb la massa d’aire càlida i humidasituada sobre la Mediterrània, la massa d’aire mediterrània (figura 70),amb unes característiques pròpies i ben definides (Jansà, 1997). La tem-peratura de l’aigua de la Mediterrània al final de l’estiu i durant l’inici de latardor pot assolir sense gaire dificultat els 26°C en superfície, i allibera al’atmosfera aquesta calor durant les nits, així com gran quantitat de vapord’aigua. En aquest sentit, la massa d’aire mediterrània de final d’estiu iprincipi de la tardor té força similituds amb la massa d’aire tropical. Lainfluència d’aquesta massa d’aire mediterrània, càlida i humida, és benconeguda pels habitants de Castelldefels i del delta, per aquella sensaciótan desagradable de xafogor nocturna.

Les rieres i torrents de les serres del Garraf i l’Ordal que desguassen aldelta i a la vall del Llobregat col·laboren en aquesta aportació d’aire rela-tivament fresc, que acabarà formant el front fred mesoescalar i superficial.Aquest front que avança mar endins queda limitat entre la desembocadu-ra del riu Llobregat, més concretament la muntanya de Montjuïc i el pla deBarcelona, i les costes del Garraf. L’existència del massís del Garraf, i l’ai-xecament de manera sobtada d’aquestes muntanyes al mar, a l’alçada del

109


Figura 70. Formació del front superficial. La vall del Llobregat canalitza l’aire relativament

fred, al delta del Llobregat s’eixampla, el massís del Garraf el limita per ponent i el pla de

Barcelona per llevant.

Port Ginesta, impedeix que l’aire pugui avançar per la costa cap al sud-est, cap a Sitges, i resta confinat davant de les costes del delta delLlobregat, o fins i tot sobre el delta.

9.1 El front superficial del delta del Llobregat

En arribar aquest front superficial a la zona on roman la massa d’airemediterrània, i sobretot quan penetra mar endins, la massa càlida i humi-da de la mediterrània ascendeix sobre la relativament densa i freda queporta al darrere el front superficial, formant nuvolositat, molt sovint de tipusestratiforme, però de vegades cumuliforme, que segons les condicionssinòptiques acaba formant precipitacions nocturnes. Aquest darrer tipusde nuvolositat acostuma a esdevenir-se sobretot quan existeix un des-plaçament de la massa d’aire mediterrània de mar cap a terra. En trobar-se amb el front fred mesoescalar, la convergència en superfície de lesdues masses d’aire genera un important ascens de la massa d’aire càlida

110


i humida sobre la d’aire relativament fred i sec. Aquest brusc i ràpidascens genera la nuvolositat cumuliforme esmentada, que de vegades,quan aquest ascens supera el nivell de convecció lliure, esdevé de grandesenvolupament vertical, i així es produeix la formació de tempestes ipluges intenses. Molt sovint, però, aquestes pluges i tempestes descarre-guen mar endins, davant de les costes del delta del Llobregat. Només endeterminades ocasions s’atansen cap al continent, cap al delta delLlobregat i la part oriental del massís del Garraf, i provoquen precipita-cions nocturnes. Aquest tipus de precipitació, generalment en forma dexàfecs tempestuosos, difícilment arriba a la part occidental i nord del mas-sís. En ser de caràcter tempestuós, acumulen quantitats importants deprecipitació, marcant la diferència al cap de l’estació respecte a les zonesproperes més enllà del massís del Garraf i del pla de Barcelona.

Figura 71. Esquema de formació de nuvolositat nocturna associada al front superficial.

Mirant cap al mar des de les costes de Castelldefels, és relativament fre-qüent l’observació d’aquesta nuvolositat frontal, que la majoria de lesvegades no deixa precipitació, tal com mostren les figures 72, 73 i 74.Generalment es tracta de nuvolositat estratiforme, o bé cumuliforme depoc desenvolupament vertical, que no es detecta ni en les imatges delradar (no deixa precipitacions) ni en les de satèl·lit. D’aquí la dificultat d’a-nalitzar aquesta fenomen meteorològic.

