3. Les diferències altitudinals i la topografia
La descripció climàtica en un país amb una orografia tan compartimentada i accidentada com Andorra requereix considerar, també, tots aquells factors vinculats amb el relleu i les diferències acusades d’altitud. D’una manera esquemàtica, aquests factors els podem sintetitzar de la forma següent:
· La pressió atmosfèrica disminueix amb l’altitud. Aquesta disminució és un dels aspectes més ben documentats i coneguts dels efectes de l’altitud sobre les condicions meteorològiques. Si al nivell del mar la pressió atmosfèrica normal és de 1.013,2 hectopascals, a 1.000 metres d’altitud aquesta pressió estàndard ja s’ha reduït un 11,3 %; a 2.000 m ha disminuït, també respecte al nivell marí, un 21,5 %, i a 3.000 m, gairebé l’altitud a què arriben els cims andorrans més importants, un 30,8 %.
El descens de la pressió atmosfèrica amb l’altitud té una conseqüència cabdal amb relació als processos d’expansió adiabàtica de l’aire que se’n deriven com és la disminució de la temperatura a mesura que ascendim en la troposfera (capa atmosfèrica que, a les latituds mitjanes, s’estén fins als 11 o 13 km d’altitud). En efecte, l’aire, en trobar-se cada cop sotmès a menys pressió s’expandeix, per mitjà de la realització d’un treball que utilitza energia amb la reducció consegüent de la temperatura de la massa gasosa.
· La pressió parcial exercida pel vapor d’aigua disminueix amb l’altitud. L’energia infraroja emesa per la superfície del terreny i la que circula en sentit contrari disminueixen també amb l’altitud. L’emissió de radiació d’ona llarga per part del sòl és més baixa a l’alta muntanya per raó d’unes temperatures més reduïdes del substrat, i, per altra banda, l’afebliment del contingut de vapor d’aigua atmosfèric redueix la capacitat d’absorció d’aquesta radiació d’ona llarga per part de l’atmosfera.
· La temperatura disminueix amb l’altitud. Si prenem com a taxa de descens vertical de la temperatura el gradient tèrmic normal de la troposfera, que és de 0,65 ºC per cada 100 metres de distància vertical, i fixem com a referència de partida l’altitud de l’estació meteorològica andorrana d’Escaldes-central hidroelèctrica (1.140 m), amb la seva mitjana anual de temperatura (9,6 ºC en el trentenni 1978-2007), arribarem a la conclusió que en els sectors del Principat situats per damunt dels 2.600 m d’altitud la temperatura mitjana és inferior als 0 ºC. Es donen unes diferències altitudinals de prop de 2.110 metres entre el punt més baix del país (punt on el riu Valira acaba el seu recorregut per territori andorrà) i el punt més alt (pic de Comapedrosa), que s’han de traduir forçosament en uns contrastos de temperatura molt acusats entre unes cotes i les altres. El factor altitudinal determina, doncs, a través de les diferències tèrmiques, l’existència d’un mosaic molt variat de microclimes.
Una conseqüència important del descens de la temperatura amb l’altitud és que la proporció de precipitació en forma sòlida guanya progressivament terreny respecte de la precipitació líquida a mesura que guanyem altura, fins a l’assoliment d’un determinat nivell en què la neu esdevé un element o factor molt important. La presència durant bona part de l’any d’un mantell nival mantingut pel fred i per les precipitacions sòlides té unes repercussions destacades sobre el paisatge de l’alta muntanya i sobre els processos biofísics que s’hi donen.
· Tanmateix, a vegades els gradients verticals de temperatura s’inverteixen, de manera que en una determinada capa atmosfèrica la temperatura experimenta un cert increment amb l’altitud. Són les anomenades inversions tèrmiques. Aquestes inversions de temperatura són conseqüència bé d’un refredament intens del sòl per pèrdua de calor per radiació nocturna, especialment a l’hivern en condicions de cel serè i manca de vent, bé d’un moviment de subsidència de masses d’aire en el si d’un anticicló o bé són el resultat d’una advecció d’aire càlid per damunt d’una massa d’aire fred (Raso, 1999). A les terres andorranes, les inversions tèrmiques no passen tampoc inadvertides. La comparació dels valors de temperatura entre les estacions meteorològiques d’Escaldes-central hidroelèctrica i Engolasters, la primera emplaçada en un fons de vall i Engolasters en un replà de vessant intermedi i a poca distància, permet de constatar aquest fenomen.
