Cap amunt, devers els pols

El poder de l’altitud

Les àrees d’alta muntanya i els grans altiplans representen una mica més d’un terç de la superfície de les terres emergides. Tot i que acullen només una petita porció de la població mundial, el percentatge d’humans que depèn, d’una manera o d’una altra, dels recursos d’aquestes zones és molt superior. Aquestes xifres refermen la gran importància de les regions de muntanya, però queden curtes si es valoren altres aspectes. Així, a molts països, especialment entre els més desenvolupats, els refugis faunístics i florístics, els parcs nacionals i nombroses reserves de la biosfera tendeixen a localitzar-se, quasi exclusivament, en territoris rostos i poc accessibles, on es conserven els paisatges més inalterats per les activitats humanes. Alhora, les muntanyes són riques de recursos hídrics, energètics i forestals, per la qual cosa exerceixen un paper fonamental en l’ordenació d’àrees de regadiu i els plans energètics nacionals.

El concepte de muntanya

Per totes aquestes raons, i també per la precària supervivència de les organitzacions socials i les cultures que han hagut d’enfrontar-se a unes condicions ambientals molt dures, les àrees de muntanya han estat objecte de nombrosos estudis geogràfics, geològics, biològics i antropològics. Tanmateix, no és possible trobar una definició plenament satisfactòria del que és una muntanya a causa de la gran diversitat que presenten i de la varietat de perspectives des de les quals es poden analitzar.

Per a distingir amb claretat les veritables muntanyes tant de les àrees simplement aturonades de terra baixa (menys desenvolupades en sentit altitudinal i, per tant, sense estatges de vegetació diferenciats), com de les terres o les plataformes altes (amb pendents suaus o, fins i tot planes, malgrat la seva altitud) una bona definició de muntanya ha de tenir en compte també la particularitat dels usos del sòl, les complexes adaptacions dels col·lectius humans a l’heterogeneïtat, les dificultats topogràfiques i els forts contrastos climàtics estacionals de les àrees de muntanya. Una muntanya ho és perquè presenta un important relleu relatiu per damunt de la plana circumdant (com a mínim entre 300 i 500 m), amb prou desenvolupament altitudinal per a permetre la presència de més d’un estatge de vegetació i una elevada varietat de processos morfoclimàtics, amb forts pendents (de més de 20°) i la presència ocasional d’escarpaments en els vessants i, finalment, amb uns usos del sòl basats en la forta cohesió social, en la importància de la ramaderia i en les dificultats topogràfiques i climàtiques per a l’aprofitament agrícola, generalment lligat als vessants inferiors i mitjans.

La muntanya és l’espai tridimensional per excellència, aquell lloc de la superfície terrestre on s’assoleix la màxima complexitat, atès que el paisatge no sols varia en sentit horitzontal (per exemple amb la latitud o amb la distància a la mar), sinó també, i molt especialment, en sentit vertical. L’altitud i el pendent resulten els trets més representatius de la muntanya, a partir dels quals se’n dedueixen altres d’igualment importants. Així, la muntanya expressa la típica jerarquització de fets que es manifesta a la natura, el més destacat dels quals és el relleu, el qual condiciona per una banda altres factors abiòtics com el clima i la hidrografia, i per una altra el complex biòtic (vegetació, fauna, poblament humà i explotació agrària i ramadera). El desenvolupament altitudinal, que condiciona el descens de la temperatura, permet distingir diferents estatges de vegetació, d’usos del sòl i morfoclimàtics. Aquests últims s’han emprat insistentment com a criteri per a separar l’alta muntanya de la mitjana i la baixa, ja que hom considera que les formes i els processos geomorfològics reflecteixen, de manera sintètica, certs aspectes dinàmics que no són prou destacats pels altres criteris.

