l’anomalia pluviomètrica del delta del llobregat i la seva...

57

L’anomalia pluviomètrica del Delta del Llobregat i la seva contribució a la recàrrega de l’aqüífer

Jordi MazonGrup Tres Torres (Viladecans)

IntroduccióEl subsòl del Delta del Llobregat és ric en aigua, com a conseqüència de l’existència d’un gran aqüí-fer. La disponibilitat d’aigua en relativa abundància i facilitat d’extracció del seu subsòl és, i ha estat, un element clau per al desenvolupament econòmic i social d’aquesta regió, fi ns i tot en èpoques de sequera meteorològica. Mercès a aquesta aigua s’ha pogut desenvolupar una agricultura de regadiu en una zona semiàrida de clima mediterrani, així com el desenvolupament de determinades indús-tries demandants d’aigua.

La recàrrega d’aquest aqüífer es produeix per dues vies. Una primera, que representa, segons la comunitat d’usuaris d’Aigües del Delta del Llobregat (http://www.cuadll.org/), de l’ordre del 80% del total, ho fa per infi ltració de les aigües del riu Llobregat a la vall baixa, cap a la zona de Sant Andreu de la Barca, i el 20% restant que es degut a la infi ltració de la precipitació que recull la superfície del Delta. Al règim típic mediterrani de la precipitació d’aquesta zona se li afegeix una peculiaritat pluviomètrica que contribueix a un notable augment de la precipitació al Delta, i així a la recàrrega de l’aqüífer. El fenomen formador d’aquesta anomalia pluviomètrica al Delta, com es proposa anome-nar, s’exposa en aquest article. La causa rau en la diferència tèrmica entre l’aire de l’interior i el del litoral. Quan el Sol es pon, l’aire del prelitoral es refreda a un ritme major que l’aire situat sobre el mar i la costa, i es forma a mesura que avança la nit un moviment de l’aire més fred de l’interior cap a la costa a través de torrents, i els vessants de les muntanyes situades a prop de la costa i orienta-des cap al mar, i del riu Llobregat. Aquest vent de drenatge, com s’anomena, porta aire relativament fred cap a la costa, que en arribar al litoral forma un front fred superfi cial. L’aire més càlid i humit hi ascendeix per sobre el fred mentre aquest es desplaça mar endins. En determinades ocasions aquest ascens comporta la formació de núvols i fi ns i tot precipitació.

Aquest article té per objectiu mostrar aquest fenomen mitjançant la simulació numèrica, per tal de determinar algunes de les seves característiques. L’estructura de l’article és la següent. A la secció 2 es descriu el fenomen del front costaner al delta del Llobregat, així com un anàlisi d’aquest feno-men a partir de les dades horàries de precipitació al Delta. La secció 3 es centra en la descripció del model numèric utilitzat i en els resultats obtingut en dues simulacions de dos episodis en què s’ha format el front costaner al Delta. Els trets genèrics de la precipitació al delta del Llobregat es descriuen a la secció 4; la importància de l’aigua en el desenvolupament social i econòmic del Delta es s’apunten breument a la secció 5. Finalment, la secció 6 mostra les principals conclusions.

La precipitació al Delta del LlobregatLa precipitació al Delta del Llobregat segueix el típic patró del clima mediterrani, amb una estació de màxima pluviometria (la tardor), una de secundària (la primavera), i dues estacions seques, l’hivern i sobretot l’estiu, aquesta darrera associada al període de màxima calor.

58

VII Trobada de Centres d’Estudis i d’Estudiosos d’Eramprunyà. L’aigua, el territori i les persones

A aquests trets pluviomètrics generals (que es descriuen a la secció 4), comuns amb totes les altres zones properes dominades pel clima mediterrani se li superposa una peculiaritat meteorològica i climàtica pròpia d’aquesta regió, de certa importància hidrològica i que és la causa que al Delta del Llobregat hi plogui més que a les comarques veïnes més properes, el què pot contribuir d’una ma-nera important a aquest 20% de recàrrega de l’aqüífer originada per la precipitació directament so-bre aquesta zona. Aquest fet va ser detectat i publicat per primera vegada a L’anomalia pluviomètrica

del Delta del Llobregat (Mazón, 2007), i estudiat amb més detall a partir d’aquest treball a la conca de la Mediterrània (Mazon et al. 2009, 2013a, 2013b, 2014). La hipòtesi plantejada per a explicar aquesta pluviometria diferencial és la formació d’un front costaner nocturn.

El front fred nocturn del Delta del Llobregat

Els fronts costaners són causats per la interacció entre l’aire fred de l’interior refredat durant la nit, amb l’aire més càlid i humit situat a la costa. Durant el vespre i la nit l’aire de l’interior es refreda molt més que l’aire situat sobre la costa. Aleshores, en ser l’aire fred dens inicia un moviment de caiguda pels torrents de les muntanyes de l’Ordal i Collserola, i Montserrat cap a la vall del Llobre-gat, generant-se un corrent d’aire fred nocturn, anomenat genèricament vent de drenatge —també coneguts com a vents catabàtics o gravity winds. Inicialment és un vent fl uix, però a mesura que la nit avança i el refredament de l’aire de l’interior és major, la velocitat d’aquest vent s’incrementa fi ns a valors que en algunes zones de l’Àrtic i l’Antàrtic, i valls properes a grans elevacions, poden fregar els 100 km/h. Al Delta del Llobregat aquests vents difícilment superen els 30 km/h.