· La baixa densitat de l’aire i, sobretot, la seva transparència fan que a l’alta muntanya la radiació solar sigui molt intensa i directa, de manera que, en dies estivals de cel serè i atmosfera en calma, aquesta transparència i aquesta baixa densitat ocasionen, en hores diürnes, i particularment en els amplis sectors de rocam, més conductors de la calor, un escalfament notable del substrat i de la capa d’aire que s’hi troba en contacte, mentre que durant la nit, en canvi, les temperatures poden davallar molts graus. L’escassa quantitat de vapor d’aigua i d’altres gasos que podrien actuar d’hivernacle fa que, a l’alta muntanya, no es disposi d’un matalàs tèrmic que permeti de frenar la caiguda de les temperatures.
· Existència de contrastos d’exposició dels vessants pel que fa a les quantitats possibles de sol i ombra. Els vessants solells es beneficien d’una intensitat més forta de la radiació solar que els vessants obacs. La diferència entre els solells i els obacs pel que fa a la captació d’energia del sol resulta especialment marcada en aquelles valls que es disposen d’oest a est, però aquestes situacions tenen a Andorra relativament poca importància, per l’orientació dominant nord-sud de les valls del Valira.
Els contrastos entre vessants de sol i vessants d’ombra tenen múltiples implicacions: ecològiques, ambientals, humanes. Per exemple, quan l’ocupació ecològica no prioritza estrictament vessants de sol o vessants d’ombra, la intensitat més alta de la radiació solar a les solanes determina que una espècie vegetal pugui generalment progressar-hi a més altitud que a les obagues. Les diferències pel que fa a la insolació rebuda influeixen també d’una manera directa en les taxes d’evapotranspiració, i això comporta diferències importants en el paisatge, molt particularment en la vegetació, segons quina sigui l’orientació del vessant. Per exemple, en el cas d’Andorra, presència de vegetació predominantment mediterrània a les solanes (fins als 1.300 m d’altitud), que contrasta amb la vegetació medioeuropea de les obagues. La localització del poblament humà ha reflectit tradicionalment les condicions més favorables dels solells per rebre l’escalfor en un país muntanyenc i fred com Andorra, enfront d’unes obagues fredes i generalment desavinents, en tot cas valorades com a zones de recursos complementaris.
· Les grans serralades realitzen un doble joc d’efectes dissemblants pel que fa a la força del vent. D’una banda, actuen d’elements compressors dels corrents d’aire que intenten travessar-les, de forma que provoquen l’acceleració corresponent. De l’altra, i com a compensació, provoquen un alentiment del desplaçament de l’aire a causa de la fricció amb la superfície de la muntanya. Aquesta irregularitat de la superfície muntanyenca ocasiona també moviments de turbulència (Raso, 1999).
· Desencadenament de fenòmens de tipus föhn. Aquests fenòmens es produeixen quan, després que l’aire que ha ascendit pel vessant de sobrevent d’una muntanya s’ha alliberat adiabàticament del seu contingut en vapor d’aigua i ha donat lloc a núvols i precipitacions, s’escalfa per compressió adiabàtica en el seu descens per sotavent, de manera que guanya temperatura i evapora bona part de la humitat. D’aquesta manera, aquest aire arriba a la base del vessant de sotavent de la muntanya amb una temperatura superior a la que tenia quan havia iniciat el seu ascens per sobrevent i amb una humitat relativa molt baixa. Amb determinades situacions sinòptiques de component nord, Andorra també pot veure’s més o menys afectada per fenòmens de tipus föhn. De fet, les situacions del nord comporten, a les valls del Valira, unes temperatures més altes que les assolides a la mateixa altitud en el vessant septentrional pirinenc (Raso, 1999). També, moltes vegades, un afebliment acusat del contingut relatiu del vapor d’aigua atmosfèric.