Els estatges altitudinals

Un dels problemes geoecològics més importants és, potser, la delimitació dels diferents estatges que poden distingir-se a les muntanyes de desenvolupament vertical, i la variació d’aquesta organització amb la latitud i la longitud. A les altes muntanyes del món es distingeixen diferents nivells: un estatge nival a dalt de tot, amb una prolongada innivació, persistència de clapes de neu en ple estiu, presència ocasional de geleres, pendents gairebé verticals, predomini d’àrees molt productores de sediments –capçaleres d’allaus–, divisòries molt afilades i amb vegetació dispersa i molt adaptada a les extremes condicions climàtiques i geomorfològiques. Per sota d’aquest, hi ha l’estatge subnival alpí que se subdivideix en un nivell superior, amb tarters, vegetació dispersa i pionera i sòls estructurals, i un nivell inferior, amb pastures denses i solifluxió controlada. Més avall, trobem l’estatge subalpí, amb la presència d’arbres i arbustos dispersos, agarrigats i deformats per la duresa de les condicions climàtiques, sobretot per efecte del vent i de la innivació i sovint extraordinàriament alterat com a conseqüència del desenvolupament ramader que ha obligat a eliminar les àrees forestals més elevades per tal d’afavorir l’expansió de les pastures supraforestals d’aprofitament estival. Per sota de l’estatge subalpí s’inicia l’estatge montà o forestal.

La realitat, però, és més complexa i no n’hi ha prou amb el component altitudinal per a intentar modelitzar el paisatge de la muntanya. Les variacions d’una muntanya a una altra, com a conseqüència de factors topogràfics i climàtics, són enormes, com també ho són dins d’una mateixa muntanya. Els materials que les formen i la seva respectiva història, els canvis climàtics als quals han estat sotmeses, els éssers vius que les poblen i la història de llur colonització, els avatars de l’ocupació humana i de l’explotació humana dels recursos, no poden deixar-se de banda.

La complexitat geològica i geomorfològica

La configuració de les muntanyes es fonamenta en la seva història geològica profunda, però el seu aspecte actual a vegades depèn molt més d’episodis recents lligats més aviat a fenòmens de caràcter superficial. Tant l’orogènia pròpiament dita com l’acció erosiva són les responsables de la forma actual dels sistemes muntanyosos.

Els moviments orogènics

Les grans serralades són una conseqüència dels moviments de l’escorça terrestre relacionats amb l’activitat interna del magma. Així, per exemple, és ben conegut que el desplaçament cap a l’W de les plaques nord-americana i sud-americana conduí a un violent xoc amb les plaques del Pacífic que es traduí en l’elevació de les serralades que travessen Amèrica de nord a sud. L’obertura de l’oceà Atlàntic és, també, una altra conseqüència d’aquest moviment cap a l’W, que creà tensions prou importants per a deixar un rastre de vulcanisme enmig de la mar, avui encara molt actiu, com és el cas d’Islàndia i les illes Canàries. Anàlogament, la placa de l’Índia, unida inicialment al continent de Gondwana que es trobava a l’hemisferi sud, inicià el seu recorregut cap al nord fins a topar amb la zona meridional d’Àsia, a la qual s’uní violentament tot donant lloc a la serralada de l’Himàlaia ja fa 60 milions d’anys. Els Pirineus i les serralades Bètiques són també el resultat de moviments de l’escorça terrestre produïts per la pressió cap al nord de la placa africana.

En ser conseqüència de moviments a escala planetària, les grans serralades tenen enormes dimensions. Per exemple, l’Himàlaia s’estén al llarg de més de 2 500 km i ocupa una superfície de 500 000 km2 als quals es podrien afegir les prolongacions cap a l’extrem sud-oriental asiàtic. Els Andes es perfilen al llarg de 7 500 km, des de l’extrem meridional d’Amèrica fins al Carib, amb una extensió de gairebé 2 000 000 de km2. Xifres menors, però sempre importants, caracteritzen la serralada de l’Atles al nord d’Àfrica, els Alps europeus, l’arc carpàtic, el Caucas o els Alps australians. Sovint aquestes serralades, i fins i tot altres de molt menors, són el resultat de diferents cicles orogènics, que superposen estils i litologies molt diferents, com una mena de palimpsest que els geòlegs intenten xifrar.