Per contra, a la costa l’aire no es refreda tant com a l’interior, ja que aquest aire conté un elevat grau d’humitat provinent d’una temperatura de l’aigua del mar relativament alta, sobretot durant la tar-dor. Quan l’aire fred de l’interior, impulsat pels vents de drenatge arriba a la costa, aquest aire fred nocturn es troba amb una massa d’aire més càlida i humida. Aleshores es forma un front fred, ja que dos fl uids amb diferent temperatura (i, per tant, densitat) quan entren en contacte no es barregen. La frontera entre ells en meteorologia s’anomena front. En aquest cas un front fred, ja que l’aire fred és el que avança des de l’interior cap al mar. Aleshores l’aire relativament càlid i humit és forçat a ascendir per sobre de la falca d’aire freda. En aquest ascens, depenent de l’estabilitat atmosfèrica, l’aire càlid i humit pot formar núvols i fi ns i tot precipitacions sobre la frontera que divideix les dues masses d’aire, a mesura que es desplacen mar endins. Si l’aire assoleix el nivell de condensació per elevació (en anglès LCL) es formen núvols estratiformes, que deixen poca o nul·la precipitació. Si l’aire assoleix el nivell de convecció lliure (en anglès LFC) els núvols es desenvolupen verticalment i poden produir precipitacions més intenses i abundants. La Figura 1 mostra un esquema entre la interacció de l’aire fred associat a un front fred amb l’aire més càlid i humit marítim.

Cal destacar que la formació de precipitacions nocturnes generades per aquest mecanisme s’inicien, tot sovint, sobre el Delta, i es desplacen aleshores mar endins. Les característiques orogràfi ques del delta del Llobregat afavoririen la formació del front costaner. Primerament, per l’existència de l’ampla i llarga vall baixa del riu Llobregat, confi nada entre les serralades de l’Ordal i del Garraf, i Collserola en el seu darrer tram, que s’eixampla en arribar a la zona deltaica. En segon lloc, per

l’aixecament sobtat del massís del Ga-rraf, a la part més occidental del delta, i de la muntanya de Montjuïc per orient, que limiten en els dos casos al delta del Llobregat, i així a l’aire fred, que durant les nits descendeix per aquesta vall. Finalment, la presència de la Me-diterrània amb temperatures elevades de l’aigua des de fi nals d’estiu i fi ns a l’inici de l’hivern, que garanteixen a la zona litoral una massa d’aire càlida i humida. La fi gura 2 mostra un esque-ma d’aquest factors i del front fred nocturn sobre el mar.

Les precipitacions generades per aquest dinàmica, són nocturnes, ja que és en aquest moment quan les diferències tèrmiques entre la massa d’aire mediterrània i la que conforma el sistema frontal fred que descen-deix per la vall del Llobregat són més

Figura 1. Esquema de la formació d’un front fred. En arribar l’aire fred a una tem-

peratura θc i velocitat V

c al litoral, troba una massa d’aire a una temperatura major

(θw) i una velocitat V

w. L’aire càlid és obligat a ascendir per sobre del fred, el qual

té una altura H. Si assoleix el nivell de condensació per elevació (LCL) es formaran

núvols, els quals podran desenvolupar-se verticalment si assoleixen el nivell de

condensació per elevació (LFC) fi ns al límit de la convecció (LOC)

59

marcades. Això es produeix amb més intensitat i fre-qüència cap a fi nals d’estiu i principis de tardor, quan la massa d’aire mediterrània és més càlida i humida, i la massa d’aire del front superfi cial mesoscalar és en contrast més freda.

Els habitants del delta, sabem molt bé que en aquesta època, des de fi nals d’estiu fi ns a mitjans de la tardor, les tempestes i/o pluges nocturnes són relativament freqüents. Tot i això, en qualsevol època de l’any es po-den formar.

Aquest fet s’ha analitzat a partir de les dades horàries de l’estació meteorològica automàtica que el Servei de Meteorologia de Catalunya té instal·lada al terme de Viladecans, a la zona del parc Agrari. La fi gura 3 mos-tra la mitjana de precipitació en els mesos de tardor i hivern, i el percentatge en què aquesta precipitació es produeix en hores nocturnes, entre les 21 UTC i les 07 UTC, en el període 1993-2013.

És de destacar com la precipitació nocturna del mes de setembre representa gairebé el total de la precipitació d’aquell mes. Dels 68 mm de precipitació de mitjana, aproximadament 59 mm ho han fet durant la nit, entre les 21 i les 07 UTC, és a dir, un 87% de la precipitació total d’aquest mes. Aquest és el mes en que el sistema frontal superfi cial és més actiu, i pot generar les pre-cipitacions més importants, seguit d’octubre, mes en el qual dels 69 mm de precipitació mitjana, gairebé 44 mm ho van fer en horari nocturn, és a dir, un 64 %.

