Apuntes de Climatologia 2014 (2014)

Apunte Español
Universidad Universidad de Barcelona (UB)
Grado Ciencias Ambientales - 2º curso
Asignatura Geografía Física y Climatología
Año del apunte 2014
Páginas 45
Fecha de subida 16/02/2015
Descargas 11
Subido por

Vista previa del texto

Geografia Física i Climatologia Apunts de teoria Albert Dueñas Osuna 2013-2014 1. LA GEOGRAFIA FÍSICA I EL SISTEMA CLIMÀTIC 1.1 La Geografia Física És la part de la Geografia que estudia el medi natural, físic, biofísic... i la particularitat, es que els fenòmens que succeeixen en el medi físic comporten un enfocament espacial i integrador.
Podem dividir-la en quatre parts: geomorfologia (la morfologia i forma), climatologia (clima), la biogeografia (éssers vius) i la hidrogeografia (aigües).
Podem considerar a Alexander von Humboldt com pare de la geografia física.
1.2 Temps i clima. Meteorologia i climatologia - Temps: estat de l’atmosfera en un lloc i un moment determinat. Es canviant, únic, efímer, accidental i conjuntural.
Clima: estat característic de la atmosfera d’un lloc determinat, deduït a partir de llargs períodes d’observacions. És permanent i estructural J. Hann va definir el 1882 el clima com: “Conjunt de fenòmens meteorològics que caracteritzen l’estat medi de l’atmosfera en un punt de la superfície terrestre”. I M. Sorre al 1943, el va definir com: “El clima és la sèrie d’estats de l’atmosfera sobre un lloc en una successió habitual”.
1.3 El sistema climàtic Imatge obtinguda del IPCC (Panell Intergovernamental del Canvi Climàtic) El sistema climàtic es troba format per 5 subsistemes/divisions naturals: - Atmosfera Hidrosfera Litosfera (la superfície emergida) Biosfera Criosfera (conjunt de les masses de gel que reflecteixen les radiacions solars: Antàrtica i Grenlàndia) *Subsistema socioeconòmic (un exemple clar, l’escalfament global) La inèrcia del sistema climàtic: l’oceà, acumulador de calor, paper termoregulador. L’aigua és una de les substàncies que posseeixen més calor específica (1 cal / (g·K). Per això podem aplicar la metàfora del transatlàntic: un transatlàntic tarda molt a aturar-se des de que frena, això s’aplica al paper del sistema climàtic, tot i que les emissions de gasos de l’efecte hivernacle es detinguessin, tardaria uns quants anys en aturar-se. Per això el principi de cautela o de precaució obliga a l’acció.
2. ELS FACTORS DEL CLIMA 2.1 Factors i elements del temps i el clima Factor: determinant fix de cada lloc que influeix en el clima i el temps.
Trobem quatre tipus de factors: astronòmics (duració del dia, altura del sol); geogràfics (latitud, altitud, continentalitat, enclavament (pendent i orientació)); aerològics (masses d’aire, centres d’acció, CGA = circulació general de l’atmosfera) i oceànics (corrents).
Element: variable física, el seu valor expressa el clima i el temps.
Exemples: temperatura, insolació, humitat de l’aire, precipitació, nuvolositat, evaporació, vent (variable vectorial) i pressió atmosfèrica.
2.2 La mesura de la Terra Si donéssim una volta sencera al planeta, aproximadament faríem una distància d’uns 40.000 km.
- Eratostenes (276a.C. – 194a.C.) va ser l’encarregat de l’antiga Biblioteca d’ Alexandria. Va donar les primeres mesures del planeta. La seva hipòtesi era que: el planeta Terra és esfèric. Va calcular mitjançant la mesura del angle del sol com del zenit local a Asuan/Siena.
- La segona aproximació sobre la forma del planeta: el planeta Terra és un el·lipsoide de revolució. El planeta es troba comprimit pels pols i eixamplat a l’equador. Això és degut per la suma de les forces que van cap a l’equador.
Dimensió de l’ equador: 40.075 km Diàmetre equador: 12.757 km. Diàmetre pols: 12.714 km. 43 km de diferència.
- I la tercera aproximació, la més actual ens indica que el planeta Terra no és cap tipus de cos geomètric, sinó que és un cos irregular, un GEOIDE. LA superfície equipotencial és definida per les forces G, que on diferents segons la zona del planeta. Coincideixen amb el nivell del mar.
2.3 El moviment de rotació de la Terra La rotació de la Terra és un dels moviments de la Terra que consisteix en la rotació en el seu propi eix. La Terra gira cap a l'Est.
- Període de rotació: temps necessari per a que la Terra giri 360º = 23h 56’ 4.09’’.
Respecte al Sol, la volta completa és de 24 h = dia solar net.
El temps que tarda en enfocar al Sol quan es produeix el moviment de rotació, són el s4 minuts que falten per completar les 24 h conegudes.
- Sentit de la rotació: és antihorari, d’oest a est (des de pol Nord).
- Velocitat de rotació: · velocitat a l’equador: Vequador = 40.075 km diàmetre / 24 hores = 1670 km/h · velocitat a latitud ( ): V = Vequador · cos *A Barcelona: V = Vequador · cos = 1670 km/h · cos 40º = 800 km/h - Proves de la rotació: 1. Moviment del Sol i altres astres, que presenten moviment oposat a la rotació terrestre aferent.
2. Pròpia compressió del planeta degut a les forces centrifugues de rotació.
*Al 1671 l’astrònom francès Richer va fer un viatge de Paris fins a la Guanyava francesa. Va portar amb ell un pèndul, i allà va descobrir que l’oscil·lació del pèndul era més lenta que a Paris, deduint que això era degut a que Guanyava estava més allunyat del centre de la Terra que Paris. Aquest fet comporta una prova del moviment de rotació.
3. El pèndul de Foucault: És la prova definitiva que demostra la rotació del planeta Terra. Al 1851, Foucault, físic francès, va pujar al Panteó de Paris i va col·locar un pèndul de Fe de 28 kg, amb una punta en contacte amb el terra, i lligat a una corda de 67 m de llargada. El pèndul va oscil·lar, un cop llançat durant 6 hores.
El període és de 16,5 s, i el pèndul es desviava 11º per hora.
El pèndul va anar deixant rastres, ja que el terra es troba girant. Això demostra el moviment de rotació.
*Al Pol Nord; 360º/24h = 15º/hora.
*A l’equador 0º. Al estar paral·lel a l’eix PN-PS no rota sobre si mateix.
* A Barcelona: 15º PN · sin 41º = 9.84º.
2.4 El moviment de translació de la Terra La translació de la Terra és el moviment d'aquest planeta al voltant del Sol, que és l'estrella central del Sistema Solar. La Terra descriu al seu voltant una òrbita el·líptica.
- Període de translació: temps necessari per que la Terra completi una orbita sencera al voltant del Sol.
Prenent com a referència la posició del Sol, la T fa una volta en un any tropical/astronòmic, la durada és de: 365 d, 5 h i 48 min. i 45,88 seg. En canvi, el que utilitzem és de 365 dies = any civil.
Per ajustar el calendari, cada 4 anys, l’any dura un 1 dia més. = 366 dies, l’ anomenat any de traspàs. *Els anys múltiples de 4 són de traspàs.
- Sentit de la translació: és antihorari, vist des de Pol Nord.
*Tots els planetes del Sistema Solar es desplacen en el mateix sentit, excepte Venus.
- Òrbita de translació: la òrbita és una el·lipse. Kepler va descobrir que les òrbites del planeta són el·líptiques. té un perímetre de 930 milions de quilòmetres, amb una distància mitjana al Sol de 150.000.000 km, distància que es coneix com a unitat astronòmica (UA).
Definicions: Periheli: és el punt més proper de l'òrbita d'un cos celeste al voltant del Sol; Afeli: és el punt més allunyat de l'òrbita d'un cos celeste al voltant del Sol.
La Terra no es troba a la mateixa distància del Sol sempre, depenent de l’època de l’any es troba més a prop o més allunyat. Quan es troba al periheli es quan es troba més a prop, aproximadament a 147.000.000 km, i al afeli, es la màxima distància, a 152.000.000 km.
* Major/menor distància del Terra del Sol, no defineix les estacions climàtiques.
- Velocitat de translació: Vtranslació = 107.000 km/h al voltant del Sol Llei de Kepler: AFELI T S T - Atracció gravitatòria = - Velocitat Translació PERIHELI + Atracció gravitatòria = + Velocitat Translació Àrees igual són barrides en el mateix temps.
2.5 Solsticis i equinoccis L’eix de rotació dels planeta Terra no és perpendicular al pla orbital/pla de la eclíptica al voltant del Sol.
Aquest fet és el que origina les estacions climàtiques diferents al planeta.
Pol Nord Equador Pla de la eclíptica 23º27’ = 23,5º Pol Sud La inclinació de 23º27’ a escala astronòmica no és constant. L’eix de la Terra durant milers de milions d’anys ha passat de 21º a 24 º. Això ha causat canvis climàtics tals com, glaciacions. L’última fa 12.000 anys.
Tenint en compte, la posició de l’eix terrestre , la translació al voltant del Sol i la rotació pròpia, podem dividir l’orbital en 4 fases: - Solstici de juny (estiu): 21-22/6 - Equinocci de setembre (tardor): 22-23/9 - Solstici de desembre (hivern): 22-23/12 - Equinocci de març (primavera): 20-21 - SOLSCITI DE JUNY: Duració Dia-Nit: -Duració Dia > Duració Nit a l’Hemisferi Nord.
-Duració Dia < Duració Nit a l’Hemisferi Sud.
-Duració dia = Duració nit a l’equador (a l’equador, SEMPRE, en qualsevol moment de -l’any la duració de la nit és igual que la del dia.
-Presència de desigualtats D-N que augmenten al allunyar-nos de l’equador.
-Latitud simètriques, posseeixen duracions oposades.
-Des de el Cercle Polar Antàrtic fins al PS, el dia més curt de l’any. No surt el Sol.
-Del cercle Polar Àrtic fins al PN, el dia més llarg de l’any. Sol sempre visible.
- SOLSTICI DE DESEMBRE: Duració Dia-Nit: -Duració Dia < Duració Nit a l’Hemisferi Nord.
-Duració Dia > Duració Nit a l’Hemisferi Sud.
-Duració dia = Duració nit a l’equador (a l’equador, SEMPRE, en qualsevol moment de -l’any la duració de la nit és igual que la del dia.
-Presència de desigualtats D-N que augmenten al allunyar-nos de l’equador.
-Latitud simètriques, posseeixen duracions oposades.
-Des de el Cercle Polar Antàrtic fins al PS, el dia més llarg de l’any. Sol sempre visible.
-Del cercle Polar Àrtic fins al PN, el dia més curt de l’any. Mai surt el Sol.