Però la complexitat geològica de les grans serralades depèn tant de la seva intricada formació com de la seva evolució posterior. Cal tenir en compte que les muntanyes es formaren coincidint amb colossals moviments tectònics, que plegaren sediments i desplaçaren grans fragments al llarg de desenes de quilòmetres formant mantells de corriment i encavalcaments, les arrels dels quals es troben molt lluny de la seva posició actual. És per això que es pot parlar de parts autòctones d’una serralada, aquelles que s’han deformat in situ, i parts al·lòctones, desplaçades per la violència de l’activitat orogènica fins a superposar-se a sectors autòctons o, fins i tot, a altres mantells de corriment, en el cas que se n’hagi produït més d’un. Els Alps i els Pirineus constitueixen un bon exemple d’aquesta barreja. Per exemple, en el vessant meridional dels Pirineus s’han identificat diversos mantells desplaçats gravitatòriament cap al S, amb una espectacular superposició d’anticlinals cavalcants i en cascada, cosa que reflecteix el moviment de materials resistents sobre un pla relativament plàstic i deformable. A partir d’aquí és fàcil adonar-se de la gran complexitat geològica de les serralades, amb plegaments de diferents magnituds, fracturats, parcialment enfonsats o travessats localment per fosses delimitades per falles. Aquesta complexitat assoleix valors extrems a les àrees corresponents als cicles orogènics més antics on, a les deformacions originals, s’afegeixen les produïdes per tectòniques recents, que fragmenten l’antic crató fins a fer difícilment identificables les línies mestres dels plegaments primitius.

A més, certes intrusions cristal·lines i metamorfismes de diferents tipus constitueixen una part fonamental de les serralades, generalment en els sectors axials. Associats als moments de més gran intensitat orogènica, els batòlits basàltics i granítics travessen totalment o parcial les sèries sedimentàries, tot aflorant a la superfície, bé per extrusió contemporània a la tectònica, bé per erosió de la coberta. Al voltant d’aquests batòlits apareix una orla metamòrfica de contacte. El metamorfisme regional, en produir-se per raó de les altes temperatures que assoliren els sediments a les grans fosses geosinclinals, és més estès i dóna lloc a amplis afloraments d’esquists i pissarres. El vulcanisme lligat a línies de fractura crea cons volcànics que se superposen a l’estructura i que poden esdevenir els punts més alts de la serralada, com és el cas dels volcans de Nevado del Ruiz, Chimborazo, Parinacota i Osorno, tots ells localitzats als Andes.

Els materials rocosos i l’acció erosiva

Per les raons anteriors, la diversitat litològica és la nota dominant de les grans serralades, amb predomini de materials d’origen marí que engloben, ocasionalment, petits sectors amb sediments continentals, corresponents, en general, a fosses emplenades amb aportacions locals després del paroxisme tectònic. Pedres calcàries, gresos, margues, “flysch”, granits, basalts, pissarres, esquists, quarsites a més de diferents roques metamòrfiques s’alternen en l’espai amb molta rapidesa i ofereixen resistències molt diferents als agents erosius. Aquesta diversitat és la responsable dels processos d’erosió diferencial, que tenen una clara manifestació topogràfica a diferents escales: les roques calcàries i els gresos calcaris oposen el seu relleu contrastat, amb grans escarpaments i forts pendents, a les formes pesades i homogènies dels batòlits granítics, mentre que les margues obren amplis passadissos que organitzen la xarxa fluvial principal i les pissarres donen formes bombades, poc ressaltades i susceptibles de generar grans moviments en massa.

Per tot plegat, a l’hora d’explicar la gran heterogeneïtat de les formes de relleu, també cal tenir en compte la complexa història geològica de les serralades. Ja s’ha comentat que a moltes muntanyes se superposen diversos cicles orogènics, amb estils i litologies diferents. Els sectors corresponents als cicles més antics com, per exemple, el caledonià i l’hercinià, han patit un llarg desgast fins a convertir-se en superfícies d’erosió, les quals han estat posteriorment deformades i rejovenides pels cicles més recents; les línies de carenes, però, conserven restes de l’antiga superfície d’erosió, per la qual cosa mostren una topografia poc accidentada, amb àmplies divisòries a altituds bastant similars. En canvi, els sectors muntanyencs de formació més recent, corresponents al cicle alpí (amb menys de 60 milions d’anys d’antiguitat) presenten línies de carenes molt contrastades, amb sobtats salts altimètrics i predomini de forts pendents.

