3. METEOROLOGIA Introducció a la meteorologia
La meteorologia estudia el temps atmosfèric.
El temps atmosfèric és el
conjunt de fenòmens que
tenen lloc a l’atmosfera en un
moment donat.
El clima és el conjunt de condicions
atmosfèriques que són característiques d’una
regió al llarg de l’any.
23. METEOROLOGIA Propietats de l’aire
•Quin aire pot contenir més
vapor d’aigua, l’aire calent
o l’aire fred?
24. METEOROLOGIA Algunes propietats de l’aire (III)
L’aire calent pot contenir més
quantitat de vapor d’aigua
L’aire fred pot contenir menys
quantitat de vapor d’aigua
32. METEOROLOGIA La formació dels núvols
L’aire fred no pot contenir la mateixa
quantitat de vapor que l’aire calent,
aleshores es produeix la condensació.
+
Aire humit Fred
Núvol o boira
Condensació
+
Nucli de condensació
33. METEOROLOGIA La pluja i la neu
Aire saturat d’humitat + Fred + Nucli de condensació= Pluja/neu
-0ºC.
NÚVOL NÚVOL
35. METEOROLOGIA Refredament de l’aire
L’aire es pot refredar de tres formes:
Per irradiació, a la
nit, quan no fa sol
Quan l’aire passa
sobre una superfície
més freda
Quan l’aire ascendeix
45. METEOROLOGIA Perquè varia la temperatura? (I)
La forma esfèrica de la Terra provoca un escalfament
desigual de la seva superfície.
46. METEOROLOGIA
L’alternança de les estacions es deu a la inclinació de l’eix de rotació
de la Terra durant el seu moviment de translació al voltant del Sol
Perquè varia la temperatura? (II)
53. METEOROLOGIA Els anticiclons i les depressions
L’aire tendeix anar dels anticiclons
(alta pressió) cap a les
depressions (baixa pressió) però
l’efecte de la rotació terrestre el fa
desviar girant en sentit horari als
anticiclons i antihorari a les
depressions.
55. METEOROLOGIA La força de Coriolis
La rotació terrestre provoca el desviament
dels corrents d’aire damunt la superfície
terrestre.
56. METEOROLOGIA La circulació general atmosfèrica
El desigual escalfament del planeta i el moviment de rotació crea diversos
sistemes (o cèl·lules) de circulació de l’aire tant en superfície com en altura.
Al Sol s'uneixen àtoms d‘Hidrogen per formar-ne un d‘Heli produint una gran quantitat de calor. Per això el sol emet molta energia. Aquesta energia arriba a la Terra en forma de radiació.
Aquesta energia arriba a la Terra en forma de radiació. Una part de l'energia que ve del sol és la llum. Una altra part no es veu. Però la major part ( 99%) es troba repartida entre la radiació ultraviolada, la llum visible i la radiació infraroja L’energia que arriba al nostre planeta un 28% és reflectida i enviada novament a l’exterior (albedo). Un 3% és absorbida per l’ozó, un 17% pel vapor d’aigua i altres partícules de l’aire, i un 5% pels núvols. Un 47% arriba als oceans(26%) i a terra (21%) Només un 0,2% és aprofitat per les plantes per dur a terme la fotosíntesi. La major part d'aquesta energia (d'ona curta o ultraviolada) passa a través de l'atmosfera sense escalfar-la gaire. Quan arriba a la Terra sí que escalfa la seva superfície, i aquesta un cop calenta, emet un tipus d'energia diferent (d'ona més llarga o infraroja) que sí que fa augmentar la temperatura de l'aire, ja que és fortament absorbida bàsicament per dos gasos: el CO2 i el vapor d’aigua. . L'aire s'escalfa doncs, de baix cap a dalt. (Per això, entre altres coses, fa més fred a les muntanyes que a les planes.) A la troposfera, amb aire estable, la temperatura disminueix amb l’altura de forma regular, 0’6º C. Cada 100 m. (6ºC./1 km.)