- EQUINOCCIS DE MARÇ I DE SETEMBRE: Són els 2 dies de l’any on la duració del Dia és igual que la duració de la Nit a totes les latituds de la Terra., 12 hores de Dia i 12 hores de Nit.
2.6 Moviment aparent del Sol (Pràctica 1) 2.7 La latitud Va ser el primer element, utilitzat pels grecs, i que serveix per a dividir el planeta climàticament. Les latitud expressades com a paral·lels, i les latituds expressades com a isotermes, no es troben relacionades, i no hi ha paral·lelisme en ambdues.
Exemples de latituds amb climes i Tº diferents: - Vancouver: 48º N-O: Tº Mitjana = 10ºC; Gander: 48º: N-E: Tº Mitjana = 4ºC. Diferències de temperatures, tot i que es troben al mateix paral·lel.
- Oporto: latitud = 40ª, Tº Mitjana = 14,5ºC; New York: latitud = 40º, Tº Mitjana = 12.5ºC.
L’ hivern de NY és molt més fred que el de Oporto, amb grans nevades.
Les façanes dels continents en latituds medianes (com les nostres) són apreciablement més càlides que les façanes orientals. Les costes occidentals són banyades per corrents càlides, i les orientals per corrents fredes, per això aquí són més càlides. Per exemple: New York es recorreguda per la corrent de Labrador.
Al ser més càlides, a l’oceà Atlàntic no té icebergs.
Les corrents aèries, arriben amb un recorregut curt, a New York, arriba la dinàmica de l’oest: hiverns congelats, i a la costa europea: hiverns suaus.
Em latituds baixes, les façanes occidentals són més fredes que les orientals (oposat al H.N.). Exemple: Rio de Janeiro, que es troba a la façana oriental, és molt càlid.
2.8 La altitud i el relleu -La altitud produeix que al pujar d’altura pel sinus de l’atmosfera: la densitat de l’aire disminueix; la pressió atmosfèrica disminueix; a la etapa més pròxima de la superfície, la Tº disminueix; i les precipitacions s’incrementen.
-El relleu produeix dissimetries.
La vegetació termòfila, en cara de solell, pujarà a major altitud que la vegetació de cara obaga.
Vents dominants Obaga -Menys Tº -Menys radiació UV Solell -Més Tº -Més radiació UV Sobrevent (barlovento) -Ambient sec i clar.
Sotavent (sotavento) -Núvols.
Ambient humit i fosc.
*Quan Tº h > Tº h = fenomen de INVERSIÓ TÈRMICA.
-INDICADORS BIOCLIMÀTICS: Un indicador bioclimàtic és una espècie animal o vegetal que si creix en un ambient determinat, es perquè el clima ho permet. Amb un altre tipus de clima, aquesta espècie no podria créixer. Ens indica característiques climàtiques de l’àrea on es troba.
-La pluja, augmenta la seva presència en augmenta l’altitud, fins arribar a un determinat nivell. A partir d’aquell nivell, les precipitacions disminueixen. Aquest nivell s’anomena “òptim pluviomètric”, i és el punt d’altura màxima, on es produeix la màxima capacitat de precipitacions. Aquest nivell és on es produeix la condensació dels núvols, Depèn del flux, si es humit o sec, es trobarà a una altitud o una altra.
-A les vessants de sotavent, plou menys que a sobrevent. Es dona el fenomen de “ombra pluviomètrica”, és a dir, l’àrea d’una menor precipitació que la del voltant, degut al relleu.
2.8 La continentalitat Té a veure amb la influencia en el clima de les masses continentals. Podríem mesurar-ho com la “distància” fins al mar. A més distància, menor influència en el clima, del mar. La distància es troba matisada pel relleu, per aquest motiu es divideixen els climes en “continentals” i “marítims”.
Tot això, es mesura amb els “índexs de continentalitat”: usar l’ amplitud tèrmica, és a dir, el contrast entre l’ hivern i l’estiu. La Temperatura mitjana d’una latitud es mesura: diferència de temperatures dels mesos més freds i temperatures dels mesos més càlids.
Exemple: -Barcelona: mesos més càlids  juliol - agost (24.5ºC) -Barcelona: mesos més freds  gener (9.5ºC) Tº mitjana = 15ºC El més utilitzat, és l’índex de continentalitat de Gorczynski: G = (1’7·amplitud tèrmica) / sin·latitud 3. L’ATMOSFERA 3.1 Definició És la capa d’aire que envolta les superfícies sòlida i líquida del planeta, constituent la part més externa (l’atmosfera forma part del planeta, no és exterior).
Aire: - mescla de gasos de diferent composició química Aire: - conjunt de partícules sòlides i líquides en suspensió (fum, partícules salines, pols, cendres, microorganismes, núvols) En un cm3 d’atmosfera: aprox. 5000 partícules / cm3.
3 A mars calmades: 500 partícules / cm .
3 Durant una tempesta de sorra: centenars de milers de partícules / cm .
- Massa de l’atmosfera: és de 5,3·106 kg.
- L’atmosfera està unida al planeta per atracció gravitatòria: El planeta per atmosfera. A les capes més altes, l’atracció gravitatòria es menor, i alguns àtoms d’hidrogen es perden i se’n van. Aproximadament la pèrdua és de 1 kg/s. Es contraresta amb la massa que guanya contínuament que arriba de l’espai.
- La màxima densitat de l’atmosfera es troba a nivell del mar: es d’aquesta manera, perquè l’aire es molt compressible, com un fluid. Per això, al augmentar l’altitud, al faltar més aire, disminueix la densitat i és menor.
- La màxima 1 L d’aire (a 0ºC, i a pressió del nivell del mar) pesa: 1.293g.
Llei de gasos perfectes: P = ·R·T  P: pressió, ρ: densitat, R: constant, T: temperatura.
La densitat d’un gas és proporcional a la pressió, si temperatura és constant. Per això, la màxima densitat es dona a l’altura del nivell del mar.
- L’altitud i espessor de l’atmosfera: L’atmosfera es va dissipant/difuminant en el planeta al augmentar l’altitud. Es mesura: Alguns científics diuen que l’espessor de l’atmosfera és de 800 km, i uns altres, en canvi diuen que és fins als 40.000 km (a aquesta altitud encara es pot trobar algun àtom vinculat al planeta); però, el valor més utilitzat i convencional, és de 10.000 km d’espessor.
- Propietats físico-químiques de l’aire: l’aire és incolor i inodor, i insípid. És molt mal conductor de calor i electricitat. Es produeix el fenomen de liquació a -190ºC, on es torna aire en estat líquid. Però mai s’ha registrat aquesta T’, el màxim és de -90ºC.
3.2 Composició química de la atmosfera Es troba dividida en 2 capes: química de HETEROSFERA: composició química no uniforme. Es troba a > 100km.
química de química de Formada per les capes: · capa H: 3.500-10.000 km.
química de química de química de q uímica d · capa He: 1.000-3.500 km.
química de química de química de química d · capa O: 200-1.000 km.
química de química de química de química de · capa N2: 100-200 km.
química d HOMOSFERA: composició química uniforme. Es troba entre els 0 m – 100 km.
Composició aire pur de l’ homosfera 3.2 Composició química de la atmosfera N2: 78.08% (i volumètric) O2: 20.95% Ar: 0.93% CO2: 0.04% Altres: H2, He, Kr, Xe, CH4...
- El N2 és inert, no es combina ni reacciona amb res, és molt estable. Només per l’acció de llampecs i raigs pot combinar-se amb l’O per formar NO. Aquest NO reacciona ràpidament en NO 2, el qual, a les pluges es precipita sobre la superfície, i s’aporta N als sòls.
- El Radó (Rd) és un gas noble molt pesat i molt radioactiu. Es troba molt poca concentració a la superfície del planeta. S’acumula en llocs mal ventilats, com soterranis, i és un factor del càncer de pulmó. També s’acumula a àrees paleozoiques a les falles, de forma natural.
- L’oxigen (O2). LA Terra és l’únic planeta del Sistema Solar amb grans quantitats d’oxigen en forma de O 2.
Les fonts són: - L’oxigen – H2O estratosfera: les radiacions UV trenquen les molècules d’aigua en H2 i O.
- L’oxigen – Vegetació mitjançant la fotosíntesi (es produeixen 3·106 kg =2 / s).
3.3 Les capes de l’atmosfera Altitud (km) 600 EXOSFERA límite exterior atmósfera termopausa auroras polares TERMOSFERA ionosfera mesopausa 80 MESOSFERA 50 nubes noctilucientes estratopausa ESTRATOSFERA 10 ondas de radio capa de ozono, O3 tropopausa TROPOSFERA J.Martín-Vide nubes meteoros -100ºC 0ºC 100ºC 3.4 La Troposfera És la capa més pròxima a la superfície terrestre, i la capa més important quan parlem de Climatologia.
Característiques: - És el 80%de la massa de l’atmosfera. Quasi tots els sòlids hi són presents. També quasi tota l’aigua.
- És una capa agitada per moviments turbulents (tant verticals com horitzontals al mateix temps. La composició química és constant.
- Al pujar i guanyar altitud per la troposfera, la temperatura disminueix regularment. -0.95ºC / 100m d’ascens.
Composició: - Gasos permanents (veure C.Q. homosfera).
- Gasos variables (veure C.Q. heterosfera).
- Partícules sòlides i líquides (aerosols).
Presència del vapor de H2O: El trobem entre un 0’... i un 4%. Té un paper decisiu en la Meteorologia i en la Climatologia.
- És clau en la evotranspiració.
- Les ¾ parts es troben per sota dels 4000m d’altitud.
- Paper meteorològic: - Paper meteorològic:origen dels núvols i dels fenòmens meteorològics hidrometeors - Paper meteorològic:gas d’efecte hivernacle - Paper meteorològic transferència de calor latent - Paper meteorològic:confort climàtic Límit superior de la troposfera: “Tropopausa” - polar (~ 9 km) - temperada (~ 13 km) solapament per corrents de raig - equatorial (~ 20 km) Estudis meteorològics indiquen que la capa de la troposfera, més pròxima a la superfície, influïda pel planeta, és l’anomenada capa límit: ~ 2000 m – ~ 2 km.
3.5 CO2 troposfèric Atmosfera [CO2] = 1 Respiració Fotosíntesi Equilibri químic: Carbonat bicarbonat Combustió Vegetació del sòl Carbó [CO2] = ~3 [CO2] = ~10 Oceans [CO2] = ~50 Bon regulador del CO2 de l’atmosfera -El CO2 és un dels gasos que provoquen l’efecte hivernacle.
Nota: Gasos efecte hivernacle: -Vapor H2O -CO2 -CH4 -N2O Al augmentar la concentració de CO2, augmenta l’efecte hivernacle.
