La pressió atmosfèrica i el vent

 

La pressió atmosfèrica no és altra cosa que el pes d’una columna d’aire sobre la superfície del sòl, considerada fins al límit superior de l’atmosfera, per unitat de superfície.

La pressió atmosfèrica normal al nivell del mar és de 1.013,2 hPa (hPa: hectopascals). L’hectopascal és equivalent al mil·libar (mb), unitat de pressió que, en meteorologia i en climatologia, s’utilitzava precedentment.

La pressió atmosfèrica disminueix amb l’altitud, pel fet que, quanta més altitud hom guanya, menys aire hi ha al damunt i va disminuint, consegüentment, la pressió atmosfèrica. La disminució de la pressió atmosfèrica amb l’altitud no es fa d’una manera proporcional, sinó que és quasi exponencial. Ja que l’aire és un fluid compressible, les capes inferiors de l’atmosfera es troben comprimides pel propi pes de les capes d’aire superiors que hi reposen, de manera que les inferiors són més denses, per tant, més pesades. La pressió atmosfèrica disminueix ràpidament els primers centenars de metres, i, més amunt, ho fa progressivament amb més suavitat. A tan sols uns 5,5 km d’altitud, l’atmosfera pot ser dividida en dues capes amb un pes idèntic, ja que la inferior és molt més densa. En altres termes, cadascuna d’aquestes capes, que tenen un espessor molt diferent, aporta una pressió idèntica, de poc més de 500 hPa, per terme mitjà. Aquesta i altres raons expliquen la importància dins la meteorologia sinòptica i predictiva dels anomenats mapes d’altura de 500 hPa o topografies de la superfície de 500 hPa.


· Les diferències en la distribució horitzontal de la pressió atmosfèrica. El vent

La pressió atmosfèrica presenta variacions notables, a macroescala o a escala sinòptica, en un pla horitzontal, un cop reduïda al nivell del mar. La causa primera, encara que no sempre la més immediata, d’aquestes variacions radica en l’escalfament desigual de les diferents parts de la superfície de la Terra. Efectivament, l’aire en contacte amb aquestes superfícies escalfades desigualment es caldeja també amb diferent quantia, de manera que apareixen columnes d’aire càlid i altres de fredes. Les primeres són relativament lleugeres, poc pesades, i exerceixen sobre la superfície sobre la qual reposen una pressió més petita que la produïda per les columnes d’aire fred. Es correspondran, per tant, amb àrees de pressió relativament baixa, més baixa que les afectades per aire fred (MARTÍN VIDE, 1991).

A més, però, d’aquests mecanismes radiatius i convectius, hi ha processos d’origen dinàmic que donen lloc, igualment, a variacions importants de la pressió atmosfèrica, producte de l’ascens de l’aire, per la convergència en superfície, i del descens, per la divergència en superfície, dels fluxos d’aire. Els ascensos provoquen una aspiració d’aire cap amunt, i per tant una pressió més baixa en superfície, i els descensos, una sobreacumulació d’aire a les capes inferiors i, per tant, un augment de la pressió.

El vent, que és aire en moviment paral·lel al sòl, s’origina per aquestes variacions horitzontals de la pressió atmosfèrica, com una resposta a la necessitat d’un restabliment de l’equilibri bàric. La importància meteorològica i climatològica del vent és enorme. A través del vent es realitzen, a més de la circulació de l’aire, els intercanvis de calor i el transport de vapor d’aigua. Amb els intercanvis de calor s’equilibren, per exemple, les desigualtats tèrmiques entre els pols i l’equador. El transport de vapor d’aigua té unes repercussions pluviomètriques de primer ordre.

La representació cartogràfica de la distribució de la pressió atmosfèrica sobre la superfície terrestre es realitza mitjançant les isòbares, que són corbes cadascuna de les quals uneix els punts amb la mateixa pressió atmosfèrica una vegada reduïda al nivell del mar. Ja que la pressió normal al nivell del mar és, com hem dit, de 1.013 hPa, valors superiors a aquest llindar es consideraran alts i valors inferiors, baixos.


· Forces o components del vent

Ja hem assenyalat com el vent s’estableix de manera que tracta de compensar les diferències bàriques, és a dir, bufant de les pressions altes, on hi ha un excés d’aire, a les pressions baixes, on hi ha un dèficit. La Física parla de la força de la pressió, el mòdul de la qual resulta directament proporcional al gradient de pressió, és a dir, més gran com més reduïda sigui la separació entre les isòbares. Consegüentment, isòbares molt juntes indiquen un vent fort, i isòbares separades un vent feble. La força de la pressió, perpendicular a les isòbares, s’orienta de les altes a les baixes pressions.