111


Figura 72. Visió del front superficial del delta des de la platja de Castelldefels.

Figura 73. Vista des de Port Ginesta.

Figura 74. Vista des de les muntanyes del Garraf, prop de la Pleta.

112


9.2 Precipitacions nocturnes associades al front superficial mesoes-calar

Les precipitacions generades per aquesta dinàmica acostumen a ser noc-turnes, ja que és en aquest moment quan les diferències tèrmiques entrela massa d’aire mediterrània i la que conforma el sistema frontal fred quedescendeix per la vall del Llobregat, són més marcades. Això es produeixamb més intensitat i freqüència cap al final de l’estiu i el principi de la tar-dor, quan la massa d’aire mediterrània és més càlida i humida, i la massad’aire del front superficial mesoescalar és, en contrast, més freda.

Els habitants de Castelldefels, i del delta en general, saben molt bé queen aquesta època, des de final de l’estiu fins a mitja tardor, les tempestesnocturnes són relativament freqüents. Molt sovint a partir de mitjanit, i marendins, quan la massa d’aire del sistema frontal superficial mesoescalarés més freda, i el contrast amb la massa mediterrània més marcat.

Aquest fet es pot analitzar a partir de les dades horàries que facilita l’es-tació meteorològica automàtica que el Servei de Meteorologia deCatalunya té instal·lada al terme de Viladecans, a la zona del parc Agrari.Inicialment depenent de la Xarxa Agrometeorològica de Catalunya, delDepartament d’Agricultura, aquesta estació fa més de 10 anys que ésoperativa, i les dades disponibles, en l’àmbit horari, permeten analitzarmolt bé aquest fet. La figura 75 mostra la quantitat mitjana de precipitacióen determinats mesos de l’any, des del 1993 fins al 2005. En blau es mos-tra la precipitació mitjana mensual en aquests anys, i en negre la precipi-tació mitjana nocturna dels mesos representats, entenent com a nocturnaaquella que precipita entre les 22 UTC i les 07 UTC.

Figura 75. Relació entre la precipita-

ció mitjana mensual i la precipitació

nocturna per a l’estació de

Viladecans (1993-2005).

0

10

20

30

40

50

60

70

80

gene

rag

ost

setem

bre

octu

bre

nove

mbre

dese

mbre

mes

Pre

cip

itac

ió (

mm

)

precipitació total

precipitació nocturna

113


És de destacar com la precipitació nocturna del mes de setembre repre-senta gairebé el total de la precipitació d’aquest mes. Dels 68 mm de pre-cipitació de mitjana, aproximadament 59 mm es produeixen durant la nit,entre les 00 i les 07 UTC, és a dir, un 87% de la precipitació total d’aquestmes. Aquest és el mes en que el sistema frontal superficial és més actiu,i pot generar les precipitacions més importants, seguit de l’octubre, mesen el qual dels 69 mm de precipitació mitjana, gairebé 44 mm van caureen horari nocturn, és a dir, un 64 %.

Del mes d’agost s’ha considerat tan sols la segona meitat, a partir del dia15, ja que, en general, abans d’aquesta data el refredament nocturn no ésprou important encara com per a poder generar un descens d’aire sufi-cientment fred com per formar aquests sistema frontal. Considerant,doncs, la segona meitat del mes d’agost, gairebé el 40% de la precipita-ció és nocturna. Els mesos de novembre, desembre i gener, aquest per-centatge disminueix de forma considerable, i no es pot atribuir aquestaprecipitació nocturna a la formació del sistema frontal superficial.

Figura 76. Percentatge de preci-

pitació nocturna al delta del

Llobregat (estació de Viladecans,

1993-2005).