Els gasos més abundants de l'atmosfera són el nitrogen i l'oxigen. L'oxigen és imprescindible per respirar. El diòxid de carboni conserva el calor de la Terra i fa que la temperatura no sigui massa baixa. El vapor d'aigua que fa possible la formació de núvols, la pluja i la neu també és imprescindible per a la vida. Altres gasos minoritaris com l'ozó ens protegeix de la radiació ultraviolada del sol. L'atmosfera es divideix en quatre capes. La primera, la troposfera d'un gruix mitjà de 12 km (7 als pols i 16 a l’equador). és on se succeeixen els fenòmens que estudia la meteorologia. La següent capa l'estratosfera és on hi ha una concentració alta d'ozó que filtra els raigs del sol.
L’aire que ens rodeja exerceix una pressió en totes direccions sobre nosaltres. El valor mitjà de la pressió atmosfèrica a nivell de mar és de 1 Kg/cm 2 . A l’Everest és de 0,316 kg/cm2. En condicions normals i arran de mar un litre d’aire pesa 1,3 g. (1,3 Kg/m 3 )
Un mateix volum d’aire sec pesa més que un d’humit. L’aire sec és una barreja de O 2 i N 2 amb masses moleculars de 32 i 28. En l’aire humit part d’aquestes molècules són desplaçades pel vapor d’aigua H 2 O que té una massa molecular de 18. Això fa que l’aire humit sigui menys dens que el sec.
Les molècules de l’aire calent tenen més energia, es mouen més, i estan més separades entre si. Es diu que l’aire és menys dens i té tendència a enlairar-se. L’aire fred al contrari.
L’aire en superfície està sotmès a una determinada pressió. Si aquest aire s’escalfa ascendeix i a l’ascendir disminueix la pressió atmosfèrica, amb la qual cosa l’aire s’expansiona (es descomprimeix) i disminueix la temperatura. A l’inrevés, si una massa d’aire en alçada descendeix anirà comprimint-se i per tant escalfant-se.
L’aire calent pot contenir més vapor d’aigua que l’aire fred. A nivell de mar i a 30º C. 1 Kg. d’aire sec pot contenir 27 gr. de vapor d’aigua. Aquest mateix aire a 0ºC. pot contenir-ne 4 gr.
La Terra és l’únic planeta on l’aigua es pot trobar en els tres estat possibles. A temperatures inferiors a 0ºC. les molècules d’aigua s’enllacen fortament formant els típics cristalls hexagonals de gel. A temperatures superiors l’agitació tèrmica trenca aquests enllaços i l’aigua es troba en estat líquid. Les forces d’atracció de les molècules són suficients per mantenir una tensió superficial que permet la formació de gotes esfèriques. Si l’escalfem fins al s 100º l’agitació tèrmica augmenta, l’agua bull i s’evapora, passa a l’estat gasós, invisible a l’ull humà. Però a temperatures més baixes també hi ha evaporació tot i que a un ritme més lent. L’aigua que cobreix la superfície de la terra s’evapora contínuament. Les plantes i animals també aporten vapor d’aigua a l'atmosfera mitjançant la transpiració. Un gram d’aigua quan s’evapora absorbeix 600 calories, mentre que quan es converteix en gel en desprèn 80. Això
Altres factors a tenir en compte són: La salinitat de l’aigua: com més elevada menys evaporació. La superfície d’evaporació: Com més superfície més evaporació. L’evaporació es pot produir a qualsevol temperatura per sobre dels 0ºC. Però la calor necessària no serà la mateixa. Si està a 0ºC. es necessiten 600 calories i si està a 100ºC. en necessita 540ºC. La permanència d’una molècula d’aigua a l’atmosfera des que s’evapora fins que precipita és d’uns 10 dies. Com a aigua superficial roman 14 dies. Com a gel 100 anys. En canvi una molècula d’aigua que caigui en un oceà trigarà 37.000 anys a sortir-ne.