Tanmateix, l’aire no es mou amb una direcció rectilínia i perpendicular a les isòbares com la que marca la força de la pressió, com succeiria en un planeta pla i sense moviment de rotació. Ans al contrari, l’aire que inicia el moviment en el sentit indicat per aquesta força tendeix a ser desviat cap a la dreta de la seva trajectòria a l’hemisferi nord, i cap a  l’esquerra a l’hemisferi sud. Aquesta nova força, que tendeix a oposar-se a la força de la pressió, actua sobre el vent i sobre qualsevol cos en moviment al planeta i rep el nom de força de Coriolis -matemàtic i enginyer francès (1792-1843)-.

L’acceleració de la força de Coriolis equival a la velocitat angular de la rotació de la Terra multiplicada pel sinus de la latitud del lloc on bufa el vent o es mou el mòbil i tot això multiplicat a la vegada per dues vegades la velocitat del vent, o del mòbil.

Hom dedueix d’aquesta fórmula que la força de Coriolis és nul·la a l’equador (sin 0º = 0) i màxima als pols i desestimable per a velocitats reduïdes o recorreguts curts. La força de Coriolis és una força que actua perpendicularment a la trajectòria del vent, a la seva dreta a l’hemisferi nord i a la seva esquerra al sud.

L’acció conjuminada de les forces de la pressió i Coriolis mena a un equilibri, de manera que el vent resultant, anomenat vent geostròfic, resulta paral·lel a les isòbares, deixa les pressions baixes a la seva esquerra i les altes a la seva dreta, a l’hemisferi nord, i al revés, al sud (aquest resultat rep el nom de llei de Buys-Ballot -meteoròleg holandès (1821-1885)-). El vent geostròfic constitueix, per tant, un vent teòric, que assenyala un moviment rectilini i uniforme de l’aire, segons la direcció fixada per unes isòbares rectilínies (cliqueu aquí per veure la figura).

Pel fet que les isòbares no acostumen a ser rectilínies, apareix una altra força, la centrífuga, perpendicular a la trajectòria i que tendeix a allunyar una mica l’aire dels nuclis amb isòbares tancades, sigui quina sigui la seva pressió. El vent resultant de l’equilibri entre les forces de la pressió, Coriolis i centrífuga és el vent del gradient, paral·lel a les isòbares seguint la seva curvatura.

Aquest vent encara no és el real, ja que prop de la superfície intervé una quarta força, la de fregament de l’aire amb una superfície terrestre que presenta rugositats. La força de fregament alenteix una mica el desplaçament de l’aire, de manera que, en compondre’s amb les altres forces esmentades, dóna lloc, per últim, a un vent real tan sols aproximadament paral·lel a les isòbares, ja que les talla amb un cert angle (cliqueu aquí per veure la figura). Aquest angle és més gran com més acusada resulta la rugositat de la superfície sobre la qual l’aire es desplaça (d’uns 15º sobre els oceans i que pot arribar als 45º sobre els continents).

Podem dir, a manera de síntesi d’aquest apartat, que l’aire es desplaça des dels nuclis d’alta pressió fins als de baixa, però no directament, sinó seguint amb una certa aproximació la direcció de les isòbares. Descriu una trajectòria en forma d’espiral doble (una espiral amb l’aire que surt al nucli d’alta pressió connectada a una altra espiral amb l’aire que entra al nucli de baixa pressió), a l’hemisferi nord en sentit horari quan surt del nucli d’alta pressió i en sentit antihorari quan s’aproxima al de baixa (a l’hemisferi sud els sentits de gir s’inverteixen) (cliqueu aquí per veure la figura).

Cal precisar que, a vegades, nuclis amb pressions lleugerament superiors o inferiors a les normals presenten sentits de circulació contraris als indicats, sempre que la pressió disminueixi o augmenti, respectivament, cap al seu interior. En el proper apartat tractarem els conceptes d’alta pressió o anticicló i de baixa pressió o depressió, els quals tenen en compte si la pressió augmenta o disminueix cap a l’interior dels seus corresponents nuclis.


· Configuracions isobàriques

Els grups d’isòbares solen adoptar unes configuracions típiques, a les quals van associats, generalment, uns determinats tipus de temps. Les configuracions isobàriques més importants són l’anticicló i la depressió, a les quals cal afegir la falca, el tàlveg, la collada, les isòbares paral·leles i el pantà baromètric.

Un anticicló, alta o màxim baromètric és una figura formada per isòbares tancades, aproximadament el·líptiques o circulars, amb uns valors de pressió que augmenten cap a l’interior, on té lloc el màxim de pressió.