0

2040

60

80100

Gener

Agost

sete

mbr

e

octu

bre

nove

mbr

e

dese

mbr

e

mesos

% p

reci

pita

ció

noct

urna

114


ANNEX AExemple de precipitacions associades al front superficial del deltadel Llobregat

La detecció del sistema frontal descrit anteriorment, sigui a la plana del-taica o bé davant de les costes del delta, no és senzilla. Sovint es mani-festa simplement en forma de nuvolositat de poc desenvolupament verti-cal, que determina la zona de contacte entre les dues masses d’aire dediferent densitat i no deixa precipitació i, per tant, no és pot detectar niamb el radar meteorològic, ni amb les dades d’estacions en superfície, niamb imatges de satèl·lit, ja que es tracta d’un fenomen de petita escala.Es tracta de cúmuls de poc desenvolupament vertical, d’estratocúmuls iestrats. Els habitants del delta, des del Prat fins a Castelldefels, hemobservat moltes vegades, a primera hora del matí de la tardor, una bandade núvols que va des de la zona de Montjuïc fins al peu de les costes delGarraf, davant de les costes del delta. Són núvols poc amenaçadors, quemolt sovint destaquen perquè són els únics que podem observar al cel.Mirant al nord, el cel se’ns presenta serè, mentre que cap a mar, a pocadistància de la costa, apareixen aquests inofensius núvols que, a mesuraque el matí avança i el Sol s’aixeca per l’horitzó, van dissipant-se.

En aquestes condicions, que repetim són la majoria, la detecció del siste-ma frontal és molt difícil. Quan les condicions sinòptiques són favorables,però, amb un vent sinòptic de mar cap a terra, i unes condicions en lescapes mitges i altes de la troposfera favorables a la inestabilitat atmosfè-rica, la nuvolositat associada a aquest sistema frontal es desenvolupa enmajor quantia, provocant precipitacions que, siguin dins del mar o sobre eldelta, són detectades per les imatges del radar i de vegades per la xarxade pluviòmetres estesa pel delta.

A.1 L’anàlisi del 17 de novembre del 2001

Com a exemple de la detecció de precipitacions localitzades al delta, pro-posem l’episodi del 17 de novembre del 2001. Entre les 00 i les 02 horesd’aquest dia, es van recollir a l’estació del Servei Meteorològic deCatalunya 33 mm de precipitació.

115


Aquesta estació, situada en plena plana deltaica, a pocs quilòmetres de lacosta i afectada pels vents nocturns que descendeixen per la vall delLlobregat, mostra de manera clara un règim de vent de component nord(360°, 0°) amb una certa velocitat, de fins a 3 m/s (Figura 77). En canvi, anivell sinòptic el vent dominant en superfície era de component est, de finsa 10 nusos (aproximadament 5 m/s).

Figura 77. S’observa com la direcció del vent és del nord, de fins a 3 m/s a la matinada del

17 de novembre del 2001.

Figura 78. En el model MASS, el vent en superfície era de l’est a les 00 h al delta del

Llobregat.

A les capes mitges i altes de la troposfera, l’anàlisi del mapa de 500 hPa(uns 5.500 metres d’alçada) a les 00 hores indica un embossament d’airefred cap al centre de la península Ibèrica, que afecta la costa de llevant i,així, el delta del Llobregat, tal com il·lustra la figura 79.

0

0,5

11,5

2

2,5

3

3,5

20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

hora

velo

cita

t del

ven

t (m

/s)

0

90

180

270

360

20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

horadi

recc

ió d

el v

ent

116


Figura 79. Mapa de

500hPa del dia 17 de

novembre del 2001.

Amb tot, la convecció es va desenvolupar a la zona deltaica, fruit del xocde dues masses d’aire diferents, la mediterrània càlida i humida, que esdesplaçava cap a la costa a uns 5 m/s, i una de freda descendent per lavall del Llobregat, que prenia component nord a Viladecans, a uns 3 m/s.L’estat inestable de les capes mitges i altes de la troposfera va facilitar queen l’ascens de la massa d’aire mediterrània es formessin núvols que vandeixar la precipitació que es mostra en la figura 80. El descens tèrmic vaser important durant el domini de la massa d’aire freda, de fins a 4°C,mentre que just després del xàfec, la temperatura es recupera i s’imposala massa d’aire càlida i humida (figura 81).