A tot això cal afegir l’empremta dels canvis climàtics que periòdicament afecten el conjunt del planeta, especialment els succeïts durant el Quaternari, que són els més recents. Els diferents sistemes morfogenètics han deixat empremtes més o menys precises de la seva existència, tant en les formes topogràfiques com en els dipòsits relacionats amb l’erosió, en què es conserven els trets d’identitat dels diferents climes. A totes les altes muntanyes de la zona temperada i, fins i tot, de la zona intertropical, hi ha dipòsits deixats per les antigues geleres plistocèniques, que emmarquen l’extensió del gel a les vores de les valls glacials o a la sortida dels circs. Aquests darrers constitueixen el modelat més típic dels cims, des d’on s’emetien les potents llengües que fluïen a un ritme molt lent al llarg de desenes de quilòmetres. Avui en dia, l’alta muntanya és encara el refugi de les darreres geleres de vall i de circ de la Terra, que, juntament amb els “inlandsis” grenlandès i antàrtic, són testimonis reduïts del paisatge que hi havia a gran part del planeta durant les crisis fredes del Quaternari. La darrera d’aquestes crisis, la que va assolir el punt culminant fa aproximadament entre 18 000 i 40 000 anys, és la que, lògicament, ha deixat més empremtes en el paisatge. Les tarteres i pedrusques que cobreixen gran part dels vessants de les muntanyes, alguns dels quals continuen formant-se actualment, es poden atribuir als processos geomòrfics dels darrers 20 000 anys.

La diversitat i la complexitat són, doncs, dos trets fonamentals del relleu de les muntanyes. La influència del dispositiu estructural i els grans contrastos en la resistència litològica provoquen, a petita i gran escala, sobtats canvis de pendent i formes de relleu molt variades. La forma que adopta el vessant des de la divisòria fins a la base, condiciona la circulació dels fluxos hídrics i explica, en gran part, la distribució de la fertilitat i de la potencialitat productiva. El desplaçament de l’aigua per aquest vessant implica la redistribució de materials de major o menor gruix, entre els quals s’inclouen els nutrients.

El funcionament hidrològic d’un vessant, que es manifesta en les taxes d’infiltració i retenció de l’aigua en el sòl, en l’evapo-transpiració i en les taxes d’escolament superficial, depèn de la forma i la longitud del vessant. Naturalment, hi ha molts altres factors, entre els quals destaquen la potència i la permeabilitat dels sòls. En una carena, però, molts d’aquests factors es troben controlats, precisament, per la forma i la llargada del vessant. En general, s’admet que els vessants convexos es comporten com a exportadors nets d’aigua i sediments, mentre que els còncaus actuen com a receptors. D’aquesta manera, les divisòries, les ruptures convexes de pendent o els ressalts a mig vessant tendeixen a retenir l’aigua amb dificultats, i perden sediments en suspensió i nutrients. En canvi, els peus de vessant, les concavitats a mig vessant o els replans penjants, reben excedents hídrics i de nutrients provinents de les àrees exportadores superiors. Així, hom diu que les àrees convexes constitueixen ambients poc madurs perquè, en realitat, inverteixen gran part de la seva energia a organitzar i augmentar la productivitat de les àrees còncaves, les quals poden estructurar-se en geosistemes complexos, amb sòls profunds i comunitats vegetals estables, dominades per boscos dotats de gran inèrcia ecològica.

El clima a muntanya

La imatge que habitualment hom té de les muntanyes s’associa a un clima més dur, amb temperatures més baixes i precipitacions més elevades que a les planes properes. La informació disponible referma aquesta impressió, encara que les estacions meteorològiques a les àrees muntanyoses són poques i generalment localitzades a llocs accessibles, gairebé sempre al fons de valls, cosa que impedeix conèixer a fons l’organització espacial dels trets climàtics fonamentals. Hom sap, tanmateix, que el clima de muntanya està molt condicionat per l’altitud i la topografia, i que, a escala planetària, tant la latitud com la continentalitat introdueixen variacions de gran importància. Així, l’altitud influeix en la temperatura de l’aire, la radiació, la pressió, la velocitat del vent i les precipitacions, tots ells elements del clima que tenen efectes directes tant sobre els sistemes morfodinàmics com, en especial, sobre els estils de vida a la muntanya.

Les temperatures i el vent

És ben conegut que la temperatura disminueix amb l’altitud segons una taxa de 6,5°C cada 1 000 m aproximadament. Aquest fet explica l’esglaonament altitudinal dels estatges de vegetació i dels processos geomorfològics i determina la creixent inclemència tèrmica de les parts més altes de les serralades, amb un nombre més elevat de dies de gelada com més amunt.