L’aire pot contenir una certa quantitat de vapor d’aigua, que és invisible. A partir d’una determinada quantitat però no en pot contenir més i el vapor comença a condensar-se, és a dir, a passar a estat líquid a convertir-se en gotetes líquides que es fan visibles en forma de núvol o de boira si és a prop de terra. El canvi d’estat suposa l’alliberació de calor (600 calories/gram). Els núvols estan formats per aigua líquida i no vapor, per això es poden veure. El reflex de la llum del sol en les gotes d’aigua fa que els veiem de color blanc. A nivell del mar un Kg. d’aire sec a 30ºC. pot contenir 27 gr. de vapor d’aigua. Aquest mateix aire a 0ºC. pot contenir-ne només 4 gr.
Perquè es formi un núvol cal que la humitat de l’aire sigui molt alta, és a dir que l’aire arribi a estar saturat de vapor. Això es pot aconseguir de dues maneres: augmentant la quantitat de vapor d’aigua o fent baixar la temperatura. Quan es refreda l’aire humit augmenta la humitat sense augmentar la quantitat de vapor (ja que l’aire fred no pot contenir tant vapor com l’aire calent) aleshores es formen petites gotetes que suren en l’aire originant els núvols o la boira.
Per formar un núvol necessitem aire humit i un ascens i consegüent refredament d’aire. Però encara fa falta una altra cosa: L’aire ha de tenir impureses. El vapor d’aigua no es pot condensar en gotetes si no té on fer-ho. Prop de terra el vapor es condensa sobre de plantes o objectes en forma de rosada. Però a l’aire calen petits nuclis sobre els quals es produeixi la condensació. Aquests nuclis poden ser partícules de sal procedents del mar, pols, pol·len, etc. Les gotes produïdes amb la condensació cal que creixin prou per iniciar la caiguda, si en l’interior del núvol xoquen amb altres poden créixer cada vegada més i arribar al terra en forma de pluja. I si la temperatura al núvol està per sota de zero aleshores es formen cristalls de gel i quan s’uneixen entre si es formen els flocs de neu.
A la nit, quan no fa sol l’aire es refreda. Així es formen bona part de les boires 2)Quan una massa d’aire càlid passa sobre una superfície freda (el mar, un riu...) Així es formen algunes boires. 3) Per l’ascens de l’aire. Quan una massa d’aire s’eleva arriba a llocs amb menys pressió atmosfèrica. Aleshores l’aire s’expandeix (passa a ocupar més volum) i com a conseqüència es refreda. (També hem vist que la temperatura disminueix amb l’alçada) Així es formen bona part dels núvols.
Hi ha quatre causes per les quals l’aire s’eleva: 1)Ascens convectiu: L’aire escalfa el sòl i aquest escalfa l’aire que té al damunt que al ser menys dens s’eleva fins arribar al nivell de condensació. 2)Ascens orogràfic: El vent fa avançar una massa d’aire cap una muntanya i obligui l’aire a pujar pel seu vessant i refredar-se. 3)Ascens ciclònic. Te a veure amb la formació d’una zona de baixes pressions en superfície(cicló). En aquestes zones l’aire convergeix cap al centre i es formen corrents ascendents que arrosseguen l’aire carregat de vapor fins arribar al nivell de condensació. 4)Ascens frontal. Es produeix quan dues masses d’aire (una de freda i una altra de calenta) entren en contacte. Quan és la massa d’aire càlid que avança sobre una de freda l’aire càlid puja per sobre del fred (això és un front càlid) Quan és la massa d’aire fred que avança sobre d’una d’aire més càlid i l’obliga a ascendir ràpidament (això és un front fred).
Hi ha quatre causes per les quals l’aire s’eleva: 1)Ascens convectiu: L’aire escalfa el sòl i aquest escalfa l’aire que té al damunt que al ser menys dens s’eleva fins arribar al nivell de condensació. 2)Ascens orogràfic: El vent fa avançar una massa d’aire cap una muntanya i obligui l’aire a pujar pel seu vessant i refredar-se. 3)Ascens ciclònic. Te a veure amb la formació d’una zona de baixes pressions en superfície(cicló). En aquestes zones l’aire convergeix cap al centre i es formen corrents ascendents que arrosseguen l’aire carregat de vapor fins arribar al nivell de condensació. 4)Ascens frontal. Es produeix quan dues masses d’aire (una de freda i una altra de calenta) entren en contacte. Quan és la massa d’aire càlid que avança sobre una de freda l’aire càlid puja per sobre del fred (això és un front càlid) Quan és la massa d’aire fred que avança sobre d’una d’aire més càlid i l’obliga a ascendir ràpidament (això és un front fred).