3.6 L’ozó estratosfèric El podem trobar a l’estratosfera a ~12-13 km. Als ~25 km, hi ha molta més concentració d’ozó que a altres altituds, es troba la capa d’ozó. A aquests nivells, les molècules de O2 al rebre la radiacions solars (fotons) de 0,12-0,2 µm de longitud d’ona, l’O2 s’escindeix com a dues molècules d’O. Aquesta molècula d’O atòmic, ràpidament es combina amb una molècula d’O2, amb l’aportació d’un catalitzador (N2, normalment) i dona lloc a una molècula d’ozó, d’ O3 (+ el catalitzador).
A la capa ‘ozó, a ~25km d’altitud, queda retinguda la radiació ultraviolada (UV), d’ 1 µm de longitud d’ona, radiació que no interessa que arribi a la superfície terrestre. En el moment en que un molècula d’O3 rep un altre fotó, es produeix la fotodisociació en O2 i O. Es crea i es destrueix contínuament. Es donen reaccions fotoquímiques.
Catalitzador O2 + fotó ---------- > O + O; O + O2 --------------------- > O3; O3 + fotó ---------- > O + O2 Quan parlem del forat de la capa d'ozó, parlem de la disminució de la concentració d’ozó estratosfèric.
Una de les conseqüències d’això és l’arribada a la superfície terrestre de radiació UV. Aquesta radiació UV de 30 µm de longitud d’ona, és la que provoca cremades a la pell després d’estar exposats al Sol.
L’ozó el podem trobar a dues parts de l’atmosfera: estratosfera i troposfera. L’ozó estratosfèric es troba a una concentració molt més alta que l’altre, i és l’ anomenat “ozó bo”. L’ozó troposfèric, en canvi, és tòxic a concentracions molt altes, però el trobem en estat natural, a concentracions baixes, i rep el nom de “ozó dolent”.
Per poder mesurar la concentració d’ozó, utilitzem el concepte d’espessor total sobre la vertical. Es mesura amb un espectrofotòmetre a l’estratosfera. Analitza l’espectre de la llum, si hi ha molta radiació de longitud d’ona, significarà que la [O3] és baixa, i sí hi ha poca radiació, la [O3] és alta. L’espessor es mesura en: Unitats Dobson (DU). 1 DU = 0.01 mm O3 en C.N.
“Menys de 220 DU = forat a la capa d’ozó”.
Des de 1979, les mesures sistemàtiques d’ozó a la Antàrtica. Any a any, al arribar a la primavera austral (setembre) es redueixen les DU. Però això, és un efecte normal a capa d’ozó cada any. A la primavera disminueix. El que s’ha descobert amb les mesures, és que les DU tenien una tendència negativa, cada any disminuïen més, és a dir, el forat de la capa d’ozó es feia més gran any rere any. Els causants d’aquesta disminució de la concentració de O3,avui dia sabem que són els CFCs.
Els CFCs (clorofluorurocarburs / halocarburs) van ser descoberts a principis del segle XX. Van ser utilitzats a aparells de refrigeració d’aire condicionat, en dissolvents, en espumes rígides... i sobretot, properets (que impulsa) dels sprays. A partir del 1/1/1996, el Protocol de Montreal va declarar la prohibició de generar i usar CFCs, per ser causants del forat de la capa d’ozó. Per substituir-los, es van descobrir els HCFCs. Els CFCs són estables i volàtils i formen el forat d ela capa d’ozó, perquè quan arriben a l’estratosfera, al rebre les radiacions d’ona curta solars, alliberen el Clor (Cl- halogen). Els HCFCs, en canvi, alliberen el clor en la troposfera, així, no arriba la capa d’ozó. Es dona per la reacció: Cl- + O3  ClO + O2; ClO + O  Cl- + O2 El Forat de la Capa d’Ozó, es troba al PS i arriba fins a la Patagònica. Al PN també troben un forat, però és menor. L’ hivern del PS és molt més fred que el del PN, es condensen els núvols de HNO 3 que a la primavera ajuden a destruir l’O3.
4. L’ENERGIA DE L’ATMOSFERA 4.1 Introducció: La radiació electromagnètica.
Tots els cossos amb una temperatura superficial de més de 0ºK (-273ºC) emeten un tipus d’energia anomenada radiació electromagnètica, formada per ones electromagnètiques que es propaguen a 300.000 km/s en el buit en línia recta (velocitat llum). Tota la col·lecció d’ones, conformen l’espectre. Es mouen de manera oscil·lant i no necessiten superfície per propagar-se. La diferències entre ones, és la longitud d’ona: longitud que separa dos punts equivalents en ones veïnes.
4.2 Les Lleis de la radiació - Llei de Planck: relaciona el total de radiació electromagnètica emesa per un “cos negre”/”radiador perfecte”, a una determinada T’ amb la longitud d’ona de radiació. El Sol i la Terra, com tos els astres, són “cossos negres”.
- Llei de Stefan-Boltzmann: E = ε · kB · T4 E: radiació total emesa per una unitat de superfície i de temps; ε: coeficient d’emissivitat (0<ε<1); kB: constant de S-B = 5.67·10-8 W / m2·K4; T: temperatura absoluta superficial = ºK.
La quantitat de radiació que emet un cos en un temps determinat, només depèn de la seva T’, no de composició química ni cap altre variable. A cossos negres, sempre: ε =1.
λmax = 2.88·10-3 m·K T La quantitat de radiació emesa per un cos, depèn de la seva T’.
- Llei de Wien: 4.3 La radiació Solar i la radiació Terrestre El Sol com a estrella, té una T’ intermèdia, tenint en compte altres. Es troba a 150·106 km de la Terra, i la seva T’ superficial és d’uns 6000ºK. Podem saber la T’ de Sol, aclarint la λ segons les Lleis 2 i 3 de la radiació. Al nucli del Sol, a P i T’ molt elevades, els nuclis d’ H + s’uneixen i formen nuclis de He, mitjançant una reacció nuclear de difusió. Es produeix un gran despreniment energètic, el Sol, és una formidable central nuclear de fusió. A la Terra, les centrals nuclears, són de fissió. El 90-91% del Sol és H+, i 8-9% és He.
La radiació solar es tracta d’una ona curta (gamma, raigs X, UV, visible (50%) i infraroja). LA Terra intercepta 1/2·109 part d’aquesta energia. En un cm2 de la Terra, en el límit exterior de la atmosfera, arriba una radiació de 2 cal / cm2· min = constant Solar.
Problemes: - Quantes vegades més energia emet el Sol que la Terra per unitats de superfície i temps? 4 Apliquem Llei de S-B: E = ε · kB · T 4 12 E Sol = 1 · kB · (6000 ) ºK = kB · 1296·10 4 8 E Terra = 1 · kB · (300 ) ºK = kB · 81·10 4 E Sol / E Terra = 16·10 vegades més energia per unitat de superfície i de temps - Quina és la λ d’emissió màxima de la Terra? -3 Apliquem Llei de Wien: λmax = 2.88·10 m·K = 1·10-5 m = 10 μm T Les radiacions Solars són intenses i d’ona curta, en canvi, les de la Terra són dèbils i d’ona llarga.
L’atmosfera terrestre té la capacitat d’absorbir les següents longituds d’ona: - <0.29 μm (gràcies a “pell protectora” planeta: O3, O2, O) - llargues (gràcies a vapor d’aigua, CO2, gasos efecte hivernacle) - 0.8 μm < λ < 2 μm (entre 8 i 11 μm la “ventana atmosfèrica”) L’atmosfera és pràcticament transparent entre 0.3 i 0.8 μm (llum visible) i absorbeix una gran quantitat de radiació terrestre (efecte hivernacle).
4.4 Balanç energètic global de la Terra La Terra és un planeta molt lluminós. El balanç energètic ha d’estar sempre equilibrat. Entre un 100% de radiació solar a l’atmosfera. 23% és reflectida per núvols, aerosols i gasos atmosfèrics i es perd a l’espai.
20% absorbida per l’atmosfera. 9% reflectida i un 49% absorbida (escalfament planeta): per superfície terrestre. 23%+9%=31% és reflectida: ALBEDO PLANETARI.
La superfície sòlida i rígida emet un 114% de radiacions d’ona llarga. Per 1r) Emissions a tot al planeta, dia i nit. La recepció de radiacions solars només a mig planeta (nit no); 2n) L’efecte hivernacle. Del 114% de radiacions emeses, l’atmosfera absorbeix un 102%. El 12% restant se’n va fora per la finestra atmosfèrica. 95% radiacions emeses tornen a superfície terrestre pels gasos de l’efecte hivernacle.
L’atmosfera emet el 48% cap a l’espai exterior i els núvols un 9%. Es perd en total un 69%.
CONCLUSIONS ONA CURTA: (31%) de la radiació solar incident és retornada a l'espai (per reflexió i difusió): La Terra presenta un alt albedo, a causa dels núvols.
(20%) de la radiació solar incident és absorbida per l'atmosfera ("semitransparent").
(49%) de la radiació solar incident és absorbida per la superfície del planeta, el que comporta el seu escalfament.
BALANÇOS RADIATIUS - Balanç radiatiu de la superfície: +49 – 114 + 95 = +30 => (No existeix equilibri radiatiu) K* L↑ K=ona curta; L=ona llarga L↓ - Balanç radiatiu de l’atmosfera: +20 + 102 – 95 – 48 – 9 = -30 => (No existeix equilibri radiatiu) K* L* L ↑sup L↑extatm L↑extnub SISTEMA SUPERFÍCIE - ATMOSFERA => EQUILIBRI RADIATIU - CONVECCIÓ: és la transferència de calor i de massa d’aire. Es transfereix energia de la superfície terrestre cap a l’atmosfera. Hi ha de tenir en compte 2 components: calor sensible (QH) i calor latent (QE). Al planeta es produeix calor sensible (calor de l’aire, mesurat pel termòmetre), escalfant l’aire. Un 7% es perd, i se’n va cap a l’atmosfera que l’absorbeix. Per evotranspiració també es perd un 23% cap a l’atmosfera, que l’absorbeix com a calor latent.
BALANÇOS ENERGETICS - Balanç energètic de la superfície: +30 – 7 – 23 = 0 Q*(rad) QH(c.sen) QE (c.lat) - Balanç energètic de l’atmosfera: -30 + 7 + 23 = 0 Q*(rad) QH (c.sen) QE (c.lat) SISTEMA SUPERFÍCIE - ATMOSFERA => EQUILIBRI ENERGÈTIC Balanç energètic global de la Terra 4.5 Distribució latitudinal de radiació solar Impacte de radiació solar: S0 = 2 cal / cm2·min | En perpendicular. A tot el planeta es reparteix: Π·r2·S0 Per tot el planeta: Π·r2·S0 = 4·Π·r2 Interceptat pel planeta. Com un disc perpendicular 0,5 cal / cm2 · min Radiació solar diària incident segons latitud i temps: - Els valors al llarg de l’any són quasi constants a l’equador. El Sol sempre arriba als 90º-66º. És l’únic lloc del planeta en que el dia dura igual que la nit. 12h dia – 12h nit.