Una depressió, baixa o mínim baromètric és una figura formada per isòbares tancades, aproximadament circulars o el·líptiques, amb uns valors de pressió que disminueixen de la perifèria al centre, on es localitza el mínim de pressió.

Una falca, dorsal o cresta (anticiclònica) és una figura formada per isòbares no tancades, a manera de prolongació d’un anticicló, amb una forma de U invertida, més o menys inclinada.

Un tàlveg, solc o “V” és una figura formada per isòbares no tancades, a manera de prolongació d’una depressió, en forma de V, més o menys inclinada o invertida.

Una collada, sella de muntar, punt neutre o punt hiperbòlic és una figura constituïda per isòbares no tancades i una forma típica de sella de muntar, producte de la disposició en creu de dos anticiclons i dues depressions. Si l’eix dominant és el que uneix els dos anticiclons, parlem de pont anticiclònic; i si l’és el que enllaça les depressions, de congost de baixes pressions.

Les isòbares paral·leles representen un feix llarg, rectilini i ben definit d’isòbares paral·leles.

Per acabar, el pantà baromètric és una figura en la qual el gradient de pressió és molt baix, de manera que a penes apareixen isòbares, o en tot cas ho fan formant petits nuclis, amb uns valors de pressió propers als normals.

Els anticiclons amb uns valors de pressió inferiors al normal i les depressions amb uns valors de pressió superiors al normal reben el nom d’altes i baixes relatives respectivament.

Als anticiclons i a les dorsals s’hi produeix subsidència de l’aire i divergència en superfície. A les depressions i els tàlvegs, hi ha convergència en superfície i ascens de l’aire, això és, l’aire es dirigeix cap al seu centre amb la qual cosa s’originen moviments ascendents. Les subsidències són causa de temps sec i estable, mentre que els ascensos originen moltes vegades inestabilitat atmosfèrica, un temps amb precipitacions, a causa de les condensacions i de les sublimacions nuvoloses produïdes pel moviment ascendent de l’aire.


· Consideracions generals sobre la influència del relleu en el vent

Les irregularitats topogràfiques, fins i tot les més lleus, ocasionen modificacions importants en les característiques del vent, en la força i direcció dels fluxos aeris, però també, i molt, en la turbulència i en les ràfegues (MARTÍN VIDE, 1991). A escala local, però també a una escala mitjana o sinòptica i fins i tot a macroescala, el relleu pot provocar alteracions en les característiques dominants de la circulació general atmosfèrica. És prou sabut, per exemple, que una carena de muntanyes pertorba l’escolament de l’aire en una capa que pot atènyer quatre o cinc cops l’alçada del relleu (THILLET, 1997). A banda d’aquesta acció, els principals efectes del relleu sobre el vent són: a) el de barrera; b) el de canalització; c) el d’embut; d) el de cantonada; e) el föhn.

Davant d’un obstacle orogràfic que actua de barrera, el vent tendeix en part a rodejar-lo, i en part a remuntar-lo. En situacions d’inestabilitat atmosfèrica, barreres allargades i d’altura petita o moderada, disposades perpendicularment als fluxos aeris, són proclius al fet que el vent pugui remuntar-les, mentre que obstacles aïllats i elevats, orientats en la direcció dels corrents aeris són, en condicions d’estabilitat atmosfèrica, més fàcilment rodejats pel vent (MARTÍN VIDE, 1991). Quan l’aire remunta fàcilment, la força del vent s’incrementa sobre els cims de les muntanyes, ja que el vent es veu comprimit entre el relleu i els fluxos aeris superiors. D’altra banda, si l’ascens i el descens resulten bruscos, a causa del fort pendent, el vent esdevé més turbulent i més ratxós. Apareix, sobretot en cas de vent ràpid i de vessants abruptes, un remolí intens a sotavent, d’eix horitzontal (MARTÍN VIDE, 1991). Amb certes condicions d’estratificació de l’aire, poden formar-se ones de muntanya, que a vegades estenen la seva influència a sotavent a més de 100 km de distància (THILLET, 1997). Assenyalarem, per acabar, amb relació a l’efecte de barrera, que alguns relleus allargats que són atacats obliquament pel vent acceleren aquest vent d’una manera notable, en desviar-lo, en el flanc de sobrevent (MARTÍN VIDE, 1991).

L’efecte de canalització comporta que el vent modifiqui la seva direcció dominant, de manera que s’emmotlla als tàlvegs i a les depressions que li brinda la topografia.

L’efecte d’embut provoca una acceleració dels corrents d’aire quan circulen per una secció estreta. És el cas, per exemple, del pas de l’aire pels colls de muntanya.