Els mesos de novembre, desembre i gener, aquest per-centatge disminueix de forma considerable no podent-se atribuir aquesta precipitació nocturna a la formació del sistema frontal superfi cial.

Simulació numèrica del front costaner del Delta del LlobregatLa formació de línies de precipitació durant la nit a pocs quilòmetres o sobre la mateixa costa, les quals es desplacen mar endins a mesura que avança la nit, passa sovint desapercebuda per a la majoria de les persones. Com que la precipitació és principalment sobre el mar i en hores noctur-nes, l’afectació a les activitats humanes, bàsicament diürnes i sobre terra ferma, acostuma a ser petita, cosa que ha fet que no hagin estat gaire estudiades. D’altra banda, el fet que dins del mar no hi hagi una xarxa de pluviòmetres que registri la precipitació, i que els radars situats a prop de la costa només cobreixin una petita part de la costa de la Mediterrània on es formen aquestes línies, fa complicada la recerca d’aquest fenomen.

En aquestes situacions, en les quals l’obtenció de mesures és complexa, la simulació numèrica resulta una eina essencial per comprendre i estudiar un fenomen. En el cas de les bandes de preci-pitació nocturna, la xarxa de radars meteorològics situats sobre terra a prop de la costa i els situats en el satèl·lit nord-americà i japonès TRMM (Huffman et al., 2007b) han estat de gran utilitat per a la detecció de la precipitació nocturna.

A partir d’aquestes dades, la simulació numèrica mitjançant el model Weather Research Forecast

- ARW (WRF model, Skamarock et al., 2008) permet analitzar i obtenir informació sobre la gènesi i la dinàmica d’aquest fenomen.

El model mesoscalar WRF-ARW

La versió 3.3 del model de mesoescala Weather Research Forecast- Advanced Research WRF, més conegut com a WRF-ARW (Skamarock et al., 2008), és un model no hidrostàtic de diferències fi nites, desenvolupat pel National Center of Atmospheric Research (NCAR) dels Estats Units. Està dissenyat per ser aplicat tant en el pronòstic meteorològic com en la recerca de fenòmens meteorològics. En funció del fenomen meteorològic que es pretén simular, l’usuari pot utilitzar unes parametritzacions

Figura 2. Formació del front superfi cial. La vall del Llobregat cana-

litza l’aire relativament fred, en el Delta del Llobregat s’eixampla,

i el massís del Garraf el limita per ponent, i Colleserola i Montjuic

per llevant

Figura 3. Relació entre la precipitació mitjana mensual i la precipi-

tació nocturna per a l’estació de Viladecans (1993-2013)

J. Mazón. L’anomalia pluviomètrica del Delta del Llobregat i la seva contribució a la recàrrega de l’aqüífer

60


determinades que corresponen a unes o altres aproxima-cions en les equacions fonamentals de la dinàmica atmos-fèrica, així com defi nir el nombre de nivells verticals de la troposfera. En el cas de les simulacions de fronts costa-ners nocturns s’han defi nit 42 nivells verticals, dels quals 23 es troben per sota d’1 km. La capa límit (boundary layer) s’ha parametritzat mitjançant l’esquema MRF (Hong et al., 1996); per a la longitud d’ona llarga l’esquema utilitzat ha estat l’RRTM (Mlawer et al., 1997), i l’MM5 (Dudhia, 1989) per a la longitud d’ona curta; la microfísica és parametri-tzada per mitjà de l’esquema WSM (Hong et al., 2004). Per a la convecció no s’ha usat cap parametrització específi ca en els dominis inferiors als 5 km de resolució espacial, que són la majoria dels defi nits.

El model s’inicialitza amb dades obtingudes de la reanàlisi del model del Centre Meteorològic Europeu (ECMWF) cada 6 hores.

Les simulacions s’han fet usant els recursos del Centre de Supercomputació de Catalunya (CESCA).

Per tal d’il·lustrar la simulació d’aquest tipus de fenomen atmosfèric en el cas del delta del Llobregat, s’ha seleccio-nat el front costaner detectat la matinada de l’11 d’octubre del 2011 i la nit del 13 al 14 d’octubre del 2010.

En les dues simulacions s’han defi nit quatre dominis niats, que es mostren a la fi gura 4. El domini més petit té una resolució espacial d’1 km, cobreix completament el Delta del Llobregat, i és el que s’ha utilitzat per a l’estudi del front costaner en aquesta zona.

El front costaner de l’11 d’octubre del 2011

El radar del Servei Meteorològic de Catalunya va detectar precipitació sobre el delta del Llobregat entre les 5 i les 7 del matí d’aquest dia. La fi gura 5 mostra la simulació de la temperatura de l’aire (en colors) i el vent (fl etxes) a les 4 i les 8 d’aquest dia. A les 4 UTC (Fig. 1a) s’observa com l’aire fred de l’interior (a una temperatura d’uns 15ºC) es mou mar endins (a una temperatura d’uns 19-20ºC) a través de la vall del Llobregat, amb velocitats màximes que arriben als 10 m/s. El vent de drenatge s’estén una trentena de quilòmetres mar endins.