- Els valors presenten una variació màxima als pols. Des de l’equinocci de març fins l’equinocci de setembre sense recepció solar al PS. I al PN, des de ES fins EM. El Son no surt per sobre de l’horitzó. Al solstici de juny al PN, màxima de radiació diària de 1100. Al PS igual, però al solstici de desembre.
- A l’hemisferi Sud rep més radiació al seu estiu que el HN al seu. Això és degut que el periheli té lloc a principis de gener, més a prop del Sol.
- A l’estiu de cada hemisferi la variació és escassa entre l’equador i el pol corresponent. A l’estiu la major altura del Sol a l’equador es compensa amb la major duració del dia al pol.
- A l’ hivern de cada hemisferi, variació extrema entre equador i el pol corresponent. A l’equador, 12h dia – 12h nit, el Sol mai surt per l’horitzó als pols.
4.6 Radiació directa i difusa Raigs solars arriben més atenuats si tenen que passar per una espessor major de l’atmosfera.
 equador >  tròpics >  pols La radiació incident en una superfície equival a la constant solar pel sinus de l’angle de l’altura del Sol: K↓ = S0 · sin α. Pot ser de dos tipus: R.S. Directa i R.S. Difusa : - La R.S. Directa és la que rep directament quan el Sol il·lumina sobre el cel.
- La R.S. Difusa és l’energia solar d’ona curta que il·lumina, però, no directament.
És produïda per molècules i partícules de l’atmosfera. Les partícules provoquen la difusió d’una radiació.
LE redistribueixen a totes direccions. No provoca transformacions de la radiació. Arriba l’ona curta i es redistribueix ona curta. És selectiva, es difon més longitud d’ona amb tamany similar a la partícula. Per exemple, el blau es difon més que el vermell, per això el cel es blau. Sense la difusió nomes podríem observar els objectes directament il·luminats pel Sol o per reflexió, quan hagués un núvol entre el Sol i nosaltres, hi hauria 0 il·luminació. El transit dia-nit seria automàtic, sense crepuscle. Durant el dia, veuríem el cel negre, amb el disc solar i estrelles al mateix temps.
Els diferents colors que pot tindre el cel, causats per contaminació atmosfèrica Després d’un vent fort o de pluja intensa el cel es troba blau intens, perquè les partícules que difonen altres colors que el blau, han estat eliminades.
4.7 Balanç diari de radiació d’una superfície α = albedo = K↑ / K↓ = radiació curta reflectida / radiació curta incident 0 < α < 1. | No porta unitats. | A vegades, depèn del grau d’incidència d’ones curtes. A algunes superfícies. Exemple: aigua liquida. El mar en calma reflecteix molt poc. A arribar la tarda, l’aigua actua com un reflex.
En una superfície opaca quant absorbeix? K* = K↓ - K↑ = K↓ - α· K* = K↓·(1- α) Superficie Sòl fos i humit Sòl clar i sec Desert Sabana Gesta Bosc Aigua 30º Sol Aigua <30º Sol Neu fresca Neu vella Gel Asfalt Hormigo Paret blanca cumbiforme Cirrus α 5-10% 20-40% 20-45% 15-25% 15-30% 5-20% 3-10% 10-99% 80-95% 40-70% 30-45% 5-20% 10-35% 50-90% 70-80% 30-40% Al augmentar el contingut de concentració, disminueix l’albedo.
L↑: emissió ona llarga; L↓: ona llarga rebuda; L*: radiació ona llarga neta L* = L↓ - L↑ Q* = K↓ - K↑ + L↓ - L↑ Q: radiació neta A nits, generalment L↑ > L↓ BALANÇ DIARI DE RADIACIÓ 4.8 Balanç energètic d’un volum En un volum pot haver una entrada i una sortida. Si l’entrada és major que la sortida, augmenta el calor, i si és menor, disminueix el calor del volum. Si són iguals, no hi ha variació interna de calor.
La formula general és: +/- Q* +/- QH +/- QE +/- QG +/- AQA +/- AQS = 0 Q*: radiació neta; QH: calor sensible; QE: calor latent; QG: calor per conducció; AQA: variació de calor per advecció -– flux aire horitzontal -– vent; AQS: variació del calor emmagatzemat.
Al desert. QM: calor metabòlic de l’organisme QH i QE són components de la convecció. Es relacionen amb: - La raó de Bowen: β>1 β<1 β>0 QH QE β<0 Volum β Oceans tropicals Boscos tropicals humits Boscos/praderes temperats Àrees semiàrides Deserts càlids 0.1 0.1-0.3 0.4-0.8 2-6 >10 QH > QE = clima càlid QH < QE = clima humit Nits -MINI-PRÀCTICA: termòmetre d’infrarojos Paret a les 9.00h: 25ºC Roba a l’axil·la 28ºC Aigua fresca 20ºC Sostre 26ºC Florescent 33ºC Cel 26ºC aprox. (sensibilitat baixa) 4.9 Balanç energètic d’un volum d’aigua Radiativament, un volum d’aigua és més complex que un volum sòlid. Quan arriba la radiació solar, pot reflectir-se segons l’albedo, pot ser absorbida i pot ser transmesa en profunditat.
Es transmet en un volum d’aigua seguint la llei de Beer: KZ = K0 · e-az KZ: radiació ona curta incident a Z metres de profunditat; K0: rad. curta incident en superfície; e; -1 número e; a: coeficient d’extinció(m ); Z: profunditat (m).
És una llei exponencial negativa.
A la majoria de mars i oceans la llum no arriba a més d’una desena de metres de profunditat. Al gel el mateix, i a la neu, arriba molt poca, ja que és molt opaca. A aigües tropicals molt netes, a centenars de metres.
El coeficient d’extinció (a) depèn de: composició química de l’aigua, el plàncton que contingui i la terbolesa de l’aigua.
Els oceans són el 71% de la superfície del planeta (360.650.000 km 2). L’aigua és salada perquè l’H2O precipitada va dissoldre les roques salines que trobava al seu pas La salinitat de l’oceà es mesura en %.
Salinitat mitjana de 35%.
-Oceà Pacífic: 155,6M km2 ---- Fossa abissal Marianes 10.920m profunditat -Oceà Atlàntic: 76,8M km2 ---- Fosa Puerto Rico 9.000m profunditat -Oceà Índic: 68,6M km2 ---- Fosa Java 7.400m profunditat -Oceà Sud (latitud >66,5º): 20,3M km2 ---- 5.600m profunditat -Oceà Àrtic: 14,1M km2 ---- 7.200m profunditat -Mar mediterrani: com a mar interior, és el més extens. 2,5M km2. Braç marí de Gibraltar amplada de 14 km. Profunditat mitjana de 1500m, màxim al Jònic, de 5267m. Mar més hali que la resta (38%), per l’alta evaporació del clima mediterrani i per escasses entrades fluvials.
-Mar Bàltic: 377.000 km2. Salinitat de 6-8% al claustre i 3-4% a riberes. Mar poc profund, aigües someres de profunditat màxima de 459m, i una mitjana de 55m.
NOTA: + SALINITAT = + DENSITAT = + FLOTABILITAT Els volums d’aigua termorregulen el clima. Això vol dir que per la seva gran inèrcia tèrmica suavitzen les temperatures evitant els extrems. Exemple -L’Estartit: Gener: T’ aire = 8.4ºC; Febrer: T’ aigües someres = 12,9ºC Juliol: T’ aire = 22,5ºC; Agost: T’ aigües someres = 22.5ºC ATº aire: 14,1ºC – ATº aigües someres = 10,2ºC L’aigua és una bona absorbidora de radiació encara que té una dèbil resposta tèrmica. Això és degut, a que als volums d’aigua, la radiació es reparteix al entrar, en aigua líquida, mescla de partícules i repartiment de calor. L’aigua s’evapora i es perd calor latent i augmenta el calor específic (menor ATº).
4.10 Bioclimatologia humana Existeixen dos tipus bàsics d’organismes segons el control de la seva temperatura interna: -Poiquiloterms (sang freda) -Homeoterms (sang calenta) Equació del balanç energètic d’un homeoterm: El calor metabòlic (QM) no es pot eliminar. QM = QMb + QMa QMb = calor metabòlic basal; QMa = calor metabòlic muscular (moviment).
2 2 Sempre al estar viu, aproximadament, QMb = 60 W/m . 1,7m pell = 100 W- Diferencies bioclimàtiques del humans amb la resta dels homeoterms: - Postura erecta: optimització radiació solar incident - Importància suor: fonamental a ambients càlids. A condicions extremes, suem fins 1L/h.
- Escàs pelatge: absència aïllament tèrmic natural - Ús habitual de vestits: compensació per la falta de pelatge - Vida en interior d’edificacions: microclimes de confort - Comportament racional: superior a l’ instint animal? --> permet arribar equilibri termoregulador - METEOROTROPISME: influència de l’estat de l’atmosfera i els seus meteors. Les persones meteorotropiques són les “sensibles” al temps i clima - CLIMATOTERÀPIA: estudi de la relació entre el clima i el tractament de certes malalties (teràpies per medi del clima). Exemple: fongs, a climes humits, molta suor, no es sequen. Algunes malalties poden ser alleujades a determinats climes.
CONFORT CLIMÀTIC És l’estat de l’atmosfera en que el nostre equilibri energètic s’aconsegueix sense gairebé cap esforç termoregulador. En repòs, roba lleugera i sense corrents d’aires: 20-25ºC. Despullat i tombat: 27-29ºC.
En aigua i en repòs: fins a 35ºC.
Temperatures a tenir en compte:  Temperatura aire: amplia variació. Al món, màxima 58ºC Al-Azizia; mínima -89,5ºC Antàrtida. A Espanya, màxima 47ºC Sevilla; mínima -32ºC Pirineus lleidatà. A Barcelona, màxima de 39,3ºC; i mínima de -6,7ºC.
 Temperatura pell: apreciable variació, amb possibilitat de congelació (Tº negativa).
 Temperatura interna: 36,5-37ºC. Es defineix com la temperatura a 2cm sota la pell, la temperatura de la sang. Tº axil·lar, oral, aural (orella) i rectal. Tº rectal > Tº axil·lar (2-3 dècimes).
TERMOREGULACIÓ EN TEMPS FRED -Augment de la producció de calor metabòlic: voluntària, exercici físic, i involuntària, tremolar. Calor metabòlic basal: 60 W/m2. Calor metabòlic a 5km/h: 180 W/m2.
-Vasoconstricció: constricció dels vasos sanguinis perifèrics.