Hi ha quatre causes per les quals l’aire s’eleva: 1)Ascens convectiu: L’aire escalfa el sòl i aquest escalfa l’aire que té al damunt que al ser menys dens s’eleva fins arribar al nivell de condensació. 2)Ascens orogràfic: El vent fa avançar una massa d’aire cap una muntanya i obligui l’aire a pujar pel seu vessant i refredar-se. 3)Ascens ciclònic. Te a veure amb la formació d’una zona de baixes pressions en superfície(cicló). En aquestes zones l’aire convergeix cap al centre i es formen corrents ascendents que arrosseguen l’aire carregat de vapor fins arribar al nivell de condensació. 4)Ascens frontal. Es produeix quan dues masses d’aire (una de freda i una altra de calenta) entren en contacte. Quan és la massa d’aire càlid que avança sobre una de freda l’aire càlid puja per sobre del fred (això és un front càlid) Quan és la massa d’aire fred que avança sobre d’una d’aire més càlid i l’obliga a ascendir ràpidament (això és un front fred).
Hi ha moltes classes de núvols que es classifiquen en tres grans grups: Alts: que són prims i formats per cristallets de gel. Mitjans: Una mica més gruixuts i que de vegades poden fer ploure o nevar una mica. Baixos: més densos i gruixuts
Els núvols de tempesta es formen quan hi ha una diferència important de temperatura entre l’aire de superfície i el que hi ha més amunt. Si l’aire que hi ha sobre és molt més fred que el de sota es creen corrents verticals molt forts (convecció) que formen els famosos núvols de tempesta o cumulonimbus. Com que els corrents ascensionals arriben molt amunt (a més de 10 km.) l’aigua es glaça i pot caure calamarsa (boletes de gel) o pedra (més d’un cm. de diàmetre). El fet que el núvol tingui una part líquida i una altra glaçada i els forts vents al seu interior afavoreix que es carregui elèctricament i que pugui haver-hi descàrregues elèctriques cap el terra: els llamps. Si les descàrregues són dins o entre núvols de tempesta s’anomenen llampecs. Quan els llamps cauen a terra esclafen tant l’aire que aquest es dilata de cop i es produeix una forta explosió: el tro. (340 m./seg)= En tres segons recorre un km. Contant els segons que tarda entre que veiem el llamp fins que sentim el tro podem saber a quina distància ha caigut
Hi ha diverses raons perquè la temperatura variï: 1)La distribució de mars i terres. La terra s’escalfa molt més i més ràpid que l’aigua. 2) La coberta vegetal o rocosa del sòl. Però sobretot el que provoca una distribució de temperatura molt diferent és la forma de la Terra. Si la Terra fos plana i orientada cap el sol, s’escalfaria de manera semblant. La forma esfèrica de la terra fa que les zones properes a l’equador s’escalfin molt més perquè els raigs solars incideixen perpendicularment escalfant una superfície més concentrada de terreny. Mentre que a mesura que ens allunyem de l’equador l’angle d’incidència és més inclinat i escalfa menys perquè l’energia calorífica es reparteix en una superfície més gran.