· La barrera pirinenca suposa igualment, per a les valls del Valira, una certa protecció enfront de les invasions d’aire fred de component septentrional, encara que no es produeixin els fenòmens de tipus föhn suara esmentats, ja que refrena la intensitats dels corrents i els desvia cap a l’extrem oriental de la serralada, on poden assolir grans velocitats (tramuntana del Rosselló i de l’Empordà) (Raso, 1999).
· Presència de brises de vall i de muntanya. Les anomenades brises de vall i de muntanya constitueixen unes brises característiques de les àrees amb una orografia fortament irregular que es produeixen en condicions de nuvolositat escassa o nul·la i de manca de vents regionals, especialment a l’època càlida. Responen a un gradient local de pressió ocasionat per l’escalfament i el refredament desiguals dels fons de vall i els vessants.
Per entendre el règim de brises a la muntanya pirinenca andorrana i catalana en general, imaginem un dia qualsevol d’estiu. El dia s’ha iniciat amb vent en calma, i a partir de mig matí, l’escalfament més acusat dels vessants respecte dels fons de vall provoca l’aparició d’un flux d’aire molt lleuger que es mou vessant amunt. Amb el pas de les hores, la brisa ascendent o de vall guanya més empenta a causa de la insolació més forta i de les temperatures més altes, fins que a primera hora de la tarda el vent adquireix la màxima intensitat (Sacasas, 1999). A mitja tarda la força el vent va davallant, i ja abans de la posta del sol, es produeix la calma de l’aire. El refredament dels vessants un cop el sol s’ha post determina sovint, després d’una breu calma, una inversió de la direcció del vent, provinent, ara, dels sectors muntanyencs propers i que descendeix cap al fons de la vall (Sacasas, 1999). És la brisa descendent o de muntanya.
Tot aquest procés resulta més efectiu com més assolellat es presenta el dia. En jornades amb una tendència convectiva o tempestuosa, l’aparició de nuvolades importants pot provocar que la brisa perdi intensitat abans d’hora i que amb la descàrrega de la tempesta acabi desapareixent (Sacasas, 1999).
· El règim de brises diürnes ascendents es fa especialment palès en els vessants exposats a migjorn, en els quals, l’intens escalfament del substrat i de l’aire situat al seu damunt provoquen un descens local de la pressió atmosfèrica i la formació de corrents convectius ascendents que indiquen precisament que l’aire hi esdevé més lleuger. Tot això provoca una aspiració d’aire del fons de vall, menys càlid, fins i tot l’aspiració de l’aire de les obagues, cosa que alimenta la brisa ascendent del solell.
Pel que fa al Principat d’Andorra, podem citar dos exemples d’aquest fenomen: 1) la formació de nuvolades que indiquen precisament que hi ha moviments ascendents de l’aire acostuma a ser molt més ràpida en el solà de la serra d’Enclar, damunt d’Andorra la Vella i Santa Coloma, que a l’obaga de la capital del Principat; 2) des del camí de la vall del Madriu entre el pont Sassanat (1.300 m d’altitud) i Entremesaigües (1.460 m), moltes jornades d’estiu s’observa, cap a finals del matí o al migdia, el creixement de cúmulus importants sobre la vall d’Arinsal, orientada també cap al sud, mentre que al Madriu, obac i més fresc, el cel encara roman a les mateixes hores força serè o amb pocs núvols.
Sovint els ascensos sobre les solanes resulten prou vigorosos per acabar formant-se una línia de núvols cumuliformes al llarg de la divisòria d’aigües de les muntanyes dominades per aquests fluxos ascendents (Thillet, 1997).
· Les unitats orogràfiques tenen un paper de factor agreujant de la inestabilitat enfront de les masses d’aire humides, especialment quan predominen situacions depressionàries. Tal com hem esmentat, l’aire humit que s’eleva en incidir sobre un relleu es refreda adiabàticament per ascens i assoleix més fàcilment el punt de condensació, o temperatura crítica per dessota la qual es formen núvols i precipitacions.
· L’enèrgic relleu pirinenc que s’aixeca al nord i a l’oest d’Andorra és el responsable que, amb circulacions de component nord, les valls del Valira rebin, per regla general, unes quantitats de precipitació netament inferiors a les dels sectors del vessant atlàntic. Tanmateix, si examinem amb una mica de detall com incideixen de manera específica aquestes adveccions de component nord, i més particularment les del nord-oest i del nord, dins d’Andorra (és a dir, a escala d’Andorra), caldrà fer forçosament algunes precisions i alguns matisos interessants.