RISCOS EN TEMPS FRED - Congelació òrgans: perifèrics i amb relació massa/superfície petita.
- Hipotèrmia: 35ºC, pèrdua de control tèrmic, torpesa física i mental.
- Hipotèrmia letal: 26ºC, mort de fred - *paper agreujant del vent que augmenta la pèrdua de calor. Windchill relaciona la Tº aire i la velocitat del vent donant una temperatura d’equivalència. Amb 10ºC i vent de 50km/h la sensació tèrmica sembla a ser una Tº negativa.
Pregunta examen: Millor postura en temps fred? Resposta: Fetal.
TERMOREGULACIÓ EN TEMPS CÀLID - Reducció del calo metabòlic (repòs) - Vasodilatació de vasos sanguinis perifèrics. Efectiu fins temperatura aire = 35ºC.
- Evaporació de suor: únic mecanisme fisiològic en temps molt càlid.
RISCOS EN TEMPS CÂLID - Insolació - Cop de calor: per sobra de temperatura interna de 41-42ºC, danys irreversibles.
- Deshidratació: la suor exigeix pèrdua d’aigua, que causa deshidratació.
- *paper agreujant de humitat que impedeix evaporació de la suor. A una temperatura de 30ºC i humitat del 80%, sensació de 40ºC. Tº de xafogor (bochorno).
CALENDARI DE MORTALITAT Mortalitat hivern > Mortalitat estiu. Al centre de l’estiu, augmenta la mortalitat depenen de si hi ha onada de calor o no. És climàtica. A setembre, menor mortalitat de l’any. Confort climàtic de Barcelona és de 23ºC = menor mortalitat.
4.11 Mesura de la radiació i la insolació Es mesura en W/m2 o en cal/cm2·min, amb el radiòmetre: un dinamòmetre és molt comú.
Insolació: numero d’hores de Sol en que rep radiació solar directa, hores i minuts. Es mesura amb un heliògraf.
5. LA TEMPERATURA 5.1 Introducció: Calor i temperatura -Calor: forma d’energia que es manifesta en els canvis d’estat i en dilatacions i contraccions.
-Temperatura: condició o característica del calor que determina quin de dos cossos, en presència, cedeix o rep calor. El calor sempre passa del cos amb major temperatura a l’altre.
-Calorimetria: mesura de la quantitat de calor emmagatzemada pels cossos. Depèn de la naturalesa del cos, la seva massa i la seva temperatura.
Cada substància presenta una diferent capacitat d’emmagatzemar calor: Calor Específic Quantitat de calor necessària per elevar 1˚C la temperatura d’1 gram de substància.
Unitat: caloria, definida com la quantitat de calor necessària per elevar 1˚C la temperatura d’1 gram d’aigua pura. El calor específic de l’aigua pura és 1 cal/g·˚C L’equació que permet calcular la quantitat de calor, Q, en calories, guanyat o perut per un cos al variar la seva temperatura és: Q  c  m  (t 2  t1 ) c: el calor específic; m: la massa; t2: temperatura final; t1: temperatura inicial 5.2 Termometria El termòmetre és l' instrument que mesura la temperatura. El seu fonament és el fenomen general de dilatació i contracció dels cossos en variar la temperatura.
Com cos testimoni es prefereixen alguns líquids, com el mercuri i l'alcohol.
La graduació dels termòmetres usuals es realitza fixant en una escala els punts de congelació i d'ebullició de l'aigua. A les estacions meteorològiques s'utilitzen 2 termòmetre: el de màxima i el de mínima.
Un termògraf es un termòmetre registrador Els termòmetres digitals han revolucionat el món del termòmetre tradicional. Tenen una gran precisió i, molts d'ells, una baixa inèrcia (en pocs moments, l'aparell dóna la veritable temperatura de l'aire allà on se situï). Convé que la sonda estigui sotmesa a un flux d'aire per poder efectuar una lectura ràpida.
Convencions per la mesura de la temperatura Mesurar la temperatura de l'aire exigeix bastants cures i convencions: ja que sempre ha de mesurar-se a l'ombra. Es col·loquen a l'interior d'una garita meteorològic -calaix de fusta de grans dimensions -parets en forma de doble persiana -allunyada del terra -garita pintada de blanc -sostre amb orifici per afavorir la circulació d'aire.
-porta de la garita convé que s'obri cap al nord (en HN) -termòmetres a 1,5 m d’altura ESCALES -Centígrada: és la més difosa, situa el 0 en el punt de congelació de l'aigua i el 100 al punt d'ebullició -Celsius: prèvia a centígrada, és la mateixa però invertida -Fahrenheit: utilitzada en els països anglosaxons, la congelació de l'aigua es produeix en el 32 i l'ebullició al 212 -Reaumur: té el 0 en el punt de congelació de l'aigua i el d'ebullició en el 80, ha quedat en desús.
-Absoluta o Kelvin: el 0 se situa en el valor tèrmic més baix possible, que és el -273 de l'escala centígrada, i la seva graduació és igual a la centígrada º C º F  32 º R º K  273    100 180 80 100 5.3. Les variacions cícliques de la temperatura en un lloc La temperatura, en un lloc determinat, presenta dues variacions aproximadament cícliques: una diària i una altra anual. El cicle diari de la temperatura és "paral·lel" al cicle del balanç radiatiu, però retardat en el temps.
La temperatura màxima sol donar-se després del mig dia astronòmic i no durant ell, quan més gran és l'input radiatiu, i la temperatura mínima, molt poc després de la sortida del sol.
La temperatura segueix augmentant o disminuint mentre les entrades energètiques superin les pèrdues, o a l'inrevés, respectivament. La màxima diària es registra a una hora relativament fixa, i la mínima és variable en funció de l'hora de la sortida del sol.
El balanç de radiació suficient per explicar les característiques del cicle diari de temperatura: - En les jornades de cel cobert hi ha una petita amplitud tèrmica (escassa radiació solar, i igualment, escassa perduda per irradiació) - En les jornades amb cel clar o poc ennuvolat, una gran amplitud (elevada insolació, però també grans pèrdues per irradiació).
El cicle anual de la temperatura presenta, també, un màxim, retardat respecte al màxim d'insolació, entre un mes a les àrees continentals i un mes i mig a les oceàniques. De la mateixa manera, mostra un retard similar.
Les dates més caloroses del calendari en les latituds mitjanes de l'hemisferi nord solen ser les de la segona quinzena de juliol i la primera d'agost (mes a mes i mig després del solstici d'estiu).
Aquest cicle també presenta irregularitats segons la marxa tèrmica, ascendent i descendent. El ritme termomètric d'un període de 10 o més anys sol ser regular, però es has detectat singularitats que arriben a detectar-se en les gràfiques de mitjanes i que deuen el seu origen en l'aparició i repetició en unes mateixes dates de determinades situacions atmosfèriques.
5.4. Amplitud tèrmica i continentalitat L'amplitud tèrmica és la diferència entre temperatures màximes i mínimes d'un període o lloc. Es defineixen diversos tipus: - Amplitud diària: en una data concreta.
- Amplitud mitjana anual: mitjanes dels mesos més càlid i més fred.
- Amplitud absoluta: les extremes d'un any o d'un període més llarg.
- Amplitud mitjana diària mensual: diferència entre les mitjanes màximes i mínimes diàries d'un mes.
- Amplitud mitjana diària anual: diferència entre les mitjanes màximes i mínimes diàries d'un any.
Els valors de les amplituds tèrmiques diària i mitja anual depenen de: - La continentalitat o, la seva inversa, la oceanitat (maritimitat) - La nuvolositat (sobretot l'amplitud diària) - La latitud (especialment la mitjana anual) - L'altitud - El tipus, oceànica o continental, de massa d'aire (anual) - El tipus d'enclavament, sigui sector boscós o sense vegetació, obaga o solana ... (diària) - L'època de l'any (diària) A més continentalitat, latitud, freqüència de masses d'aire d'origen continental (amb poca humitat), sequedat dels enclavaments, exposició al Sol i a l'estiu, majors valors de les amplituds. Els altres factors influeixen en sentit contrari.
La continentalitat és el factor invers a la oceanitat, o grau d'influència marina, sobretot termoreguladora i d'elevada humitat. La continentalitat depèn de la distància al mar, però no la purament geomètrica, sinó matisada pels obstacles o accidents orogràfics que separen el lloc considerat de la massa aquàtica.
La continentalitat és un factor decisiu en la magnitud que assoleix l'amplitud tèrmica, i, recíprocament, el valor de l'amplitud mitjana anual s'utilitza per avaluar la continentalitat, matisada convenientment per la latitud.
5.5. Les gelades i el seu combat Es parla de gelada quan la temperatura de l'aire és igual o inferior a 0ºC. És freqüent que, mentre el termòmetre d'una garita marca una temperatura lleugerament positiva, un proper a terra doni valors negatius.
En nits d'hivern amb forta pèrdua radiativa sol donar-se una inversió tèrmica costat a terra, on es donen els valors mínims, que poden quedar 2 o més ºC per sota dels registrats pel termòmetre a l'altura convencional.
La superfície del sòl és el nivell en què es donen contrastos tèrmics més acusats al llarg d'una jornada buidada en què dominen els intercanvis radiatius sobre els advectius.
Uns quants decímetres per sobre del sòl, la temperatura sol ser menor durant el dia i més durant la nit.
En profunditat hi ha una escassa amplitud tèrmica.
Les gelades poden classificar en tres tipus: - D'irradiació: es produeixen per refredament ràpid i pronunciat de la superfície terrestre i de l'aire en contacte amb ella per una forta pèrdua radiativa.
- D'advecció: tenen el seu origen en l'advecció o arribada d'una massa d'aire molt freda, amb temperatura negativa.
- D'evaporació: es produeixen pel refredament resultant d'una evaporació ràpida de l'aigua que pugui recobrir les plantes, quan la temperatura és pròxima als 0ºC.
Els factors que influeixen en l'ocurrència i en la intensitat de les gelades d'irradiació són: - La nuvolositat - El vent - La humitat de l'aire - La topografia - La constitució del sòl A les nits clares, en calma i relativament seques, els sectors continentals topogràficament enfonsats respecte als voltants tenen una alta probabilitat de patir una gelada d'irradiació, si al vespre, la temperatura de l'aire és ja de pocs graus sobre els 0ºC.
Pel seu origen i la seva localització, les gelades d'irradiació poden combatre, no així les d'advecció, que són incontenibles.
Mesures directes: - Instal·lació d'escalfadors o fogons - Producció de fum - Instal·lació de ventiladors - Recobriment de les plantes - Reg per aspersió Mesures indirectes: - Elecció d'emplaçaments adequats (fora de tàlvegs i sòls solts) - Elecció d'espècies i varietats resistents a les gelades - Ús de tècniques adequades de cultiu.