Tot i que hi ha moments que la Terra està més a prop del sol en la seva òrbita el·líptica al voltant del sol, no és aquesta la raó de les variacions de temperatura. Sinó a la inclinació de l’eix de rotació del planeta en el seu recorregut al voltant del Sol. http://astro.unl.edu/naap/motion1/animations/seasons_ecliptic.html
Amb l’altitud disminueix la temperatura. Això per vàries raons: 1)Ja s’ha comentat que l’aire s’escalfa per l’absorció del calor del terra que prèviament ha escalfat el sol.. A muntanya el terra presenta orientacions poc favorables a l’escalfament, per inclinació i per cobertura vegetal o nival. 2) La superfície de la Terra rep els rajos solars i en reflecteix una part cap a l'atmosfera on són retinguts pel vapor d'aigua i la pols atmosfèrica que hi ha a les capes baixes. Es produeix així un efecte de retenció atmosfèrica de la calor dels rajos solars. (efecte hivernacle). Però a mesura que augmenta l'alçada disminueix el vapor d'aigua i la pols atmosfèrica, això fa que no hi hagi la retenció dels rajos del sol, que retornen a l'espai i per tant es produeix una pèrdua de calor de la superfície terrestre. 3)Per altra banda l’aire que s’escalfa en superfície ascendeix cap a les capes altes on disminueix la pressió atmosfèrica que provoca una expansió d’aquest aire. I quan un gas s’expandeix s’esdevé una disminució de temperatura. A la troposfera, amb aire estable, la temperatura disminueix amb l’altura de forma regular, 0’6º C. Cada 100 m. (6ºC./1 km.)
La proximitat del mar suavitza les temperatures. Això és degut al fet que l'aigua i la terra s'escalfen i es refreden a ritmes diferents. Quan comença la primavera i l'estiu i el sol comença a escalfar més, l'aigua del mar encara és freda de l'hivern passat i s’escalfa poc a poc, en canvi la terra s'escalfa de seguida. A la tardor i l'hivern passa a l'inrevés: l'aigua encara és calenta de l'estiu i es refreda poc a poc en canvi la terra es refreda ràpidament. Així doncs, l'aigua del mar triga més temps a escalfar-se i a refredar-se que la superfície terrestre . Això fa que les zones properes al mar tenen unes temperatures més suaus (ni molt fred a l’hivern ni molta calor a l’estiu) que les zones més allunyades del mar. Per contra, les temperatures són més extremades (més fred a l’hivern i més calor a l’estiu) com més lluny del mar.
Ja hem vist que pot haver-hi corrents d’aire verticals (convecció), però sabem que també hi ha corrents d’aire en horitzontal. L’aire càlid és més lleuger que el fred, i això fa que la pressió atmosfèrica (el pes de l’aire sobre els nostres caps) també sigui diferent d’un lloc a un altre. El desplaçament de l'aire va de les zones de més pressió atmosfèrica a les de menys, per intentar igualar-la. També hem vist que a l’equador els raigs del sol escalfen més que als pols. A l’equador hi haurà aire calent que és més lleuger i ascendirà formant una àrea de baixes pressions o depressións (D). Als pols l’aire fred i dens farà que la pressió sigui alta hi haurà altes pressions o anticiclons (A) Aleshores caldria esperar que l’aire de l’equador ascendeixi i el lloc que deixarà serà ocupat per aire fred procedent dels pols. Creant-se una circulació d’aire dels pols a l’equador en superfície i de l’equador als pols en altura. Això seria així si no fos per què actua una força: la rotació de la terra. 760 mm. de mercuri = 1 atmosfera = 1013 mil·libars o hectopascals.
La brisa costanera es produeix pel diferent escalfament de la terra i el mar durant el dia i la nit. Durant el dia la terra s’escalfa molt més que el mar. L’aire sobreescalfat de la terra ascendeix produint-se una zona de baixa pressió, un buit que és ocupat pel corrent d’aire més fresc que ve de la costa. És la brisa que bufa del mar cap a la terra ( marinada o garbí). Durant la nit, passa a l’inrevés, el terra es refreda més ràpidament que el mar que encara conserva la calor del dia. Es forma una zona depressionària sobre el mar i es crea un corrent que bufa des de la terra cap al mar ( terral ). http://www.classzone.com/books/earth_science/terc/content/visualizations/es1903/es1903page01.cfm?chapter_no=visualization
Els anticiclons són masses d’aire més fred i, per tant, més dens i més pesat i que exerceix una major pressió. Aquest aire baixa de les capes altes de la troposfera i en ser més pesat és més estable, per això a les zones amb altes pressions fa bon temps. Contràriament, les depressions són masses d’aire càlid i, per tant, més lleuger i que fa menys pressió en ser menys dens. La seva lleugeresa el fa inestable, i fa que s’elevi amb facilitat cap a les zones altes de la troposfera i que origini núvols i precipitacions. L’aire tendeix anar dels anticiclons (alta pressió) cap a les depressions (baixa pressió) però l’efecte de la rotació terrestre el fa desviar girant en sentit horari als anticiclons i antihorari a les depressions.