Els cims de les serralades més importants poden arribar a patir temperatures polars durant tot l’any, compensades, en part, per la major radiació rebuda. Aquesta és la raó per la qual es pot afirmar, amb tota propietat, que un ascens en altitud a qualsevol serralada equival, des d’un punt de vista tèrmic, a un ascens latitudinal, és a dir, una aproximació a les zones polars, estimat en uns 1 000 km de distància per cada 1 000 m d’ascens vertical.

La correlació entre la temperatura i l’altitud es dóna a totes les muntanyes del món i, a l’estiu, pot ser molt elevada. A l’hivern, en canvi, aquest gradient pot arribar a ser el contrari de l’esperat durant unes hores o alguns dies seguits, a causa del fort refredament nocturn i el descens durant la nit de l’aire fred, més pesant, des de les zones elevades sota condicions de domini anticlinal. El resultat és una temperatura molt baixa al fons de les valls (inversió tèrmica), especialment a primera hora del matí i, si hi ha prou humitat, la consegüent formació de boira. Uns centenars de metres més amunt, la boira s’esvaeix i llueix un sol esplèndid, amb temperatures més agradables que les de les zones baixes.

El descens altitudinal de la temperatura també té molta influència en l’acumulació i la fusió de la neu. L’acumulació depèn, del volum de les precipitacions, però també de la localització de la isoterma dels 0°C durant l’estació freda (del final de la tardor al començament de la primavera), ja que aquesta actua com a llindar a partir del qual les precipitacions cauen en forma sòlida, amb poques probabilitats de fondre’s al llarg de l’hivern. Als vessants meridionals dels Pirineus centrals, hom ha estimat mitjançant correlacions que, a l’hivern, la isoterma de 0°C se situa aproximadament cap a 1 650-1 700 m sobre el nivell de la mar, als Alps i a Escandinàvia, però, es troba molt més avall, mentre que a Sierra Nevada i a l’Atles és sensiblement més alta. Anàlogament, a similar latitud, la fusió de la neu es produeix tant més tard com més elevada és la muntanya. Als Alps orientals, s’ha comprovat que la fusió de la neu als 2 000 m d’altitud es produeix al final de març, a 2 500 m al final d’abril i a 3 000 m al juny, esglaonament que incideix en el règim de la majoria de rius de muntanya.

Un altre efecte meteorològic alterat per l’altitud és el vent. A latituds mitjanes i altes es produeix un augment de la velocitat del vent amb l’altitud, especialment prop de les línies de carena i, encara més, a les divisòries, on cap obstacle topogràfic no s’oposa a la seva força. Tanmateix, el factor que exerceix una influència més gran sobre el vent no és tant l’altitud com la topografia.

Les precipitacions: pluja i neu

El límit altitudinal de les neus permanents és determinat per la temperatura, la latitud i les precipitacions. A mesura que augmenta la latitud, el mantell de neu es va estenent a cotes inferiors, i a les regions polars pot arribar fins al nivell de la mar. Als tròpics, en canvi, s’ha d’ascendir fins als 5 000 o 6 000 m d’altitud per a trobar les primeres neus permanents. La temperatura i la precipitació, però, també hi fan el seu paper, i així, a l’equador, el límit de les neus descendeix lleugerament a causa de les pluges i l’ennuvolament d’aquestes latituds. En general, a una mateixa latitud, el límit de les neus és més baix en aquelles àrees amb una pluviositat elevada (per exemple a les muntanyes properes a la costa), i més alt a les zones on plou poc (per exemple, a les muntanyes continentals).