5.6. Distribució geogràfica de la temperatura La temperatura mitjana anual varia des de menys de -50ºC a més de 30ºC.
El pol fred se situa a 78 ˚ S, 96 ˚ I, a l'Antàrtida, té una temperatura mitjana anual extrapolada d'-57'8ºC.
Dalol, a Etiòpia, a 14ºN, 40ºEst, a menys de 100 km del Mar Roig i a 100 m sota el nivell del mar, té una mitjana anual de 34'4ºC. L'equador tèrmic (paral·lel més calorós de mitjana) se situa entre 5ºN i 10ºN de latitud, sent, en conjunt, l'hemisferi boreal més càlid que l'austral (important influència del gran casquet polar antàrtic). Les regions continentals intertropicals són les més càlides, davant l'Antàrtida i Sibèria, les més fredes.
Les isotermes mitjanes anuals, els valors disminueixen des de l'equador cap als pols, segueixen aproximadament els paral·lels i estan espaiades amb força regularitat entre si en l'hemisferi sud. Al nord, l'heterogènia distribució de terres i mars produeix àmplies inflexions, de manera que els oceans i les seves costes orientals de latituds mitjanes i altes són més temperats que els continents i les costes oposades a una mateixa latitud. Això s'explica per vents dominants de l'oest i pels corrents marins càlids.
En latituds baixes, les costes orientals dels oceans són relativament fresques, pels corrents fredes i el règim eòlic.
Pel que fa al règim estacional i a les amplituds anuals, es distingeixen diverses grans zones: - Intertropical: temperatura alta tot l'any pel que no es pot parlar d'estació tèrmica (l'amplitud tèrmica anual és inferior a la diària 1ºC en els oceans, 3 ˚ C en sectors costaners, 7 ˚ C en àrees interiors) - Tropical: màxim i mínim tèrmic mica contrastats - Temperada: l'hivern i l'estiu, tèrmics, constitueixen la característica principal del cicle climàtic anual - Subpolar: mateixa situació que per a la zona temperada, però amb temperatures mitjanes anuals més baixes - Polar: l'amplitud anual és molt alta (gran contrast d'insolació entre hivern i estiu), mentre que la diària és molt reduïda (escassa variació de l'altura del sol al llarg d'un dia).
6. LA HUMITAT I LA NUVOSITAT 6.1 Vapor d’aigua i humitat.
El vapor d’aigua és un gas invisible present a l’atmosfera. A 15ºC només farien falta 12,7g de vapor d’aigua per saturar 1m3 d’aire. A una aula amb una longitud de 10m, amplada de 6m i altura de 3m, és a dir 18m3 de volum. Si l’aula es troba a 15ºC, es trobaria saturada si hagués: 12,7g/m3 · 180m3 = 2286g vapor d’aigua. El 70% de 2286 és 1660g, és a dir 1’6L d’aigua.
La humitat de l’aire és la quantitat de vapor d’aigua per unitat de volum. La humitat de l’aire va de 0-40g de VA / m3 a zones equatorials.
La importància del VA la trobem a: és un gas de l’efecte hivernacle; és decisiu en el confort climàtic; permet transferència del calor latent; és origen dels núvols i hidrometeors.
6.2 Mesures de la humitat - Humitat absoluta: és la densitat de VA d’aire. Enllaça amb la definició de humitat. Es mesura en grams de vapor d’aigua per m· d’aire.
- Pressió parcial de VA: part de la pressió atmosfèrica exercida pel VA contingut a l’atmosfera. Es mesura en hPa o mm Hg.
A cada temperatura, indica el nivell màxim de vapor d’aigua. A un punt de 20ºC, i 10 hPa, per augmentar PPVA, es pot augmentar la humitat, o bé,refredar l’aire (formació del núvols).
Preguntes: - Perquè una goteja un got amb una beguda freda un dia d’estiu? · Perquè el vidre arriba a la temperatura de saturació de VA. Dins, el gel. Amb l’aire càlid, la superfície del vidre, el VA s’hi concentra, l’emmagatzema molt.
- Perquè l’aire en l’interior de les cases en tems fred és molt sec? · Perquè la temperatura de la casa és molt freda i l’aire es troba saturat. Al augmentar la temperatura, queda molt allunyada de la saturació.
- Punt de rosada: és la temperatura a la qual, el vapor d’aigua contingut a l’aire es condensa i satura.
- Humitat relativa: és la relació entre la quantitat de vapor d'aigua que conté i la que tindria si estigués completament saturat, així com més s'aproxima el valor de la humitat relativa a 100% més humit està. Es calcula: Pressió Parcial (ep) / Pressió saturació de VA (eps) = (%).
6.3 Aparells que mesuren la humitat - Higròmetre: instrument que mesura la humitat, en concret, la humitat relativa. El més comú és l’ higròmetre d’absorció (de cabells).
Es basa en la característica d’algunes substàncies d’absorbir VA de l’aire directament (hidroscòpia). Ex: sal comuna, fusta (sense pintar ni endurir), els cabells humans (higroscòpia molt alta, els més utilitzats). Amb la humitat de l’aire, s’acurta o s’allarga. Ha de ser un cabell de dona i que sigui ros natural. No és lineal. Per obtenir el 0% es fica en una campana amb una substància dessecant, el prototip, i pel 100% en un drap humit. Així es calibra.
- Higrògraf: és un higròmetre registrador.
Funciona igual, però hi ha un tambor que gira i va deixant nota d’un registre segons l’ humitat.
- Higròmetres populars: objectes i éssers vius el comportament i la manifestació física canvia amb la humitat de l'aire. Exemples: frares (marca temps sec i temps humit); figuretes que canvien de color (de blau en temps sec a rosa en temps humit). Són de vidre i porten una substància hidroscòpia; alguns animals com la reineta (en una gàbia amb una escala i una piscina. Si és a la piscina és que hi ha temps sec, i contra més alt en l'escala, mes humit és el temps).
- Psicròmetre: conjunt de dos termòmetres, un de normal, el termòmetre sec que mesura la temperatura de l'aire, i l'altre termòmetre, embolicat en una metxa humitejada per contacte amb l'aigua, el termòmetre humit. El T humit, dóna una T º menor ja que perd calor a l'evaporar-se l'aigua. Busques les diferència entre termo sec i termo humit i mesures la humitat de l'aire: diferències importants entre 2 termos = ambient sec; diferències petites entre 2 termos = ambient humit.
6.4 Variacions diàries i anuals de l’ humitat relativa i absoluta Humitat relativa: Té un ritme invers a la temperatura. Quan hi ha temperatura mínima, la HR és màxima (quan la sortida del Sol). Quan la HR és mínima, la Tº augmenta (després del mig dia).
La HR màxima es dona a l’hivern, i la màxima a l’estiu.
Si T augmenta, Eps augmenta = HR disminueix. Si T disminueix, eps disminueix ? HR augmenta.
Humitat absoluta: té un ritme semblant a la temperatura. Si T augmenta, HA augmenta.
Si T augmenta, augmenta l’evaporació = HA augmenta. Si T disminueix, disminueix evaporació = HA disminueix.
6.5 Núvols Un núvol és un hidrometeor que consisteix en una massa visible formada per cristalls de neu o gotes d'aigua microscòpiques suspeses en l'atmosfera. Els núvols dispersen tota la llum visible, i per això es veuen blanques. No obstant això, de vegades són massa gruixudes o denses com perquè la llum les travessi, i llavors es veuen grises o fins i tot negres.
6.6 Classificació núvols Segons constitució física: Núvols líquides: són les compostes exclusivament per gotetes líquides.
Núvols de cristalls de gel: només tenen aquestes partícules sòlides.
Núvols gelades: molt rares, estan formades per gotetes d'aigua congelada.
Núvols mixtes: són les que tenen una barreja d'alguns o de tots els elements aquosos anteriors.
Cal tenir en compte que poden formar núvols líquides a temperatures inferiors a 0 º C a causa de la subfusió. Per això, els núvols de cristalls necessiten una temperatura molt inferior a 0 º C.
Segons altitud: Altes: són les que se situen a la anomenat pis superior, que per a les latituds mitjanes està entre els 5-13 km d'altitud.
Mitjanes: són els núvols que es troben al pis mig, entre els 2-7 km d'altitud.
Baixes: situades al pis inferior, tenen una altitud que no sobrepassa els 2 km.
La seva relació entre extensió horitzontal i la dimensió vertical La dimensió vertical és l'espessor del núvol, és a dir la distància vertical entre la seva base i el cim.
L'extensió horitzontal pot definir com la màxima distància en la projecció del núvol sobre una superfície horitzontal.
Estratiformes: la seva dimensió vertical és reduïda pel que fa a l'extensió horitzontal. Tenen formes en vels extensos o en bancs estratificats.
Cumuliformes: presenten una dimensió vertical comparable a la seva extensió horitzontal, fins i tot superior a ella. Tenen formes globulars.
6.7 Classificació internacional de núvols Cirrus: Núvols alts (6000-12000 metres). Estan formades per cristalls de gel i són transparents i molt fines. Tenen aspecte fibrós, en forma de cabells, i lluentor sedosa. Presenten desenvolupament horitzontal.
Cirrostratus: núvols alts. Solen aparèixer sobre els 8.000 m. Estan formades principalment per cristalls de gel. S'assemblen a un vel blanc i pàl·lid transparent i d'aspecte tant fibrós com llis. Són estrats semitransparents, que cobreixen totalment o parcialment el cel produint halos al voltant del Sol.
Desenvolupament horitzontal. Donen lloc a fenòmens d'halo.
Cirrocúmuls: núvols alts (5000-13000 m). Estan formades per petits cristalls de gel com si fossin escates de peix. Semblen petites boles de cotó que se solen alinear en llargues fileres. Principalment són blancs encara que de vegades semblen grisos. Quan cobreixen la majoria del cel, s'anomena "cel enrajolat" o "cel escatat".
Altostratus: núvols mitjans (3000-4000 m). Són com vels de tons grisos, blancs o blavosos. Les seves parts menys denses permeten veure el Sol i la Lluna com taques difuses, com si les veiéssim a través d'un vidre opac. Estan formats per gotetes d'aigua i petits cristalls de gel. Ocupen llargues extensions de centenars de quilòmetres i un gruix considerable de vegades de quilòmetres. La refracció de la llum en elles és pràcticament irregular per complet. Les precipitacions que produeixen són pluges i neus.
Altocúmuls: núvols mitjans (La seva altura és d'uns 3.000 m). Generalment estan formats per gotetes d'aigua que a temperatures molt fredes estan formades per cristalls de gel. Poden produir fenòmens com l'halo i les columnes lluminoses. Apareixen en bancs de núvols de forma globular. El seu color sol ser una barreja entre gris i blanc.