Per exemple, quan els vents en altura no són excessivament forts i no tenen correspondència amb la trajectòria del flux en superfície, les precipitacions associades a la circulació del nord-oest o del nord, en el cas que es produeixin, no solen estendre’s a la conca del Valira més enllà d’alguns centenars de metres comptats des de la línia de partició de les aigües entre el vessant atlàntic i el vessant mediterrani. El flux septentrional, en descendir per les valls del Valira en direcció cap al sud i/o en veure’s obligat a travessar relleus de l’interior d’Andorra arriba per regla general a la vall central del país (cubeta d’Escaldes i Andorra la Vella) i a la parròquia de Sant Julià de Lòria, la més baixa i més meridional del Principat, molt debilitat i amb una capacitat escassa per produir-hi pluges o nevades significatives.
El sector, també andorrà, del Pas de la Casa constitueix un cas a part. Aquí, igual com succeeix majoritàriament a la resta del vessant atlàntic pirenaic, l’orientació favorable a les masses humides septentrionals crea un efecte de retenció orogràfica que contrasta amb l’ambient més assolellat del vessant mediterrani.
Per contra, i tornant a referir-nos a les valls del Valira, quan la trajectòria dels vents mostra una coincidència en superfície i en altura i existeix, principalment a les capes altes i mitjanes troposfèriques, un fort gradient bàric vinculat molt freqüentment al pas del jet polar sobre els Pirineus, les precipitacions associades al flux de component nord s’estenen i resulten significatives per tot Andorra (Trapero i Esteban, 2011). A l’hivern, la nevada pot ser general a totes les cotes del país. La “foenització” de les adveccions de component nord caldrà cercar-la en aquests casos més al sud fora ja d’Andorra.
· L’efecte d’ombra pluviomètrica. L’ombra pluviomètrica es defineix com un sector a sotavent d’un sistema muntanyós que rep unes quantitats de precipitació netament inferiors a les dels sectors pròxims oberts a les masses d’aire marítim. Les valls del Valira, per la seva localització en el tram central-oriental del vessant sud pirenaic, així, doncs, relativament a l’abric tant de les masses d’aire humides atlàntiques com de les mediterrànies, presenten també essencialment, en certa manera, unes característiques d’ombra pluviomètrica. En tot cas, si volguéssim atribuir una ombra pluviomètrica a les valls del Valira, ho hauríem de fer com a integrada dins d’una ombra pluviomètrica més extensa que englobaria també la fossa de la Cerdanya-Urgellet.
· Increment de la precipitació amb l’altitud, el qual, però, no clou en els nivells més elevats de la muntanya, sinó que generalment queda truncat per dessota de les cotes màximes. Hi ha, en conseqüència, un nivell altitudinal de precipitació màxima, conegut, tècnicament, com a òptim pluviomètric altitudinal, per damunt del qual la precipitació disminueix, ja sigui per una rarefacció de l’aire pel que fa al vapor d’aigua, ja perquè l’aire hi resulta massa fred per retenir i cedir prou humitat (Strahler, 1984) o per les dues causes conjuntament, la rarefacció del vapor d’aigua i la poca capacitat higromètrica de l’aire fred.
La determinació de l’òptim pluviomètric altitudinal en una determinada regió o contrada és un tema complex i de dilucidació difícil ja que sovint no es disposa d’una xarxa mesoescalar de pluviòmetres de muntanya o bé les sèries de dades resulten incompletes (per les dificultats inherents a la mateixa presa de mesures a l’alta muntanya) o no tenen prou amplitud temporal. En el cas de les valls andorranes del Valira, per exemple, els valors disponibles actualment no permeten avançar una conclusió ferma amb relació a aquesta qüestió.
Tanmateix, una cosa sí que sembla evident: a causa de l’allunyament relatiu d’Andorra respecte de la influència de les masses d’aire marítimes, l’òptim pluviomètric altitudinal hauria de situar-se, al Principat, en cas d’existir, a una altitud molt més elevada que el d’altres muntanyes de la península Ibèrica més properes al litoral.