Jordi Corbera, a partir de Price, 1981

Els efectes de l’altitud sobre les precipitacions, tant sobre el volum total com sobre la distribució en l’espai i el temps, no són tan clars com en el cas de les temperatures, ja que les precipitacions no augmenten de manera lineal amb l’altitud. Sovint, hom afirma que les muntanyes constitueixen illots d’humitat, sobretot a les regions àrides i semiàrides. L’efecte orogràfic sobre les precipitacions és molt conegut, i el provoca el fet que les masses d’aire en xocar amb una barrera de muntanyes són obligades a elevar-se, cosa que motiva el seu refredament i la seva saturació. Tot i que semblaria que, en aquestes condicions, el més lògic fóra esperar un augment en el volum de les precipitacions enregistrades proporcional a l’altitud, en realitat la distribució vertical de les precipitacions és molt variable dins d’una mateixa muntanya i en comparar unes serralades amb altres. En bona part, això es deu al fet que el nivell de condensació no se situa a una altitud constant, sinó que puja o baixa d’acord amb les condicions tèrmiques generals. Tanmateix, la manca d’estacions meteorològiques d’alta muntanya no ajuda gaire a resoldre el problema. El mateix succeeix a l’hora d’estimar la innivació, el volum de la qual és molt influït pel vent i la topografia.

En general, a les muntanyes que no sobrepassen els 2 500 m s’observa una marcada tendència a l’augment de les precipitacions des de la base fins al cim. Aquest és el cas dels Apenins, del Massís Central francès, del Jura, del Sistema Central espanyol, de la Serralada Ibèrica i, fins i tot, dels Pirineus, tot i que, quan el problema s’estudia més detalladament, es comprova que moltes localitats no segueixen aquesta tendència a causa de la seva posició respecte als vents humits dominants (efecte d’ombra pluviomètrica). En algunes muntanyes més elevades, s’ha constatat l’existència, a mig vessant, d’una faixa de màxima precipitació, a partir de la qual les pluges decreixen cap al cim. Així, a Hawaii, a uns 700 m sobre el nivell de la mar de la cara oriental del Mauna Loa, s’enregistren més de 5 500 mm anuals, mentre que el cim, que es troba a 3 298 m, durant el mateix període només rep 440 mm. Efectes similars es produeixen a les Muntanyes Rocalloses, als Alps i, fins i tot, a l’Himàlaia. Evidentment, aquesta característica es relaciona amb la ràpida disminució altitudinal del contingut en humitat de l’atmosfera, i amb el fet que les masses d’aire ascendents perden progressivament aquesta humitat i esdevenen, en les serralades més elevades, masses d’aire molt sec.

Un fet indiscutible és que el tant per cent d’innivació respecte a la precipitació total augmenta amb l’altitud, a causa de la davallada de les temperatures. Aquesta relació s’ha comprovat en els Pirineus meridionals, de manera que, a 800 m, la precipitació sòlida representa el 25% de la precipitació total; a 1 150 m, el 45%; a 1 600 m, el 72%; i a 1 650 m, el 80%. En zones elevades, la neu cau amb freqüència, fins i tot a l’estiu, com en el cas dels Alps, on el 65% de les precipitacions dels mesos de juliol i agost es produeixen en forma de neu. D’altra banda, la persistència de les baixes temperatures durant l’estació freda permet el manteniment del mantell de neu, amb breus períodes de fusió lligats a l’advecció de masses d’aire més tèbies. A la primavera, el front de fusió avança amb notable velocitat, alhora la capa de neu es fa més prima i, finalment, es refugia només en depressions topogràfiques, on l’acumulació pot arribar a ser de diversos metres.

La presència d’un mantell continu de neu durant l’hivern té importants conseqüències des de molts punts de vista. Així, el règim dels rius resulta profundament alterat pel ritme d’acumulació-fusió nival. Durant l’hivern, les precipitacions cauen en forma sòlida i no circulen cap a la xarxa fluvial, cosa que dóna lloc a cabals molt baixos i regulars, sense gairebé cap oscil·lació, encara que les precipitacions siguin molt freqüents. A la primavera, la fusió provoca un increment dels cabals que pot arribar a duplicar o triplicar el cabal mitjà anual, especialment si a la fusió s’afegeixen pluges estacionals. Les conseqüències de la reserva de neu poden persistir, en alguns casos, fins ben entrat l’estiu, de manera que gairebé no es manifesta un estiatge lligat a la manca de precipitacions.