Figura 80. Precipitació del dia

17 de novembre del 2001.

0

5

10

15

20

25

20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

hora

prec

ipita

ció

(mm

)

117


Figura 81. Evolució de la tem-

peratura de l’aire durant l’epi-

sodi.

A.2 La modelització de l’episodi del 3 de setembre del 2000

Entre la nit del dia 2 de setembre del 2000 i la matinada del dia 3, tot indi-ca que la precipitació recollida en el pluviòmetre de l’estació del ServeiMeteorològic de Catalunya a Viladecans, en total 29 mm, va ser deguda ala formació d’un sistema frontal.

Per tal d’analitzar la formació d’aquest sistema frontal, al Departament deFísica Aplicada de l’Escola Politècnica de Castelldefels s’ha simulat laseva formació a través d’un model numèric, l’MM5. Aquest model està dis-senyat per a la simulació i la predicció de la circulació atmosfèrica a unaescala regional. Les dades d’entrada, com la temperatura de l’aigua delmar, de l’aire, el vent sinòptic, la pressió atmosfèrica, etc., són donadespel Centre Europeu de Predicció a Mig Termini. El model permet l’entradade la topografia regional, com ara la vall del Llobregat, els massissos delGarraf i l’Ordal, i Collserola. La resolució que millor ajusta la simulació delfenomen és la d’1 km, sobretot en les variables de direcció i velocitat delvent, i temperatura de l’aire. La precipitació acumulada, tot i detectar-la, elmodel la situa lleugerament més al sud del delta del Llobregat.

Els vents de drenatge de la vall del Llobregat, el del nord, i el sinòptic de l’esti sud-est, són detectats pel model. Al delta del Llobregat, els vents prenendirecció nord i són febles, raó per la qual en aquesta zona les fletxes que elmodel fa servir per indicar la direcció i intensitat del vent són curtes i n’hi hapoques, mentre que el vent és sinòptic, de component sud-est, i ve indicatper fletxes més marcades i amb una major densitat. La zona de contacted’aquests dos vents determina la zona de formació del sistema frontal, talcom il·lustra la figura 83. En aquesta zona, apareixen les taques de precipi-

9

10

11

12

13

14

15

20 21 22 23 24 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

hora

tem

pera

tura

(ºC

)

118


tació acumulada, que el model indica, per a les 6 del matí, d’aproximada-ment 30 mm. Aquest valor, que és aproximadament el que es va recollir al’estació de Viladecans, el model el situa lleugerament al sud del delta.

Figura 82. Sortides del model MM5. En traçat continu, els valors reals de l’estació de

Viladecans. En estrelles, els resultats que pronostica el model M5.

Figura 83. Sortida del

model MM5 per a la situa-

ció de la nit i matinada del

dia 3 de setembre del

2000. El vent i el sistema

frontal al delta del

Llobregat són clarament

detectats i pronosticats

pel model.

04 UTC

06 UTC.

ANNEX B.Núvols i meteors al delta del Llobregat

La diversitat de núvols i fenòmens meteorològics que podem observar desde Castelldefels, no tots estan associats al front superficial mesoescalardescrit en el capítol III. Per tal de poder discernir i identificar aquella nuvo-lositat i els fenòmens meteorològics associats al front nocturn, es des-criuen tot seguit els diferents núvols i meteors que podem observar des deCastelldefels, indicant en quins casos estan associats al sistema frontalsuperficial mesoescalar del delta del Llobregat. No pretén ser una guia denúvols i fenòmens meteorològics, sinó un senzill recull gràfic del quepodem observar des del delta del Llobregat. Tant en el cas dels núvolscom en el dels fenòmens meteorològics, s’ha prioritzat el fet que les foto-grafies fossin preses al delta o en zones veïnes, enfront de la qualitat deles fotografies. Així, la majoria de les fotografies correspon a algun lloc deldelta, comprès entre el Prat i Castelldefels, i la resta de zones properescom ara la muntanya de Collserola o el massís del Garraf.