A les 8 UTC (Fig. 5b) la simulació mostra la interacció entre l’aire fred drenat des de l’interior amb l’aire més càlid del mar, a uns 30 km de la costa del Delta. Aquesta interacció queda refl ectida també en el camp del vent: el de drenatge a través de la vall del Llobregat, de component nord, amb un vent genèric del nord-est.

Figura 4. Dominis utilitzats en les simulacions, de 27, 9,3,1 km

de resolució, respectivament. El domini 4 és sobre el què es fa

l’anàlisi en aquest article

Figura 5. Simulació de la temperatura de l’aire a 2 m d’alçada (en colors) i la direcció i velocitat del vent a 2 m d’alçada (fl e-

txes) en el domini 4 a les (a) 4 UTC i (b) 8 UTC de l’11 d’octubre del 2011

61

La Figura 6 mostra el camp de convergència de l’aire (en colors) i el vent (fl etxes). La convergència és una variable meteorològica que indica el grau d’interacció entre dues masses d’aire. A les 6 UTC (Fig. 6a), dues línies de convergència sobre el mar són simu-lades, prop de la costa a la vertical dels rius Llobregat i Besòs, a través dels quals l’aire fred nocturn canalitza i és drenat cap al mar. Aquestes dues línies de convergència s’uneixen a les 8 UTC (Fig. 6b), incrementant la convergència de l’aire davant de la costa del Delta del Llobregat.

Al voltant d’aquesta zona de convergència, l’aire ascendeix verti-calment i forma núvols i precipitació. La fi gura 7 mostra la precipi-tació simulada a les 8 UTC.

Tres cèl·lules de precipitació s’observen una vintena de quilòme-tres davant del delta del Llobregat, aproximadament on el radar del Servei Meteorològic de Catalunya va registrar la precipitació.

Per tal d’estimar l’altura del front costaner format, la Fig. 8 mostra la temperatura de l’aire (en colors), el contingut d’aigua líquida a l’atmosfera (el que serien els núvols, en línies contínues) i el vent (fl etxes) a les 8 UTC al llarg d’un tall vertical indicat amb la línia D1-D2 de la Figura 7.

Una massa d’aire freda (al voltant dels 15-16ºC K) s’estén a tra-vés de la vall del Llobregat mar endins, amb un gruix aproximat d’entre 300-400 metres. Aquesta massa freda es mou mar en-dins impulsada pels vents de drenatge de l’interior, canalitzats per la vall del Llobregat. La frontera entre aquesta massa freda i l’aire càlid situada sobre el mar (al voltant dels 20-21ºC) forma un front fred. L’aire càlid i humit és obligat a ascendir sobre la massa freda a mesura que aquesta avança mar endins, amb ve-locitats verticals que segons la simulació són de l’ordre de 1.4 m/s. L’ascens d’aquest aire càlid i humit forma núvols sobre el front fred, com indica la simulació amb l’aparició d’importants valors d’aigua líquida, concentrada sobre el front fred. La base d’aquests núvols (el que s’anomena el nivell de condensació per elevació) es troba cap als 700 m. Els núvols formats s’estenen fi ns als 3000 metres d’alçada.

A mesura que el Sol surt i la temperatura de l’interior augmenta, els vents freds de drenatge desapareixen, i conseqüentment el front costaner així com la precipitació associada també es dissi-pen. De vegades, a primera hora del matí, mirant des de les plat-ges del Delta podem observar una banda de núvols mar endins, la resta del front nocturn.

Figura 6. Convergència superfi cial de l’aire (divergència negativa, en colors) i el camp de vent a 2 metres a les (a) 6 UTC i (b) 8 UTC

Figura 7. Precipitació acumulada en 1 h (colors) i el

camp de vent a 2 m a les 8 UTC de l’11 d’octubre del

2011. La línia negra D1-D2 indica la direcció del tall

vertical de la temperatura potencial realitzat per es-

timar l’alçada del front costaner mostrat més avall

Figura 8. Tall vertical al llarg de la línia D1-D2 (in-

dicada en la Fig. 7) de la temperatura potencial de

l’aire (en colors), la quantitat d’aigua líquida atmos-

fèrica (en línies contínues negra) i el camp de vent

(fl etxes) a les 8 UTC de l’11 d’octubre del 2011


62


El front costaner de la nit del 13-14 d’octubre del 2010

Una dinàmica similar va ocórrer la nit del 13 al 14 d’octubre del 2010, però a diferencia de l’exemple precedent, el front es va formar a primera hora de la nit en comptes de la matinada, sobre el Delta, deixant 5.2 mm de precipitació sobre Viladecans cap a les deu de la nit del 13 d’octubre. Ràpidament el front, i la banda de precipitació associada va desplaçant-se mar endins.

La simulació numèrica d’aquest episodi confi rma la hipòtesi de la formació d’un front costaner so-bre el Delta del Llobregat, causat per la interacció entre una massa d’aire freda conduïda pels vents de drenatge del prelitoral amb una massa d’aire més càlida i humida situada sobre la costa. La fi gura 9 mostra la convergència de l’aire en el domini 4 a les 20, 22 i 00 UTC. S’observa com una banda de convergència apareix sobre la costa del Delta capa les 22 UTC, la qual es desplaça mar endins paral·lelament a la costa, alimentada també pels vents de drenatge a través del riu Besòs. A les 22 UTC, una banda de convergència d’uns 25 km de longitud apareix ben defi nida, estenent-se des del delta del Llobregat fi ns al riu Besòs. En aquesta línia de convergència s’observa un canvi en la direcció i la velocitat del vent, típic comportament d’aquesta variable en un front.