La importància hidrològica de la neu varia molt d’unes serralades a unes altres, i també dins d’una mateixa serralada, en funció de l’altitud de la conca i de la seva capacitat per a acollir una gran reserva de neu a l’hivern. Quan el seu paper és reduït, es parla de règims pluvionivals, en els quals el ritme de cabals al llarg de l’any es relaciona, sobretot, amb la caiguda de precipitacions líquides, i només molt lleugerament, amb la neu; en aquest cas, el cabal gairebé no disminueix a l’hivern, la fusió acaba molt aviat i, en esgotar-se de seguida les reserves de neu, l’estiatge de l’estiu pot arribar a ser molt pronunciat. A mesura que la neu adquireix més importància, es passa a règims nivopluvials, nivals de transició i nivals purs, amb una corba molt simple que posa de manifest la marcada retenció hivernal, l’inici tardà de la fusió, els elevats cabals del final de la primavera i començament de l’estiu, i el manteniment de cabals encara elevats en plena estació càlida. El cas més extrem és el dels règims glacials, que poden assolir el seu cabal màxim durant la segona meitat de l’estiu. Aquests règims, però, es troben molt restringits espacialment.

L’exposició a la insolació: solells i obacs

Si bé l’altitud és el factor per excel·lència que condiciona el clima de les muntanyes, l’exposició estableix diferències internes, ja que explica els balanços d’energia –tan importants per a l’evapo-transpiració i l’organització de les formacions vegetals– i els contrastos pluviomètrics entre uns vessants i altres. Els pobladors de les muntanyes distingeixen molt bé entre obacs i solells. Les obagues reben menys energia, amb una insolació més breu que, en el cas dels vessants més espadats, pot arribar a ser de zero hores a l’hivern, tenen menors contrastos tèrmics entre el dia i la nit i una menor evaporació. Els solells, en canvi, experimenten temperatures diürnes més elevades, diferències molt més perceptibles entre el dia i la nit i més evaporació. Per això, a les latituds mitjanes i altes, hom ha conreat les solanes amb certa assiduïtat, ja que la insolació més gran afavoreix una maduració més ràpida dels cereals o una productivitat més gran dels prats. Les obagues, en canvi, davant de la impossibilitat d’obtenir-ne cap collita, acostumen a deixar-se al bosc. Per la mateixa raó, els pobles tendeixen a localitzar-se en els vessants assolellats i, si és possible, a redós dels vents dominants.

A les muntanyes mediterrànies temperades, el problema és molt diferent. Tot i que les temperatures són més baixes que a les planes properes, no hi ha un veritable dèficit tèrmic, i no tan sols és possible obtenir collites a l’obaga, sinó que, en disminuir l’evapo-transpiració, aquesta ofereix molts avantatges en un ambient en què la manca de precipitacions és, potser, el problema agroclimàtic més important. Les muntanyes de l’Atles i les de la part meridional de les penínsules Ibèrica i Itàlica, són bons exemples d’ocupació generalitzada de les obagues per al conreu de cereals. Els solells, desforestats des de fa segles, són dedicats extensivament a pastures per al bestiar menor.

L’exposició als vents dominants: sobrevent i sotavent

L’orientació dels vessants respecte als vents dominants és la causa de molts contrastos pluviomètrics. És ben conegut que, tot i que les precipitacions tendeixen a augmentar amb l’altitud, es donen grans diferències d’un cap a l’altre d’una mateixa serralada, tant en els valors mitjans anuals, com en un mateix episodi pluviomètric. Gran part d’aquesta irregularitat és conseqüència de la rugositat de la topografia i de les turbulències que se’n deriven, però també s’explica per l’exposició dels vessants respecte dels vents generadors de pluja. Els vessants de sobrevent, exposats als vents dominants, experimenten un notable augment de la nebulositat i de les pluges en relació amb els que no hi estan, ja que la muntanya constitueix una barrera orogràfica que el vent ha de remuntar. A sotavent es dóna l’efecte contrari, amb vents que davallen i augmenten la seva temperatura. Aquest fenomen es produeix, de manera habitual o excepcional, a moltes muntanyes del món, i es coneix com a efecte “föhn” o també, en menor grau, amb altres noms locals, sobretot, als Estats Units, amb el de “chinook”, un nom aplicat originàriament al vent que davalla cap a les planes pel vessant oriental de les Muntanyes Rocalloses.