L’efecte de cantonada, prou conegut per la gent de la mar, té lloc en àrees costaneres prominents, quan el vent, que es veu obligat a envoltar promontoris elevats projectats cap al mar, incrementa la seva velocitat i experimenta certs canvis de direcció (FONT TULLOT, 1983).

Pel que fa a l’efecte föhn, ja hem descrit aquest fenomen en un parell de textos d’aquesta mateixa web Sabíeu que...? Algunes qüestions de meteorologia i climatologia. Aquests textos són “Què és l’efecte föhn? Com es produeix?” i “Algunes particularitats de l’efecte föhn”.


· Grans trets de la distribució planetària dels sistemes de vents i dels cinturons de la pressió atmosfèrica en superfície

A una escala planetària, hom pot distingir una sèrie de faixes latitudinals formades pels grans sistemes de vents i pels cinturons de la pressió atmosfèrica vinculats a aquests vents. A continuació passarem a resumir, breument, cadascuna d’aquestes faixes.

Al voltant dels 30-35º de latitud, tant nord com sud, hi ha un cinturó d’anticiclons subtropicals, format per cèl·lules extenses d’alta pressió, que es corresponen amb zones de precipitació molt escassa, extensos deserts càlids o costaners damunt els continents. En el corresponent estiu de cada hemisferi, aquestes cèl·lules subtropicals d’alta pressió només són substituïdes, a les capes inferiors, per baixes pressions tèrmiques en els continents, a causa de l’escalfament tan intens de l’aire.

Dels cinturons d’anticiclons subtropicals arrenquen en direcció a l’equador els vents alisis, molt persistents i regulars, que, a causa de l’efecte desviador provocat per la força de Coriolis, són del nord-est a l’est a l’hemisferi nord i del sud-est a l’est a l’hemisferi sud. Els alisis, que formen el sistema de vents que ocupa més extensió planetària, pateixen tanmateix a l’estiu una clara interrupció provocada pel monsó del sud-oest de l’oceà Índic.

A l’equador, per terme mitjà una mica al nord del paral·lel de latitud zero, convergeixen els alisis de cada hemisferi. Queda definida així una zona de convergència, anomenada tècnicament zona de convergència intertropical (ZCIT), amb vents fluixos i pressió baixa, ja que la convergència genera ascensos de l’aire que donen lloc a abundant nuvolositat i pluges copioses i freqüents.

Cap a latituds més altes arrenquen, des dels cinturons d’anticiclons subtropicals, uns vents que, per la força desviadora de Coriolis, són del sud-oest a l’oest a l’hemisferi boreal i del nord-oest a l’oest a l’hemisferi austral. Són els ponents de les latituds mitjanes o westerlies.

Damunt dels casquets polars, hi ha altes pressions de caràcter tèrmic, a causa del substrat tan fred amb unes temperatures de l’aire extremament baixes. D’aquestes altes pressions dels pols arrenquen, cap a l’equador, uns vents que, en ser desviats per Coriolis, prenen un cert component est. Són els llevants de les latituds altes o easterlies.

Per acabar, entre els fluxos polars que es desplacen cap a l’equador i els vents dominants de l’oest apareix una cadena de baixes pressions subpolars, centrades al voltant dels 55º de latitud, tant nord com sud, particularment sobre els oceans, ja que els continents són ocupats, durant l’època hivernal, per anticiclons de caràcter tèrmic. Les zones afectades per les depressions subpolars reben precipitacions abundoses i sovintejades.

D’acord amb el moviment aparent del sol, els sistemes de vent i les cèl·lules de la pressió atmosfèrica esmentats experimenten una migració estacional en latitud. A l’hemisferi boreal, per exemple, es mouen cap al nord a l’estiu i cap al sud a l’hivern, amb la corresponent influència estacional en les condicions atmosfèriques i del temps

 

Bibliografia

FONT TULLOT, I. (1983). Climatología de España y Portugal. Madrid: Instituto Nacional de Meteorología.

MARTÍN VIDE, J. (1984). Interpretación de los mapas del tiempo. Colección Amplia, núm. 2. Barcelona: KETRES EDITORA.   

MARTÍN VIDE, J. (1991). Fundamentos de Climatología analítica. Espacios y Sociedades, núm. 5. Madrid: Editorial Síntesis.

STRAHLER, A.N. i STRAHLER, A.H. (1989). Geografía Física. 3a edició. Barcelona: Ediciones Omega.

THILLET, J.-J. (1997). La météo de montagne. Les Guides du Club Alpin Français. París: Seuil.