La temperatura de l’aire és representada en la Figura 10. A les hores en què el front es desenvolupa

Figura 9. Camp superfi cial de convergència de l’aire (colors) i camp de vent a 2 m (fl etxes) en el domini 4

a les (a) 20 UTC, (b) 22 UTC del 13 d’octubre del 2010, (c) 00 UTC i (d) 02 UTC del 14 d’octubre del 2010

Figura 10. Temperatura potencial virtual a 2 m (en colors) i camp de vent a 2 m (fl etxes) en el domini 4 a les (a) 20 UTC, (b)

22 UTC del 13 d’octubre del 2010 i (c) 00 UTC del 14 d’octubre del 2010. Els punts indiquen les desembocadues dels rius

Llobregat i Besòs

63

el model simula una entrada d’aire fred a través de la vall del Llobregat i del Besòs (amb temperatu-res de l’ordre de 16 ºC) mar endins (amb una temperatura de 20 ºC). Aquesta diferencia tèrmica en-tre l’aire de l’interior i l’aire sobre el mar i el litoral és la causa que el vent de drenatge assoleixi els 20 km/h, valor signifi cativament elevat per a un vent de drenatge en una vall com la del Llobregat.

Mitjançant un tall vertical de la temperatura potencial de l’aire a través de la línia D1-D2 mostrada en la Figura 8, s’ha determinat l’alçada de la massa d’aire freda associada al front fred (no es mos-tra en aquest apartat). L’alçada màxima obtinguda és 400 metres. La base dels núvols simulada (el nivell de condensació per elevació) es troba al voltant dels 600 metres d’alçada.

Segons la simulació, a partir de les 03 UTC la banda de convergència es dissipa a una cinquantena de quilòmetres mar endins.

Algunes dades generals sobre la precipitació al Delta del LlobregatFins aquí s’ha argumentat el fenomen de la precipitació nocturna al delta del Llobregat, genera-da per l’anomenada anomalia pluviomètrica del Delta del Llobregat, mitjançant dades instrumen-tals horaris primerament, i mitjançant la simulació numèrica en segon terme. Com a complement d’aquesta particularitat pluviomètrica, en aquest capítol es pretén descriure els trets genèrics de la precipitació al delta del Llobregat mitjançant diferents variables pluviomètriques.

A partir de les dades de l’estació pluviomètrica que des del 1978 té l’Agència Estatal de Meteorologia situada a Gavà, s’ha pogut estimar el valor de diferents variables relacionades amb la precipitació, i així descriure millor el comportament d’aquesta variable.

En aquesta estació (que representaria en bona mesura el Delta del Llobregat) hi precipita, de mitja-na 643 mm anuals, valor que és notablement superior a la d’observatoris propers (Sitges 530 mm, Vilafranca 560, Barcelona Fabra 620), degut a la peculiaritat anteriorment descrita. De mitjana hi plou 81 dies a l’any (precipitació superior a 0.5 mm). El 40% del total de precipitació es produeix a la tardor. La primavera i l’hivern representen el 22 i 21% respectivament, i l’hivern, el 17% del total de la precipitació anual.

Una de les característiques que defi neixen millor la pluviometria d’un clima és la seva variabilitat temporal, factor clau per la gestió dels recursos hídrics. Aquesta pot ser entesa com la inseguretat de l’ocurrència de la precipitació respecte a la mitjana. Com més gran és la variabilitat en la precipi-tació, menys és la seguretat que s’assoleixi un valor de precipitació proper a la mitjana de la sèrie. De forma intuïtiva, la variabilitat s’observa com els dents de serra de la sèrie temporal de la precipi-tació: els anys plujosos, secs i normals s’alternen de forma continua al llarg de la sèrie. És habitual trobar un any molt plujós seguit d’un any extremadament sec. Aquesta característica, típica del cli-ma mediterrani, infl ueix d’una manera clara i decisiva en la vegetació i les activitats antròpiques en les que la reserva d’aigua són claus, com l’agricultura. Un dels paràmetres més estesos per avaluar la variabilitat pluviomètrica és l’anomenat coefi cient de variació (CV), que es defi neix com el quo-cient entre la desviació tipus (σ) i la mitjana (x), i multiplicat per 100 per expressar-lo en percentatge,

A la taula 1 es mostra el valor del CV a Gavà, a nivell anual i estacional.