El moviment de rotació de la terra no només és responsable de la successió del dia i la nit (24 h.). La força del moviment rotatori actua deformant-la aixafant-la pels pols i augmentant-ne el diàmetre equatorial. També és el responsable que els corrents d’aire de la seva superfície no siguin aparentment rectilinis sinó que es desviïn de la seva trajectòria.(Força de Coriolis). Això és degut a que la superfície de la terra té diferents velocitats segons la latitud. Sent nul·la als pols (0) i màxima (1670 km/h) a l’equador. A les nostres latituds (41ºN.) la velocitat es de 833 km/h. Quan una massa d’aire es mou del pol a l’equador cada vegada ha de passar per llocs on cada vegada té un moviment més ràpid de oest cap a est. A l’aire que en principi estava parat li costa d’encomanar-se del moviment de la Terra i es retarda respecte d’ell. L’aire es mou rectilíniament però per algú que s’ho mira des de la superfície de la terra l’aire es desvia a la dreta de la seva trajectòria. Aquesta desviació l’experimenta qualsevol cosa que es mogui de nord a sud sense estar perfectament lligada a la terra. Per ex.: La bala d’un canó que dispara molt lluny. Si no tingué en compte aquesta desviació no encertaria l’objectiu. El curs d’un riu que vagi de nord a sud (Mississipi) erosiona més la riba dreta que l’esquerra. O les vies d’un tren que circula segons un meridià: el rail dret es desgasta més que l’esquerre! HTTP://www.classzone.com/books/earth_science/terc/content/visualizations/es1904/es1904page01.cfm http://www.youtube.com/watch?v=__SlJtnpCD8 http://www.youtube.com/watch?v=_36MiCUS1ro&feature=related
El desigual escalfament del planeta i el moviment de rotació crea diversos sistemes (o cèl·lules) de circulació de l’aire tant en superfície com en altura. L’enorme quantitat d’energia calorífica que arriba a l’equador tot l’any és la responsable que la temperatura sigui sempre molt elevada i que es generi una forta convecció (elevació de l’aire). L’aire molt humit, ascendeix constantment formant nuvolositat i precipitacions permanents. Aquest ascens d’aire equatorial provoca un cinturó de baixes pressions que envolta tot el planeta. Aquest ascens d’aire arriba fins al límit de la troposfera a uns 12 km. d’altura i on no pot continuar ascendint. Aleshores es desplaça, per la part superior de la troposfera, cap als pols. En aquest camí es va refredant, i cap als 30º de latitud, tant nord com sud, l’aire ja molt fred descendeix, generant un augment de la pressió atmosfèrica. Aquest lent descens impedeix la formació de nuvolositat i que el temps sigui sempre assolellat i temperatures càlides. En aquestes latituds se situen els grans deserts del planeta, en l’anomenat cinturó d’anticiclons subtropicals. Un cop l’aire s’ha assentat en la superfície dels 30º de latitud, una part se’n torna cap a l’equador, formant així un cicle tancat (o cèl·lula de Hadley) entre els 0º i 30º de latitud. Però una altra part se’n va cap als pols. Quan arriba als 60º de lat. es troba amb la massa d’aire polar més freda. El xoc de les dues masses provoca un ascens d’aire en aquesta latitud. En topar amb el límit de la troposfera, una part d’aquest aire es desplaça cap els tròpics, per tornar a descendir quan arriba als 30º de lat. D’aquesta manera, entre els 30º i els 60º, tant de nord com de sud, s’estableix una segona cèl·lula (de Ferrel). L’altra part de l’aire que ha ascendit es dirigeix cap els pols per la part superior de la troposfera, es va refredant i en arribar als 90º descendeix, i un cop en la superfície polar freda es desplaça de nou cap als 60º, on entra en contacte amb la massa més càlida que es desplaça des dels tròpics. D'aquesta manera es tanca una altra cèl·lula (polar) de circulació entre els 60º i els 90º de latitud. En la intersecció de les cèl·lules de Hadley i Ferrel, als 60º de lat., l’aire es veu obligat a ascendir per la col·lisió entre les dues masses polars i tropical. Aquest ascens comporta nuvolositat i una zona de baixes pressions (D). L'anomenat cinturó de depressions al voltant dels 60º. http://www.mhhe.com/biosci/genbio/tlw3/eBridge/Chp29/animations/ch29/global_wind_circulation.swf La distribució de les grans masses vegetals guarda estreta relació amb les franges climàtiques.
