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EFECTO FÖHN.
El efecto Föhn consiste en un proceso de pérdida de humedad por parte de una masa de aire que experimenta
un ascenso en altura (y como consecuencia un enfriamiento ) seguido de un descenso (y como consecuencia un
calentamiento adiabático). El resultado global es que una masa de aire, inicialmente húmeda y fría (en términos
comparativos) queda al final más seca y caliente.
EJEMPLO.
Consideremos una masa de aire a 20 ºC con temperatura de rocío de 16.1 ºC y situada sobre una meseta a 500 m
de altura, que asciende sobre una cordillera cuyas cimas están a 2800 m, y que luego desciende por la vertiente
opuesta hasta el nivel del mar.
Una vez eliminada la humedad sobrante por precipitación, el
aire en la cima está saturado, pero cuando se inicia el descenso
deja de estarlo ya que experimenta calentamiento adiabático.
2800
N.C.
Temperatura
creciente
Temperatura
decreciente
Una vez alcanza el nivel de condensación
(N.C.) la humedad relativa es 100%, el exceso
de humedad contenida en la masa de aire
precipita y es eliminada.
500 m
Aire frío y húmedo
Cuando alcanza el nivel del mar, la
humedad que contiene es la misma que
tenía en la cumbre (inferior a la inicial
en la meseta), pero su temperatura ha
aumentado, de ahí que sea aire cálido y
seco.
0m
Aire cálido y seco
EFECTO FÖHN.
EJEMPLO (Continuación).
Consideremos una masa de aire a 20 ºC con temperatura de rocío de 16.1 ºC y situada sobre una meseta a 500 m
de altura, que asciende sobre una cordillera cuyas cimas están a 2800 m, y que luego desciende por la vertiente
opuesta hasta el nivel del mar.
Tomando como datos el gradiente adiabático del aire seco d, del aire saturado S y la tasa de variación de la
temperatura de rocío con la altura R, todos ellos indicados a continuación, calcular la temperatura y altura del
nivel de condensación, la temperatura y la temperatura de rocío en la cumbre, y la temperatura y temperatura de
rocío cuando la masa de aire llega finalmente al nivel del mar. d  9.8 º C/km S  6 º C/km R  2 º C/km
El aire asciende a partir de z0  500 m con T0  20 º C  293 K
El perfil de temperatura del aire ascendente no saturado es una recta de pendiente igual al opuesto del inverso
del gradiente adiabático del aire seco; véase en el esquema (línea negra
altura
continua) que para un ascenso desde z0 hasta la altura z se cumple que:
TZ  T0
 d
z  z0
Pendiente de
la línea de
evolución
A medida que ese aire no saturado asciende y se enfría, la
temperatura de la masa de aire se acerca cada vez más a la
temperatura de rocío: su humedad relativa se incrementa y
llegará un momento en que alcance el 100%, empezando a
condensar agua líquida en ese momento.
Conocemos cuál es la tasa de variación de la temperatura
de rocío (el gradiente de temperatura de rocío), y si lo
representamos en este diagrama obtenemos una línea de
pendiente 1/ R (línea roja fina discontinua).
z
1/ R
Nuestros datos son:
3
d  9.8 ·10 K/m
R  2 ·10 3 K/m
T0  293 K
TR z0   289.1 K
z0  500 m
A determinar: Tz , z
 1 / d
z0
inicio
TZ TR z0 
T0
temp
Esta línea discontinua es el lugar geométrico de los puntos
con razón de mezcla constante entre (TR(z0), z) y (TZ, z)
TZ  TR  z0 
 R
z  z0
EFECTO FÖHN.
EJEMPLO (Continuación 2).
Consideremos una masa de aire a 20 ºC con temperatura de rocío de 16.1 ºC y situada sobre una meseta a 500 m
de altura, que asciende sobre una cordillera cuyas cimas están a 2800 m, y que luego desciende por la vertiente
opuesta hasta el nivel del mar.
Tomando como datos el gradiente adiabático del aire seco d, del aire saturado S y la tasa de variación de la
temperatura de rocío con la altura R, todos ellos indicados a continuación, calcular la temperatura y altura del
nivel de condensación, la temperatura y la temperatura de rocío en la cumbre, y la temperatura y temperatura de
rocío cuando la masa de aire llega finalmente al nivel del mar. d  9.8 º C/km S  6 º C/km R  2 º C/km
Tenemos un sistema de dos
T yz
ecuaciones con dos incógnitas Z
altura
Comienza la
condensación
z NC
z
TZ  T0
 d *
z  z0
TZ  TR  z0 
 R **
z  z0
d  9.8 ·10 3 K/m
T0  293 K
Nivel
condensación
siendo z0 = 500 m
 1 / d
z0
inicio
TZ TR z0 
TNC
T0
* *
*
d TZ  d TR z0   RTZ  RT0
R  2 ·10 3 K/m
TR z0   289.1 K
Una vez conocida
TZ se despeja z,
1/ R
TZ  TR  z0  R

TZ  T0
d
Dividiendo
z  z0 
T0  TZ
d
TZ 
d TR  z0   RT0
d  R 
TZ  288.1 K  15.1 º C  TNC
z  1000 m  1 km
 z NC
Nótese que en el punto de coordenadas (TZ, z) la
temperatura de rocío es igual a TZ, pues por
hipótesis en ese punto tenemos saturación
(humedad del 100%). Ahí es donde comienza la
condensación del vapor a forma líquida: es el nivel
temp de condensación.
z  z NC
TZ  TNC
TR z NC   TZ  TNC
EFECTO FÖHN.