La precipitació anual presenta una variació de l’entorn del 30%, considerada com una variació mo-derada-alta, resultat semblant als trobats per altres autors en el clima Mediterrani (Martín Vide, 2002). En canvi, per a les diferents estacions de l’any, la variació de la precipitació és defi nida com a molt alta, doncs superen el valor del 40%. L’època de l’any amb més variabilitat en la precipitació és l’hivern, mentre que la menys variable (dins d’una variabilitat molt alta) és la tardor. És a dir, és més probable que la precipitació de la tardor s’apropi al valor promig que no pas a l’hivern, on la precipi-tació és molt irregular d’un any a un altre, i és més difícil que s’apropi al valor promig. A nivell anual en canvi, és més probable que any darrera any la precipitació s’apropi a un valor promig, tot i que hi ha anys molt secs i molt plujosos que s’allunyen dels valors promitjos en la precipitació. Podríem dir doncs, que el resultat d’una variabilitat moderada-alta en la precipitació anual, de l’ordre del 30%, és fruit d’una precipitació estacional molt alta, que supera el 40%, de llarg en algunes estacions de l’any, com és el cas de l’hivern, que és del 60%.

El coefi cient de variació (CV) però, només contempla per al seu càlcul la mitjana i la desviació de la

Taula 1. Coefi cients de variació anual i estacionals per a la precipitació (1978-2013)


64


sèrie i no té en compte l’odre temporal d’aquesta, és a dir, l’ordenació cronològica dels valors que la formen, un concepte essencial en el comportament de la precipitació mediterrània. Dues sèries poden tenir els mateixos valors de precipitació per a la mitjana i la desviació, i en canvi tenir uns valors molt diferents, i amb una cronologia també totalment diferent. En aquesta casos, el CV no aporta la informació sobre la irregularitat temporal. És per aquesta raó que convé calcular algun índex que descrigui aquesta irregularitat temporal. Un d’aquests índexs és l’anomenat de disparitat consecutiva, S

1 (Martin Vide, 2002), defi nit de la següent forma:

En aquesta expressió Pi indica la precipitació de l’any i, i n el nombre d’anys de la sèrie. Els valors ob-

tinguts amb aquest índex ofereixen uns matisos respecte als obtinguts amb el CV. Aquest coefi cient d’irregularitat temporal, S

1, realça aquells indrets amb més irregularitat temporal en les precipita-

cions. En el Delta del Llobregat, la irregularitat en la precipitació calculada amb aquest índex és del 23%, és a dir, que la precipitació d’un any a un altre és força similar, dins d’una variabilitat moderada.

Sovint se senten comentaris segons els quals darrerament els anys secs són més freqüents que abans. No és objectiu d’aquest estudi entrar a debatre fi ns a quin punt és certa aquesta afi rmació, però si ho és determinar els llindars del que es considera un any molt sec, sec, normal, humit i molt humit des d’un punt de vista pluviomètric. Segons la defi nició de sequera donada pel l’Agència Es-tatal de Meteorologia (AEMET) basada en el mètode dels quintils, la taula 2 mostra els llindars que defi neixen el tipus d’any pluviomètric al Delta del Llobregat.

Aplicant aquest criteri a la sèrie de precipitació anual de Gavà, la taula 3 mostra la distribució tem-poral del tipus d’any pluviomètric des del 1978 fi ns el 2013. Els molt humits i els molts secs es reparteixen en igualtat de proporció, al voltant del 25%, el mateix percentatge que d’anys normals. Els humits i els secs representen aproximadament el 11 i 15%, respectivament.

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

De vegades però, la variabilitat aleatòria és tan gran, comparada amb la determinista, que el paràmetre pot considerar-se com aleatori, i tractar-lo usant mètodes de l’estadística. És el cas, per exemple, de la precipitació màxima en 24 hores, que es pot descriure matemàticament amb la funció de distribució de probabilitat de Gumbel, per a determinar així l’anomenat període de retorn, T, d’una determinada quantitat de precipitació. Aquest paràmetre es defi neix com aquell interval de temps de recurrència promig entre successos que igualen o excedeixen una magnitud especifi cada. En el cas que ens ocu-pa, la precipitació acumulada en 24 hores, important per la quantitat d’aigua que pot precipitar en forma torrencial, l’alt grau d’erosionalitat del sòl, i per preveure el creixement de les rieres i els fon-dos del massís del Garraf que desaigüen al Delta, i que a banda de provocar inundacions si es troben determinats obstacles, com autovies o polígons industrials, contribueixen a la recàrrega de l’aqüífer.

Cada cinc anys hem d’esperar doncs, en línies generals, una pluja de 115 mm en 24 h, i cada 10 de 145 mm, que de ben segur algun dany causarà en alguna de les moltes infraestructures i edifi cacio-ns situades sobre el delta. Cal recordar, però, que un delta és per defi nició una zona inundable. S’ha format per l’aport continu de sediments del riu Llobregat. Una de les seves grans riqueses, l’aigua de l’aqüífer, en certa mesura existeix per la infi ltració de la precipitació que hi cau directament so-bre el Delta. Seria bo de recordar tot això, doncs la pluja no és la responsable dels mals que pugui generar sobre les nostres infraestructures i equipaments, o sobre els conreus del Delta, sinó en la

Taula 2. Llindars que defi neixen els anys pluviomètrics al Delta del Llobregat

Taula 3. Percentatge de les característiques pluviomètriques (1978-2013)

65

majoria dels casos una mala ubicació d’aquestes. En aquesta línia, hauríem d’intentar no urbanitzar més sòl deltaic i construir grans sistemes de canalització que desvien l’aigua de pluja cap al mar, disminuint així la recàrrega de l’aqüífer, que tan ha contribuït al desenvolupament socials, econòmic i cultural dels municipis del Delta del Llobregat.