B.1 Núvols

Estratocúmul. Formats per aigua líqui-da. La seva base es troba entre els 500 i2.000 metres. Tenen poc desenvolupa-ment vertical i provoquen precipitacionspoc importants. Són freqüents d’obser-var davant les costes del delta, associatsal front superficial.

Cúmul. Quan existeix aire fred a lescapes mitges i altes de la troposfera,l’ascens de l’aire s’intensifica i es formennúvols de desenvolupament vertical, quepoden generar xàfecs i ruixats impor-tants. Estan associats al front superficialdel delta.

119


120


Estrats. Es formen quan es produeix lacondensació d’una massa d’aire establei que, per tant, no té moviments verticalsi domina l’extensió horitzontal. Es formena l’hivern, quan el sòl es refreda molt odesprés d’un xàfec. La fotografia mostraun estrat a les muntanyes del Garraf desde Gavà, després de la nevada delgener del 2006. Pot anar associat al frontsuperficial del delta.

Altocúmul. Núvol mig, la base del quales troba entre els 2.000 i 6.000 metres.Està format per cristalls de gel i gotes ensubfusió. No genera precipitacions. Vanassociats a sistemes frontals de l’oest,però difícilment al front superficial deldelta.

Altocúmul lenticular. És l’espècie méspopular i coneguda dels altocúmuls. Esprodueix en situacions de vent fort iconstant a les capes mitges de la tropos-fera; al delta, sobretot quan és de com-ponent nord i ponent.

Deixant de condensació (contrail).Tècnicament, són núvols alts, cirrocú-muls. Els motors dels avions deixen anarcontaminants, que actuen de nucli decondensació, i si les condicions sónfavorables a l’altitud de vol, es formen alseu voltant gotetes d’aigua. Si aquestrastre desapareix ràpidament, indicaestabilitat atmosfèrica. Si es perllongadurant hores, indica inestabilitat.

121


Altostrats. La base se situa entre els2.000 i 6.000 metres. Deixen passar elSol, i la seva llum queda esmorteïda.Formats per cristalls de gel i gotes ensubfusió, no provoquen precipitacions,però sí fenòmens òptics. Són núvols pre-frontals, però difícilment associats al sis-tema frontal superficial del delta.

Cirrus. Núvols alts, situats per sobre del6.000 metres d’altitud. Formats per cris-talls de gel, no produeixen precipitació.Són núvols prefrontals, els primers queapareixen quan s’acosta un front de l’o-est. També poden ser les restes de l’en-clusa d’un cumulonimbus.

Cirrocúmuls. La part central de la foto-grafia mostra petites agrupacions denúvols, com els altocúmuls però méspetits. Se situen per sobre dels 6.000metres i són formats per cristalls de gel.

Cirrostrats. Núvols alts formats perdiversos tipus de cristalls de gel, que for-men un vel blanquinós al cel, a través delqual passa el Sol, i forma en determina-des circumstàncies fenòmens òptics.

Nimbostrats. La base se situa cap als2.000 m i la part més alta cap als 6.000.No tenen forma definida, ja que hi domi-na tant l’extensió vertical com l’horitzon-tal. Porten associades precipitacionsfebles però continuades i es formen enels fronts càlids, però difícilment en elsuperficial del delta.

122


Cumulonimbus. Núvol de tempesta,que s’estén fins al límit de la troposfera.Porta associats fenòmens adversos isevers, com vents forts sobtats, esclafits,tornados i mànegues, pedra, calamarsa,xàfecs intensos, llamps i llampecs. Si lescondicions són òptimes, poden formar-se associats al front superficial del delta.

Mammes. En les zones on l’aire descen-deix dels cumulonimbus, es formen devegades núvols arrodonits, que pengendels núvols, com si de mames es tractés.No porten associada precipitació i apa-reixen en la part final de les tempestes.