Nimbostratus: núvols baixos. Fins els 2.000 metres. Són núvols gruixuts amb molts estrats que cobreixen tot el cel. Es desenvolupen tant horitzontal com verticalment. Són de color gris i freqüentment fosc.
Oculten el Sol ja que tenen un gruix suficient per a això. Estan formats per gotetes d'aigua en la seva majoria, i en part per cristalls de gel i neu. Solen aportar pluja i neu. Donen pluges pertinaços.
Stratus: núvols baixos. Fins els 1.000 m. Cobreixen de boira turons més altes. El seu color és fum o grisenc. No es relacionen amb pluges ni neus. Les hi considera núvols de bon temps Cúmuls: núvols d'expansió vertical. Fins als 2.000 metres. Són núvols inflats, grisos a la part inferior però blanques i brillants a la superior. Són conseqüència d'una forta ascensió de l'aire a causa de la convecció tèrmica. Són núvols de gran desenvolupament vertical. Aporten fortes pluges i tempestes.
Cumulonimbus: núvols d'expansió vertical. Fins als 15.000 metres. Són conseqüència d'una forta ascensió de l'aire a causa de la convecció tèrmica. Tenen el cim aplanada i són grans núvols de tempesta.
Produeixen fortes xàfecs, tempestes, calamarsa o tornados.
6.8 Boires Una boira és un núvol a nivell de l'observador. Hi ha boira quan la visibilitat horitzontal queda reduïda a menys d'1 km (reduïda per partícules aquoses). Formades per partícules aquoses molt petites en suspensió.
Quan hi ha més d'1 km de visibilitat horitzontal, però no es veu amb claredat, parlem de boirina.
Calitja/calina: reducció de la visibilitat per partícules de pols. Típica de l'estiu en zones amb poca visibilitat. Capvespres ataronjats. Horitzons llunyans.
Tipus de boira: - Boira de radiació: passa després de la posta del sol, quan el sòl perd calor a través de l'emissió de radiació infraroja en una nit sense núvols (d'estar presents, els núvols evitarien que la calor escapi a l'espai). Llavors, el sòl refredat produeix condensació en l'aire proper al sòl, a través del procés de conducció de calor. Aquest tipus de boira és comú a la tardor als països de clima temperat, usualment té un gruix d'1 metre (encara que la turbulència pot fer que s'elevi, i és de curta durada).
- Boira d'advecció: pren lloc quan masses d'aire calent i carregades d'humitat passen sobre sòls freds, la qual cosa fa refredar l'aire mateix augmentant la humitat relativa i provocant finalment la condensació.
Aquest fenomen és comú a les costes, quan el tebi aire tropical es troba amb aigües de latituds majors.
També és comú quan un front càlid es mou sobre una àrea amb una quantitat considerable de neu , o després d'una pedregada abundant en llocs amb temperatures temperades.
- Boira d’evaporació: es produeix a una superfície aquosa amb evaporació on es condensa el VA i forma una espècies de boira fumejant.
7. ELS MOVIMENTS VERTICALS DE L’AIRE 7.1 Introducció L’aire es troba en equilibri hidrostàtic entre la força de decreixement de la pressió amb l’altura, i la força de la gravetat. dp = -δ · g · dz - Per a una pressió determinada, la densitat de l’aire depèn de la temperatura. L’aire calent és lleuger, i l’aire fred és dens. Densitat (δ) = P / R·T - Per a una mateix pressió i temperatura, l’aire humit és una mica més lleuger que l’aire sec.
7.2 Processos i gradients adiabàtics de l’atmosfera - Definició de procés adiabàtic: procés físic termodinàmic en el que no es produeix intercanvi de calor entre el sistema en el qual es produeix un procés i l’exterior del sistema.
-1ª llei de la termodinàmica: Tota compressió adiabàtica produeix un escalfament )comprimir = escalfar).
Tota expansió adiabàtica produeix un refredament (expandir = refredar).
-2ª llei de la termodinàmica: Si no s’introdueix energia en un sistema, augmenta l’entropia.
- Observació: En una atmosfera lliure, els ascens i descens de l’aire es produeixen amb suficient rapidesa com per no intercanviar calor amb els voltants. Són processos adiabàtics.
ascens aire disminució pressió augment volum expansió refredament PROCÉS ADIABATIC descens aire augment pressió disminució volum compressió escalfament Si l’aire no es troba saturat (sec): humitat <100%, al variar 100m d’altura +/- 1ºC (gradient adiabàtic sec).
Si l’aire està saturat (humit): humitat 100%, al variar 100m d’altura +/- 0.5ºC (gradient adiabàtic humit).
Es torna el calor latent al produir-se l’evaporació. Més que en aire sec.
7.3 L’efecte Föhn (fogony: català) El vent föhn es produeix en relleus muntanyosos quan una massa d’aire càlid i humit és forçada a ascendir per a salvar aquest obstacle. Això fa que el vapor d’aigua es refredi i pateixi un procés de condensació o sublimació inversa precipitant-se en les vessants de sobrevent on es formen núvols i pluges orogràfiques.
És visible en Sort, en les muntanyes rocoses, els Andes... En Valencia el vent föhn del ponent (oest) augmenta el risc d’incendi.
El vent föhn té un efecte especial als essers vius, produeix un efecte excitant en el sistema nerviós. Esta comprovat, que, quan arriba, augmenten el numero de baralles, assassinats, altercats públics...
Augmenta la freqüència de les cefalees (en alguns països, es considerat un atenuant de culpa, si el dia del crim, va bufar vent föhn).
7.4 Estratificació de l’aire: estabilitat e inestabilitat. Tipus: - Estable: estabilitat atmosfèrica. Estat de l’atmosfera on els moviments dificultats de l’aire es troben dificultats - Inestable: inestabilitat atmosfèrica. Estat de l’atmosfera on els moviments verticals de l’aire es troben afavorits.
- Neutra: indiferent. Estat de l’atmosfera on els moviments verticals de l’aire no es troben dificultats ni afavorits.
Estable: retornarà a posició inicial Inestable: No retornarà.
S’allunya de posició inicial Neutre o indiferent: Ni s’allunya, ni retorna a posició inicial *Pràctica 4: α = gradient tèrmic vertical -Aire sec: estable: α < γ inestable α > γ neutre α = γ -Aire saturat: estable: α < γ’ inestable α > γ’ neutre α = γ’ γ = 1ºC/100m m γ = 0.5ºC/100m ºC 900 12.0 11.8 800 12.5 12.6 700 13.0 13.4 600 14.0 14.2 500 15.0 15.0 400 16.0 15.8 300 17.0 16.6 Saturat Nivell de condensació (nc) Sec Nivell de partida (np) = 500m. A partir 900m, inestabilitat condicional. De 300-800m, estabilitat 7.5 Temperatura potencial És la temperatura que adquiriria una partícula d’aire portada per via adiabàtica reversible, fins un nivell de referència (sol ser, de 1000 HPa). Per comparar la temperatura de la atmosfera, es porten partícules a un mateix nivell.
1000m 4ºC, no saturada α = 0.7ºC/100m.
200m 12ºC  segons α, a 200 m, hauria de ser T = 9.6ºC - Paradoxa de Shaw: si, amb una atmosfera estable, per tractar de pal·liar el fred de les muntanyes i el calor de les valls, agitarem violentament l’aire, obtindríem l’efecte contrari al desitjat. Refredaríem més les muntanyes i escalfaríem més les valls.
Temperatura potencial 7.6 Inversions tèrmiques És una derivació del canvi normal de les propietats de l’atmosfera amb l’augment de l’altitud. Usualment, correspon a un increment de la temperatura amb la altura. | H = | T.
Per detectar-les, s’utilitzen sondeigs, igualment, els núvols estratiformes, poden donar-nos informació, i com no, a través dels observatoris de la terra.
Tipus: .
- De terra: es produïda per un refredament de l’aire, que es troba més a prop del sòl, per pèrdues radiatives. Es solen donar, a les nits clares i sense vent, nits hivernals i amb boira, en general. El límit superior d ela boira, quan la hi ha, supera el límit superior de la inversió - Per subsidència: descens gran d’una capa d’aire.
Succeeix als anticiclons. La inversió, no es troba a prop de la terra, i es caracteritza per l’augment de temperatura de les capes superiors de l’atmosfera.
- Per turbulència: una capa ascendeix (es refreda) i una altre descendeix (s’escalfa). El lloc on entren en contacte es produeix la inversió tèrmica.
- Frontal: solen donar-se en fronts càlids. La massa d’aire freda es troba per sota d ela massa d’aire calent.
7.7 Efecte del gradient tèrmic vertical en la difusió del fum 8. LES PRECIPITACIONS 8.1 Precipitacions i Hidrometeors La precipitació, en Meteorologia, s’entén com a la caiguda de partícules d’aigua en estat sòlid o líquid, arribant al terra amb una velocitat apreciable. Quan un núvol, desprèn aigua, i no cau, s’anomena virga.
Les partícules d’aigua son diversos ordres superiors a les goticules dels núvols.
La pluja no exigeix una humitat del 100%. Si és necessari al núvol, però no on cau la pluja. I al contrari, moltes vegades, humitat relativa = 100%, i no plou. De manera que, HR i pluja, no van lligades en aquest sentit.
Tipus d’hidrometeors en funció de la naturalesa com cau: Líquida Pluja Plugina Xàfec Sòlida Neu Calamarssa Pedrerada Neu granulada Aiguaneu (+) Precipitació HIDROMETEORS Boira Rossada Gebre (escarcha) Boira gebredora (+) DADES: *A Barcelona: Nevar: 1.5 dies/any.
Neu quallada: 0.1 dies/any *A Observatori Fabra: Nevar: 3.5 dies/any.
Neu quallada: 1 dia/any Precipitació líquida: TIPUS Diàmetre Número gotes Velocitat caiguda Intensitat Núvol PLUJA >0.5mm gran moderada Ns, As PLUGINA <0.5mm enorme molt lenta mitjana, uniforme petita, uniforme XÀFEC grans moderat ràpida alta, irregular Cb, Cs Intensitat = Quantitat precipitació / temps = P / t St hidrometeors calitja litometeors fotometeors Meteors o fenòmens atmosfèrics tempestes de sorra i pols arc de Sanmarti arc de Sanmarti doble halo solar corona lunar tempesta electometeors foc de Santelmo: vents forts descàrrega suau sobre objectes acabats en punta. Flames blavoses sobre màstils vaixells. En muntanya, sobre copa arbres, a vegades fins i tot, sobre els dits. Anuncia tempesta propera.
eolometeors tornats 8.2 Tipus genètics de la precipitació - Convectiva cúmuls Cu cumulonimbus Cb - Ciclònica - Orogràfica 8.3 Gènesi de les precipitació • Teoria de la Col·lisió • Teoria de Bergeron-Findeisen Gotes d’aigua petites es van unint unes amb altres formant gotes més grans. És la teoria clàssica. Coalició.