Un front és la línia imaginària que separa dues masses d’aire de temperatura diferent. Les dues masses triguen molt temps a barrejar-se i això origina nombrosos fenòmens atmosfèrics. Els fronts freds: Quan una massa d’aire fred empeny una d’aire càlid. L’aire fred, més dens, avança sobre la superfície i fa elevar amb violència l’aire més càlid, que es refreda i es condensa formant núvols de tipus cumuliforme amb gran desenvolupament vertical que provoquen tempestes i xàfecs intensos. Aquests fronts es desplacen a una velocitat de 40-60 km/h. Els fronts càlids: En aquest cas una massa d’aire calent empeny una massa d’aire fred. L’aire fred és més pesat i adopta una forma de tascó per sota del calent que s’eleva seguint la rampa del tascó. En la zona de contacte l’aire calent es refreda fins a condensar-se formant núvols de tipus estartiforme que originen plugims i pluges febles però continuades. Aquests fronts es desplacen a una velocitat de 20-40 km/h. Els fronts closos: Es formen quan un front fred, més ràpid, atrapa el front càlid i s’hi fusiona. Les dues masses d’aire fred, la del front fred i la de càlid, entren en contacte i, en ser més denses romanen arran de terra. L’aire càlid és forçat a elevar-se, es refreda i provoca precipitacions intenses. http://www.classzone.com/books/earth_science/terc/content/visualizations/es2002/es2002page01.cfm?chapter_no=visualization
Els mapes del temps es confeccionen a partir de la pressió atmosfèrica. Les línies que s’hi representen s’anomenen isòbares i uneixen els punts que tenen la mateixa pressió atmosfèrica. La proximitat de les isòbares indiquen la intensitat dels vents. Les línies blaves o vermelles mostren els fronts.
Animació per veure els fenòmnes del Niño/Niña http://esminfo.prenhall.com/science/geoanimations/animations/26_NinoNina.html
El Niño/niña: http://www.consumer.es/web/es/medio_ambiente/naturaleza/2007/12/23/173186.php
Climes Càlids (més de 20º de temperatura mitjana anual) Clima Equatorial: Té pluges constants i és propi de l'Equador. Clima Tropical: Presenta una època seca i una altra de pluges. És propi dels tròpics. Clima desèrtic: Es caracteritza per la seva extrema sequedat i per la manca de precipitacions. És propi dels deserts. Clima Monsònic: Estiu plujós i hivern sec. El trobem al sud de l'Àsia. Climes Temperats (entre 10º i 20º de temperatura mitjana anual) Mediterrani: Hivern suau i estiu calorós i sec. El trobem a les costes del Mar Mediterrani. Oceànic: Hiverns suavitzats per la influència de l'oceà i pluges abundants. Propi dels països que voregen els oceans. Continental: Força calor a l'estiu i força fred a l'hivern. Propi de l'interior dels continents. Climes Freds ( menys de 10º de temperatura mitjana anual) Clima d'alta muntanya: Grans variacions entre dia i nit i entre les diferents estacions. Les precipitacions són en forma de neu a l'hivern. El trobem a les muntanyes altes. Clima polar: Temperatures baixes al llarg de tot l'any. Presenta una petita estació meys freda a l'estiu. Poques precipitacions i totes en forma de neu. El trobem a les zones polars. http://www.tv3.cat/videos/3204930