B2. Fenòmens meteorològics

Arc de Sant Martí. Les gotes d’aigua encaiguda actuen de prisma i descompo-nen la llum solar en els 7 colors bàsics.Generalment és doble, tot i que el segonarc, molt tènue, és de difícil observació.Apareix sobretot a la tardor i a la prima-vera.

Corona i parheli solar. Tots dos fenò-mens són generats per la difracció irefracció de la llum solar en els cirros-trats. La corona consisteix en l’apariciód’un tel blanquinós al voltant del discsolar. El parheli consisteix en la formaciód’una taca lluminosa a 22° de separaciódel disc solar.

123


Halo solar. Els cirrostrats refracten lallum solar, i sota determinades condi-cions formen un anell lluminós al voltantdel disc solar. És el mateix procés que laformació del parheli.

Iridiscències en núvols. Les gotetesd’aigua que conformen els núvols mitjosprovoquen una refracció de la llum solar,i apareixen aquests núvols de diferentscolors, sobretot colors verdosos i pastels.Poden indicar un canvi de temps, a causade l’acostament d’un sistema frontal.

Llamp. Els corrents ascendents d’airesón els responsables de l’aparició d’unadiferència de potencial entre la base delnúvol i el terra. Quan aquest voltatgesupera la capacitat d’aïllant elèctric del’aire, es produeix un moviment d’elec-trons entre aquestes dues parts i apareixel llamp.

Llampec. Quan la descàrrega d’elec-trons té lloc entre dos núvols, o dins d’unmateix núvol, sempre sense tocar aterra, es parla de llampec. És freqüentveure llamps i llampecs des deCastelldefels observant les tempestesque es formen mar endins, de vegadespel front superficial mesoescalar.

Pedra i calamarsa. Els corrents verti-cals dins del cumulonimbus i les tempe-ratures negatives que hi ha a dins gene-ren que les gotes d’aigua se solidifiquin.Quan tenen un diàmetre superior a 1 cmes parla de pedra, i si és inferior, de cala-marsa.

124


Rosada. El refredament (sobretot noc-turn) de l’aire fa que el vapor d’aigua del’aire es condensi i es dipositi sobre elsobjectes més freds, i aleshores hi apare-guin tot de gotetes d’aigua líquida, senseque hi hagi hagut precipitació. Al delta esforma durant les nits d’hivern.

Gebre. Si la temperatura de l’aire és nega-tiva i l’aire conté humitat, enlloc de la forma-ció de la rosada es forma la gebrada, i noes dipositen gotes d’aigua sobre els objec-tes freds, sinó cristalls del gel.Al delta és unfenomen poc freqüent, però no estrany.

Gelada. Durant algunes nits d’hivern, latemperatura de l’aire descendeix persota dels 0°C al delta, i gela l’aiguasuperficial i la de dipòsits, canonades...En un hivern normal, entre 6 i 10 dies al’any hi ha alguna gelada al delta. A lesciutats, l’efecte de l’illa de calor impedeixla formació de les gelades.

Neu. És la precipitació d’aigua sòlida enforma de cristalls. És un fenomen pocfreqüent al delta, però no estrany. Tres oquatre hiverns de cada dècada apareixla neu al delta, tot i que al terra no s’himanté més d’un dia.

Aiguat. Típic de la tardor a la zona deltai-ca. Els núvols de tempesta, estiguin o noassociats al sistema frontal superficial,descarreguen molta aigua en poca esto-na, en una zona inundable per definiciócom és un delta. Això genera problemesen les infraestructures, sovint perpendicu-lars als torrents i rieres.

125


Xàfec. Els cúmuls i cumulonimbus gene-ren precipitacions intenses, molta aiguaen poca estona. Sovint es pot observaraquest fet en forma de cortines de preci-pitació que pengen dels núvols. Al deltaés força comú observar-les en els núvolssituats mar endins.

Virga. La precipitació d’un núvol no sem-pre arriba al terra. Si la humitat de l’aireés molt baixa i les gotes que precipitenpetites, poden evaporar-se abans detocar terra, formant la virga.