L’aigua al delta del LlobregatL’aigua és un recurs hídric essencial per a un desenvolupament econòmic, social i cultural, i en l’àmbit mediterrani un bé molt escàs. La irregularitat d’aquest clima és segurament la seva caracte-rística més pròpia, sobretot en la precipitació, fet que difi culta el seu ús en diferents activitats, com en l’agricultura o la indústria.

El Delta del Llobregat es va començar a formar fa uns 18.000 anys. Fa però només uns 2.300 anys que l’aportació de sediments del riu Llobregat va estabilitzar el nivell del mar i els sediments poc a poc van anar formant terra ferma, guanyant terreny al mar. Amb el pas dels segles, en aquesta àrea s’ha desenvolupat una intensa activitat agrícola, condicionada per dos factors que resulten claus: un sòl fèrtil, i la disponibilitat d’aigua per al rec.

El cultiu de regadiu en aquesta zona s’ha pogut desenvolupar per l’existència de dos aqüífers sub-terranis que formen part d’una mateixa estructura, un de profund i un altre de superfi cial, separats per una fi na capa de sediments impermeables. La pagesia i la indústria han extret des de sempre l’aigua de l’aqüífer per als seus usos. Sense aquest aqüífer aquestes no hagueren estat possibles, ja que la irregularitat en la precipitació, amb períodes sense precipitació i de sequera, hagués fet inviable l’agricultura de regadiu, i les necessitats de la indústria, i per tant el desenvolupament econòmic i social de la zona.

L’aqüífer del Delta del Llobregat es recarrega de forma natural fonamentalment per dues vies. Una primera, que representa, segons la comunitat d’usuaris d’Aigües del Delta del Llobregat (http://www.cuadll.org/ ), de l’ordre del 80% del total, ho fa per infi ltració de les aigües del riu Llobregat a la vall baixa, cap a la zona de Sant Andreu de la Barca, i el 20% restant que es degut a la infi ltració de la precipitació que recull la superfície del Delta.

L’economia i l’aigua al delta del Llobregat

Gràcies a aquesta disponibilitat d’aigua, al Delta s’hi ha desenvolupat activitats que han contribuït al desenvolupament econòmic del Baix Llobregat. Primerament una agricultura de regadiu, de més va-lor afegit que la de secà. Malgrat que tot un seguit d’infraestructures creuen i ocupen una important extensió del delta (dues autopistes, una línia de ferrocarril, l’aeroport, i un munt de carreteres se-cundàries) han minvat amb els anys la superfície agrària, aquesta activitat encara avui dia segueix sent activa. La major part de la zona agrícola correspon a la del Parc Agrari del Baix Llobregat, amb una superfície de poc més de 2.900 ha, de les quals 1.969 ha són de regadiu. El 65% d’aquests con-reus de regadiu són d’hortalisses, i la resta d’arbres fruiters. En tots els casos és una agricultura de regadiu. L’activitat ramadera també hi és present, destacant el sector oví, amb gairebé 14.000 caps. En total, les explotacions agrícoles donen 2.200 lloc s de treball directes.1

L’aigua de l’aqüífer és fonamental per aquesta activitat. El PIB agrari de les activitats del delta del Llobregat és petit respecte al conjunt de la comarca del Baix Llobregat, essent només del 0,7%, el què suposava, el 2005, un moviment de 77 milions d’euros, sobre els 120.000 milions d’euros del conjunt de sectors productius de la comarca. El creixement del sector primari al delta però, expres-sat en percentatge sobre el PIB comarcal, presenta un creixement per al període 2000-2005 del 6% aproximadament, tres vegades superior al corresponent a l’economia agrària de Catalunya, que fou del 2,1%, i la meitat del dels sectors productius de la comarca, que es va situar en aquest període al voltant del 12%. Més difícil de quantifi car a priori és l’aigua de l’aqüífer utilitzada per indústries de tot tipus, entre les quals la Seda de Barcelona, instal·lada al Prat, o la cervesera Damm, i el sector terciari, com el canal Olímpic de Castelldefels, freqüentat per milers d’escolars anualment, amb una contribució al PIB de la comarca.

1 Parc Agrari del Baix Llobregat, http://parcs.diba.cat/web/BaixLlobregat

Taula 4. Període de retorn per al Delta del Llobregat (en mm)


66


Tal com hem dit, aproximadament el 20% de recàrrega de l’aqüífer del Delta del Llobregat és deguda a la precipitació que cau sobre aquest. Aquest fet té una certa importància, doncs actua en la recà-rrega de l’aqüífer superfi cial, que és el de més fàcil accés i el més explotat.

Conclusions destacablesMitjançant l’anàlisi de dades horàries de precipitació de l’estació ofi cial de Viladecans i l’ús de la simulació numèrica, la formació d’un front costaner nocturn ha estat corroborada com la causa de l’increment de pluviometria que es produeix en el Delta del Llobregat respecte a zones properes, sobretot durant la tardor. La simulació numèrica ha permès determinar l’alçada de la massa d’aire fred que els vents de drenatge porten de l’interior cap al Delta, a través de la vall del Llobregat, essent d’uns 400-500 metres. El gradient tèrmic simulat entre l’aire de l’interior i el situat sobre el mar, que és la causa de l’aparició dels vents de drenatge que impulsen l’aire fred de l’interior cap al mar, és d’entre 3 i 6ºC, i la velocitat del vent de drenatge màxim al voltant dels 30 km/h.