• NÚVOLS CALENTS Gotes grans cauen sempre de núvols mixtes., com un Cb. Hi ha núvols amb cristalls de gel i gotetes liquides sobrerefredades (<0ºC).
• NÚVOLS MIXTES FREDS 8.4 Mesura de la precipitació Gotes grans cauen sempre de núvols mixtes., com un Base experimental de la pluja artificial. Es sembren amb cristalls de AgI i PbI2. S’injecta amb aeronaus i coets. Lluita anticalamarssa.
La precipitació es mesura amb el pluviòmetre i s’expressa en mm (litres / mm2). Els pluviòmetres oficials són diferents, eviten pèrdues d’aigua per evaporació.
La neu es mesura amb el nivòmetre. És similar a una pluviòmetre, però té una resistència que fa escalfar-se la boca a més de 0ºC. La neu que s’acumula es fon i cau a dins.
L’espessor de la neu sobre el terra té relació amb la quantitat de precipitació de neu. Depèn de la densitat de la neu. Relació 1:10. Espessor 10 cm = precipitació de 10 mm.
A llocs de difícil accés, es col·loquen pluviòmetres totals. S’afegeix oli de parafina, per tal de que l’aigua no s’evapori. Es produeix una acumulació d’aigua.
Pluviògraf: es tracta d’un pluviòmetre regulat.
Tipus: Regional o de Sifó Pluviògraf electrònic: similar que el normal, però aquest, té un recipient de metall inoxidable.
Mesura la intensitat de les voltes i així indica la intensitat de la pluja.
NOTA: La precipitació es mesura cada 24 hores a las 06h00’-07h00’ hores solars 8.5 Característiques climatològiques de la precipitació Mitjanes anuals:  Zona plujosa equatorial, que a vegades està eixamplada cap a les ones d’Amèrica tropical i el SE asiàtic, la zona monsònica. >1000mm, >2000mm, i fins i tot, >5000mm.
 Faixes plujoses de disposició SW-NE a latituds que oscil·larien entre 30 i 60º N/S.
 Àrees tropicals molt seques, on s’assenten els grans deserts del planeta.
 Àrees polars amb molt poca precipitació. <250mm.
Règims:     Equatorial: precipitació alta tot l’any Tropical: període sec i període plujós.
Desèrtics: precipitació molt baixa tot l’any Temperats i subtropicals (oceànics, continentals, mediterranis) Rècord planetaris:  Hawai: Mt. Waialeale  promig de 11.455 mm /any. Mesurat en 50 anys.
 Himalaia: Cherrapunji promig de 10.000-11.000 mm / any.
Rècord estiu, durant els monsons: 9.299 mm /mes. 26.000 mm / 12 mesos.
 Isla Reunion: 1.870 mm / dia I = 0.5 mm / min = I alta, pluja forta I = 1mm /min = diluvi,I molt alta.
A Barcelona: règim: OPIV (precipitació tardor > precipitació primavera > precipitació hivern > precipitació estiu). Es registra cada any un màxim de 5 mm / min. Promig de 600 mm / any.
Catalunya: 1.300 mm / any Rècords Espanya:  Oliva, Com. Valenciana, 1987: 817 mm / 24 hores.
 Gandia: > 1000 mm / 36 hores  Cabo Gata: <150 mm / any  Pontevedra: 2.000 mm / any Planeta Terra: 24 règims Península Ibèrica: 12 règims Catalunya: 8 règims  Vall d’Aran: plou a totes estacions.
9. LA PRESSIÓ ATMOSFÈRICA I EL VENT 9.1 El pes de l’aire i l’experiment de Torricelli.
Torricelli va omplir de mercuri un tub d'1 metre de llarg, (tancat per un dels extrems) i ho va invertir sobre una cubeta plena de mercuri, immediatament la columna de mercuri va baixar diversos centímetres, romanent estàtica a uns 76 cm (760 mm) d'alçada ja que en aquesta influïa la pressió atmosfèrica. Com segons s'observa la pressió era directament proporcional a l'altura de la columna de mercuri (h), es va adoptar com a mesura de la pressió el mm (mil·límetre) de mercuri.
Així la pressió considerada com "normal" es corresponia amb una columna d'alçada 760 mm. La pressió atmosfèrica es pot mesurar també en atmosferes (atm): 1 atm = 760 mm = 101.325 Pa = 1,0 "quilo" (kgf/cm2).
grups:   9.2 Baròmetres És un instrument meteorològic que mesura la pressió atmosfèrica. El primer, va ser: tub de Torricelli  pressió de 1013,23 hPa a nivell del mar (760 mm Hg).
750 mm Hg = 1000 hPa; 1 hPa = ¾ mm Hg.
En l’actualitat, els baròmetres es troben dividits en dos De mercuri (fonamentats en tub de Torricelli): els més precisos. Lectures corregides Aneroides (sense aire): - instrumental - per capil·laritat (lleu) - temperatura (lleu) - latitud (lleu) - altitud lloc (factor decisiu) | 8m d’altura = | 1 hPa Estan fonamentats en aixafament/inflament de les parets d’una càpsula metàl·lica, en el interior de la qual, s’ha realitzat un buit parcial. aixafament depèn de la pressió parcial atmosfèrica.
CÀPSULES DE VIDIE Rètols (Bon Temps, Temps Sec, Pluja, Tempesta i Variable) els va proposar Robert Hooke al segle XVIII.
Pressió relacionada amb el bon i mal temps als països del nord d’Europa. Es port regular l’agulla per posar la pressió a la que hauria d’estar per comparació amb pressió del nivell del mar.
9.3 Distribució horitzontal de pressió atmosfèrica. Vent geostròfic i vent real En un pla horitzontal, la pressió atmosfèrica varia segons el lloc. El desigual escalfament de l’aire és l’origen.
Hi ha fluxos que tracten de compensar les diferencies i causar, dinàmicament, zones d’altes i baixes pressions.
• Vent: és l’aire en moviment paral·lel al terra. És una mecanisme que intenta equilibrar les variacions de pressions. A = excés d’aire ---------> B = falta de pressió. L’aire, el vapor d’aigua i la calor són transportats pel vent. En un planeta pla, i sense rotació, el vent sortiria en direcció recta d’A a B. Al nostre planeta, el vent té un moviment no rectilini. Viatja d’A a B en corbes.
Isòbares Planeta pla, sense rotació Planeta Terra F = força de la pressió: Direcció P|  P|.
Mòdul directament proporcionals a gradient de pressió. Si les isòbares estan juntes,el gradient |, i mòdul | = vent fort. Si isòbares separades, gradient |, i mòdul | = vents dèbils.
C = força de Coriolis: és perpendicular a la |P |P pressió trajectòria. Al final, C = F. Vent flueix cap a baix. Afecta a qualsevol objecte mòbil del planeta en velocitat i trajectòria. Desvia el vent i les corrents marines. En PN cap a la dreta, i a PS, cap a l’esquerra. És menyspreable per trajectòries curtes.
αc = 2 · V · ω · sin ρ V = velocitat vent; ω = velocitat angular; ρ = latitud.
En equador nul·la, en PN i PS màxima.
• Vent geostròfic: vent resultant de l’equilibri entre la força de la pressió (F) i la força de Coriolis (C). És paral·lel a les isòbares. Pressió disminueix a l’esquerra de la trajectòria i augmenta a la dreta.
Vent real; no paral·lel a isòbares.
9.4 Mesures del vent • La direcció del vent la marca el penell. La punta del penell indica el lloc de la procedència del vent.
Marca el punt on hi ha la mínima resistència al aire.
S’expressa amb: -Rosa dels Vents: -Quadrants: .
.
-Forma més precisa: Azimut: angle horari a partir del N.
• La velocitat / força del vent la podem mesurar amb l’anemòmetre. S’expressa en m/s, km/h, nusos.
Velocitat vent: < 5 km /h = calma Es mesura qualitativament amb l’escala Beaufort (també per la navegació per mar) 9.5 Configuracions isobàriques Figures o formes comunes, i característiques dels conjunts d’isòbares. 1 isòbara = línia que uneix punts amb una mateix pressió atmosfèrica, anivellada a nivell de mar. Les configuracions isobàriques es poden dividir en: Dorsal anticiclònica Vaguada / solc Anticiclons Pantà baròmic • Tancades • Obertes Coll baromètric Depressions Pont anticiclònic Congost de baixes pressions Isòbares paral·leles Anticiclons: conjunt d’isòbares tancades.
Aproximadament el·líptiques o circulars. El seu valor de pressió augmenta cap a l’interior. No és el mateix, alta pressió que una pressió alta.
S’anomena amb una A o una H Depressions: Conjunt d’isòbares tancades aproximadament circulars o el·líptiques. El seu valor disminueix cap a l’interior. No s’ha de confondre, una pressió baixa amb una baixa pressió. S’anomena amb una B o L.
Dorsal anticiclònica: figura constituïda per isòbares no tancades, a mode de prolongació d’un anticicló amb forma de U més o menys inclinada o invertida. Dona lloc a bon temps. És molt freqüent a la Península Ibèrica, la dorsal de les Azores.
Vaguada: figura constituïda per isòbares no tancades a mode de prolongació d’una borrasca amb forma de V, més o menys inclinada o invertida. Dona lloc a temps amb precipitació.
Pont anticiclònic: separació entre dos anticiclons.
És el punt on acaben els 2.
Congost de baixes pressions: És la zona que Isòbares paral·leles: Solen marcar un vent molt separa dos depressions.
fort.
Coll baromètric: és una disposició en creu de 2 Pantà baromètric: figura caracteritzada per anticiclons i 2 depressions.
presentar un gradient de pressió molt baix , de manera que, o hi han molt poques isòbares, o si hi han, composen unes formes laxes amb valors pròxims als normals. Situació més freqüent en estiu, en la conca mediterrània.
9.6 Vents locals: les brises Els vents locals son aquells que s’estableixen per diferencies tèrmiques a una escala molt local. Entre els mes coneguts: les brises marines (diferencia tèrmica mar - atmosfera). No es poden deduir dels mapes del temps.
DIA marinada Terral més dèbil que la marinada.
Les condicions favorables per a la brisa marina són: NIT terral 1. Vent general (sigui fluix o estigui en calma) 2. Nuvolositat (sigui escassa o nul·la, o abundant, a una altura molt alta).
3. Estabilitat atmosfèrica 4. Radiació solar intensa 5. Contrast important aigua i terra La brisa marina pot arribar 1-15 nusos (aprox. 30km/h). Més endins, no hi ha contrast, la brisa es nota, fins a 10-20 km mar endins.
Mateixos esquema entre muntanyes i valls. Les anomenades, brises de muntanya. També es formen brises, als grans llacs.
...