Pluja de fang. L’entrada d’aire del sud ales capes mitges i altes de la troposferapot arrossegar petites partícules desorra dels deserts del nord d’Àfrica, queen arribar a les nostres latituds es barre-gen amb les gotes d’aigua dels núvols iprovoquen una pluja de fang. És un feno-men típic dels països de la riba medi-terrània.

Mànega. Sota determinades situacionsencara poc clares, a la base d’un cúmulapareix un remolí d’aire que toca l’aiguadel mar (mànega) o el sòl (tornado). Aldelta es formen generalment davant delmar i, de vegades, entren terra endins.

Calitja. Pròpia del temps sec i estable, ide zones baixes, com ara el delta. Quanpartícules de pols i aerosols en suspen-sió, molt petits, que no s’aprecien a sim-ple vista però sí en el seu conjunt, difi-culten la visibilitat, donant un aspectetèrbol i opalescent a l’aire, es parla decalitja.

126


Fum. Les cendres i partícules allibera-des en un incendi deixen el cel amb unaspecte vermellós. És un fenomen queal delta té lloc durant l’estiu, quan hi haalgun incendi en els boscos propers(Garraf, Ordal, Collserola).

127


BIBLIOGRAFIAANGUELA, M. Influència del front superficial mesoescalar en el tràfic aeri de l’aeroport delPrat. Barcelona: EPSC, 2005 (treball de fi de carrera).

BAYER, X. i GUASCH, C. Massís del Garraf i conques de l’Anoia i del Gaià. Valls: CossetàniaEdicions, 2001.

CALLADO, A. i PASCUAL, R. Storms in front of the mounth in north-eastern coast of Iberianpeninsula. Barcelona: CMTC, 2002.

CASTILLO, E., et al. Agrometeorología. Madrid: Mundi Prensa, 1998.

CARCELLER, F. (coordinador). El medi natural de la serralada de Marina. Badalona:Ajuntament de Badalona, 2003.

COSTA M. i MAZON J. Guia de núvols i fenòmens meteorològics. Barcelona: Pòrtic, 2004.

CUADRAT, J.M. et al. Climatología. Madrid: Cátedra, 2000.

FERNÁNDEZ, F. Manual de climatología aplicada. Madrid: Síntesis, 1996.

GUTIÉRREZ, M. 2001 Geomorfología climática. Barcelona: Omega, 1980.

LLASAT, M. C. Gota fría. Barcelona: Boixareu Editors, 1991.

MARTÍN CHILAVERT, J. Cambio climático. Madrid: Libertarias, 2000.

128


MARTÍN VIDE, J. Pluges i inundacions a la Mediterrània Barcelona: Kertres, 2001.

MARTÍN VIDE, J. El temps i el clima. Barcelona: Rubes, 2002.

MAZON, J. i COSTA, M. Gran enciclopèdia de la meteorologia. Barcelona: Sapiens, 2005.

MONTSERRAT, D. “La predicció dels grans incendis”. Catalunya Rural i Agrària, 54, p. 5-13.

PARELLADA, X. i GRAU, M. “Estudi comparatiu de les temperatures a l’estiu del 2003”.L’Eixarmada , 9 (revista del Centre d’Estudis Beguetans), Begues, 2003.

PASCUAL R., et al. “Mesoanalysis of recurrent convergence zones in north-eastern Iberianpeninsula”. Second european conference on radar meteorology.

ERAD, 2002.

PINO, D. i CAMPS, M. Modelització de la formació del front superficial mesoescalar davantdel delta del Llobregat. Barcelona: EPSC, 2006 (treball de fi de carrera).

STRAHLER, A. Geografía física. Barcelona: Omega, 1994.

Departament de Medi Ambient. Atles climàtic de Catalunya. Generalitat de Catalunya, 2000.

l’a nomalia pluviomÈtrica del delta del llobregat · 2017. 1. 2. · s’estén des de la...

Documents