Arreu del món es donen molts exemples d’aquest fenomen. A més dels Alps suïssos on, en alguns vessants, es poden conrear vinyes amb uns excellents rendiments, també la Sierra Nevada californiana i, en general, les diferents alineacions paralleles a les Rocalloses que s’oposen als vents humits del Pacífic, els Andes de Santiago i, fins i tot, l’Himàlaia, produeixen un efecte “föhn” característic amb implicacions a escala continental. És sorprenent, per exemple, la frondositat de la vegetació del vessant occidental de la Sierra Nevada californiana, amb les gegantines sequoies (Sequoiadendron giganteum) del bosc de Mariposa Grove o el magnífic bosc del parc nacional de Yosemite, en contrast amb els vessants i els fons de vall ressecs de l’interior, incloent-hi la famosa Death Valley o els menys extremats deserts d’Arizona o Nou Mèxic. Anàlogament, el vessant occidental dels Andes, entre Xile i Argentina, presenta una vegetació més densa i desenvolupada que el vessant oriental, molt més sec. A l’Himàlaia, els vents monsònics del SE topen amb el vessant meridional i produeixen pluges de gran intensitat, a vegades catastròfiques. El vessant septentrional, en canvi, és molt sec. Aquestes dades reblen un fet molt típic de totes les grans muntanyes: la ràpida reducció de les influències marítimes tan bon punt s’han superat les primeres barreres orogràfiques. Les valls interiors i les depressions tectòniques reben precipitacions molt inferiors a les dels cims, suporten una forta amplitud tèrmica diürna i manifesten una marcada tendència cap a la continentalitat climàtica, fins i tot en muntanyes molt properes a la mar.

Tanmateix, cal precisar que no tots els vents descendents són càlids. A diferència del “föhn”, la “bora” és un vent fred i sec que bufa des de l’interior d’algunes zones continentals cap a la costa. Tot i que pren el nom del vent que bufa a la mar Adriàtica provinent de les muntanyes de Dalmàcia i Eslovènia, hi ha altres vents anàlegs que bufen, per exemple, a la costa septentrional de la mar Negra (península de Crimea) i als fiords del nord de Noruega. S’interpreta com el resultat de les turbulències que es generen a les capes altes de la troposfera a causa de les modificacions en la circulació superior introduïdes per les muntanyes; aquestes turbulències provoquen el descens de masses d’aire molt fred, incapaces de produir pluges, ja que, a més de seques, són descendents, especialment a l’hivern.

La topografia i els microclimes

En estudiar el clima de muntanya a una escala molt més detallada, es pot comprovar la transcendència de la topografia. La forma dels vessants, els pendents locals i l’orientació dels diferents sectors d’un vessant matisen la resposta tèrmica prop del sòl, el balanç de la radiació, la velocitat del vent, l’evaporació o el gruix de neu acumulat i el seu manteniment en plena època de fusió.

D’aquesta manera, la gran complexitat de la topografia s’afegeix a l’extrema diversitat dels microclimes, tot contribuint a la imatge de mosaic variadíssim que presenten totes les serralades. Així, els congostos fluvials suporten vents de gran velocitat que s’acanalen per estretes valls i produeixen un efecte dessecant que es tradueix en la presència de vegetació d’ambients més eixuts. Les concavitats topogràfiques són àrees amb una acumulació més gran de neu, ja que, a l’hivern, el vent tendeix a dipositar-hi la neu que retira dels ressalts. La neu d’aquests indrets es fon més tard, de la qual cosa resulta una flora molt peculiar, de cicle vegetatiu molt curt. Els vessants còncaus tenen altres peculiaritats: a sobrevent, canalitzen l’ascens de l’aire humit i afavoreixen la formació de boires, tot donant lloc a l’anomenada precipitació horitzontal a causa de la condensació de les gotes de boira a les fulles. Això explica l’existència de determinats boscos humits. D’altra banda, el drenatge superficial concentra en aquests vessants una humitat edàfica més gran, de manera que són ambients més frescos.

Potser un dels efectes més coneguts de la topografia és l’alternança diürna-nocturna de vents de vall i de muntanya. Durant el dia, la formació de petites baixes pressions relacionades amb la insolació més precoç i intensa dels vessants elevats, provoca un ascens de vents provinents del fons de la vall, fenomen especialment evident a l’estiu. En arribar la nit, els vessants elevats es refreden ràpidament i envien vents descendents cap al fons de la vall, sobretot a l’hivern, tot i que també és palès a l’estiu quan al vespre es produeix una brisa fresca, tret que defineix, millor que cap altre, el clima estival de muntanya.