EJEMPLO (Continuación 3).
Consideremos una masa de aire a 20 ºC con temperatura de rocío de 16.1 ºC y situada sobre una meseta a 500 m
de altura, que asciende sobre una cordillera cuyas cimas están a 2800 m, y que luego desciende por la vertiente
opuesta hasta el nivel del mar.
Tomando como datos el gradiente adiabático del aire seco d, del aire saturado S y la tasa de variación de la
temperatura de rocío con la altura R, todos ellos indicados a continuación, calcular la temperatura y altura del
nivel de condensación, la temperatura y la temperatura de rocío en la cumbre, y la temperatura y temperatura de
rocío cuando la masa de aire llega finalmente al nivel del mar. d  9.8 º C/km S  6 º C/km R  2 º C/km
Una vez alcanzado el nivel de condensación, mientras que continúa el ascenso de la masa de aire, se va
desprendiendo en su seno el calor latente de cambio de estado a medida que cantidades adicionales de vapor se
condensan sucesivamente. La consecuencia de esto es que,
La temperatura de
altura
rocío en la cumbre
si bien el aire continúa enfriándose a medida que sigue
Cumbre
es
igual
a
T
,
pues
 1 / S
C
ascendiendo, se enfría menos por cada unidad de altura
el aire está saturado ganada de lo que se enfriaba cuando no estaba saturado. El
zC
TR zC   TC
enfriamiento ahora está dado por el gradiente adiabático del
Eliminación
aire saturado S, y representado en el mismo diagrama, el
por
precipitación
proceso correspondiente es una línea de pendiente  1 / S .
Nivel
(línea verde discontinua de trazo grueso).
z NC  z
condensación
El vapor condensado es eliminado por precipitación según
la masa de aire asciende laderas arriba.
1/ R
Este proceso dura hasta que el aire alcanza las cumbres de
 1 / d
la cordillera. Llamamos TC a la temperatura en la cumbre.
z0
TC  TZ
 S
zC  z
TC  TZ  S zC  z 
Solución numérica (zC =2800 m)
TC  277.3 K  4.3 º C
inicio
Línea menos inclinada que la
del aire no saturado, pues el
aire saturado se enfría menos
por cada unidad de altura.
TC
TZ TR z0 
TNC
T0
temp
EFECTO FÖHN.
EJEMPLO (Continuación 4).
Consideremos una masa de aire a 20 ºC con temperatura de rocío de 16.1 ºC y situada sobre una meseta a 500 m
de altura, que asciende sobre una cordillera cuyas cimas están a 2800 m, y que luego desciende por la vertiente
opuesta hasta el nivel del mar.
Tomando como datos el gradiente adiabático del aire seco d, del aire saturado S y la tasa de variación de la
temperatura de rocío con la altura R, todos ellos indicados a continuación, calcular la temperatura y altura del
nivel de condensación, la temperatura y la temperatura de rocío en la cumbre, y la temperatura y temperatura de
rocío cuando la masa de aire llega finalmente al nivel del mar. d  9.8 º C/km S  6 º C/km R  2 º C/km
Cuando la masa de aire sobrepasa las cumbres y empieza a descender ladera abajo, empieza a expandirse
adiabáticamente y su humedad relativa cae inmediatamente por debajo del 100%. Se comportará ahora como
aire no saturado y el proceso que representa su descenso hasta llegar
altura
finalmente al nivel inferior zF está representado por la trayectoria de la
Cumbre
línea continua de trazo grueso situada más a la derecha. La pendiente de
 1 / S
esta línea es también igual a 1 / d
z
C
TF  TC
 d
z F  zC
Eliminación
por
precipitación
z NC  z
Solución numérica (zF =0 m)
Nivel
condensación
La temperatura de rocío de la
masa de aire descendente varía
de acuerdo con la tasa R
1/ R
 1 / d
Final
z0
inicio
zF
Lugar geométrico de
los puntos con razón de
mezcla constante entre
(TR(zF), zF) y (TC, zC)
TC
TF  TC  d z F  zC 
TZ TR z0 
TNC
T0
TR z F 
TF
temp
TF  304.7 K  31.7 º C
TR  z F   TC
 R
z F  zC
TR z F   TC  R z F  zC 
TR zF   282.9 K  9.9 º C