Aquesta anomalia pluviomètrica, contribueix a incrementar els valors de precipitació sobre el Delta, i així contribueix a la recàrrega de l’aqüífer, el qual es recarrega en un 20% degut a la infi ltració de l’aigua de pluja que hi cau sobre. La diferència en la precipitació deguda a aquesta anomalia pluvio-mètrica entre el Delta i les zones properes (Sitges i Vilafranca) ha estat en mitjana en els darrers 30 anys de l’ordre de 100 mm a l’any. Considerant que l’extensió del delta del Llobregat és d’unes 2938 ha, la quantitat d’aigua que precipita de més a més degut a la formació del front costaner és d’uns 3·108 litres cada any, que contribueixen d’una forma clara a la recàrrega de l’aqüífer.

La facilitat d’explotació d’aquest aqüífer i la seva abundància en aigua han contribuït, i hi contribue-ixen, al desenvolupament econòmic i social del Delta. Disposar d’aigua en relativa abundància en un clima Mediterrani costaner, classifi cat de semiàrid, ha permès que una agricultura de més valor afe-git que la de secà, com és el regadiu, s’hagi pogut establir al Delta, així com la instal·lació d’algunes indústries que reclamen l’ús d’aigua com a element fonamental de la seva activitat.

Aquesta aigua del subsòl hauria de ser considerada, com d’estratègica en un escenari de canvi climàtic. Per aquesta raó, la no pavimentació del Delta hauria de ser essencial, mantenint que els torrents, rieres i el mateix Llobregat puguin desguassar les seves aigües sobre el delta per a la seva posterior infi ltració vers l’aqüífer.

AgraïmentsL’estudi de fronts costaners s’emmarca dins dels projectes MICINN CGL2009-08609 i CGL2012-37416-C04-03. La simulació numèrica s’ha fet usant els recursos del Centre de Supercomputació de Catalunya (CESCA).

Bibliografi aDudhia J., 1989: «Numerical study of convection observed during the winter monsoon experiment using a mesoscale two-

dimensional model». J. Atmos. Sci., 46, p. 3077–3107.

Hong, S.-H., Dudhia, J., and Chen, S.-H., 2004: «A revised approach to ice microphysical processes for the bulk parameteriza-tion of clouds and precipitation», Mon. Weather Rev., 132, p. 103–120.

Hong, S.-Y. and Pan, H.-L., 1996: «Nonlocal boundary layer vertical diff usion in a medium-range forecast model». Mon. Wea-

ther Rev., 124, p. 2322–2339.

Huffman, G. J., Adler, R. F., Bolvin, D. T., Gu, G., Nelkin, E. J. and co-authors, 2007a: «The TRMM Multi-satellite precipitation analysis: quasi-global, multi-year, combined-sensor precipitation estimates at fi ne scale». J. Hydrometeorol. 8(1), p. 38–55.

Martín-Vide, 2002: El temps i el clima. Barcelona, Rubes Ed.

Mazon, J., 2007: L’anomalia pluviomètrica del Delta del Llobregat. V Premi Castelldefels Àmbit Sostenible. Ajuntament de Cas-telldefels.

Mazón, J. and Pino, D., 2009: «Pluviometric anomaly in the Llobregat delta». J. Meteor. Clim. Med. 5, p. 31–50.

Mazon, J. and Pino, D., 2013a: «Nocturnal off shore precipitation near the Mediterranean coast of the Iberian Peninsula», Meteorol. Atmos. Phys., 120, p. 11–28.

Mazon, J. and Pino, D., 2013b: «The role of sea–land air thermal diff erence, shape of the coastline, and sea surface tempera-ture in the nocturnal off shore convection», Tellus A, 65, 20027, doi:10.3402/tellusa.v65i0.20027.

Mazon, J. and Pino, D, 2013b.: «Mesoscale numerical simulations of heavy nocturnal rainbands associated with coastal fronts in the Mediterranean Basin». Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 14, p. 1185–1194

Mazon, J. and Pino, D., 2014: «Role of the nocturnal coastal-front depth on cloud formation and precipitation in the Mediterra-nean basin». Atmospheric Research, 153, 145–154. DOI: 10.1016/j.atmosres.2014.08.004

Mlawer, E. J., Taubman, S.-J., Brown, P.-D., Iacono, M. J., and Clough, S. A., 1997: «radiative transfer for inhomogeneous atmospheres: RRTM, a validated correlated-k model for the longwave», J. Geophys. Res., 102, p. 663–682.

Skamarock, W. C., Klemp, J. B., Dudhia, J., Gill, D. O., Barker, D. M., Duda, M., Huang, X.-Y., and Powers, J. G., 2008: A Descrip-

tion of the Advanced Research WRF Version 3, Tech. Rep. TN-475+STR, NCAR, Boulder, CO, USA.

l’anomalia pluviomètrica del delta del llobregat i la seva...

Documents