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. 0 m 500 m 2800 N.C. Aire frío y húmedo Aire cálido y seco 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. 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. 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. Temperatura decreciente Temperatura creciente

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. El aire asciende a partir de inicio con 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 continua) que para un ascenso desde z 0 hasta la altura z se cumple que: 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 (línea roja fina discontinua). Esta línea discontinua es el lugar geométrico de los puntos con razón de mezcla constante entre (T R (z 0 ), z) y (T Z, z) aire no saturado Pendiente de la línea de evolución Nuestros datos son: A determinar:

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. Tenemos un sistema de dos ecuaciones con dos incógnitas inicio aire no saturado Dividiendo Una vez conocida T Z se despeja z, siendo z 0 = 500 m Nivel condensación Nótese que en el punto de coordenadas (T Z, z) la temperatura de rocío es igual a T Z, 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 de condensación. Comienza la condensación

Línea menos inclinada que la del aire no saturado, pues el aire saturado se enfría menos por cada unidad de altura. Eliminación por precipitación 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. inicio aire no saturado Nivel condensación 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, si bien el aire continúa enfriándose a medida que sigue ascendiendo, se enfría menos por cada unidad de altura ganada de lo que se enfriaba cuando no estaba saturado. El enfriamiento ahora está dado por el gradiente adiabático del aire saturado  S, y representado en el mismo diagrama, el proceso correspondiente es una línea de pendiente. (línea verde discontinua de trazo grueso). saturado Cumbre Este proceso dura hasta que el aire alcanza las cumbres de la cordillera. El vapor condensado es eliminado por precipitación según la masa de aire asciende laderas arriba. Llamamos T C a la temperatura en la cumbre. Solución numérica (z C =2800 m) La temperatura de rocío en la cumbre es igual a T C, pues el aire está saturado

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. Eliminación por precipitación aire no saturado Nivel condensación saturado Cumbre inicio aire no saturado Final 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 finalmente al nivel inferior z F está representado por la trayectoria de la línea continua de trazo grueso situada más a la derecha. La pendiente de esta línea es también igual a Solución numérica (z F =0 m) La temperatura de rocío de la masa de aire descendente varía de acuerdo con la tasa  R Lugar geométrico de los puntos con razón de mezcla constante entre (T R (z F ), z F ) y (T C, z C )