miércoles, 8 de septiembre de 2010

¿Qué es el efecto FÖHN?

    El FÖHN es un efecto orográfico muy interesante por las consecuncias que puede acarrear. Es un fenómeno característico de algunas regiones y se produce cuando el aire es forzado a a ascender por la ladera de una montaña.
    Mientras este aire va ascendiendo por la ladera de barlovento, se va enfriando siguiendo el ritmo del gradiente adiabático seco (ver entrada del 25/08/2010) a razón de 9,8 grados centígrados por cada kilómetro de ascenso (más exactamente, 1 grado centígrado por cada 101,8 metros de ascenso). Si la montaña es suficientemente alta, este enfriamiento ocurre hasta que el aire llega a su nivel de condensación. En este punto se alcanza el punto de saturación (ver entradas del 03/09/2010) y comienza la condensación, formándose una nube que continúa hasta la cima de la montaña. Cuando esto ocurre, y si además el aire es estable, se forma una especie de visera sobre la cima. Esto es lo que se conoce como nubosidad de estancamiento, ya que mientras no cambie la dirección del viento, permanecerá inmóvil.
    Cuando se ha llegado a la condensación, el aire continúa subiendo y enfriándose pero esta vez según el ritmo del gradiente adiabático saturado (aproximadamente 5-6ºC por cada kilómetro de ascenso, este valor varía según la temperatura del aire, como se ha señalado en otra entrada anterior), el cual es menor que el gradiente adiabático seco, de modo que el aire llega a la cima con una temperatura más alta que la que tendría si no se hubiera producido la condensación y formado la nube. Durante este ascenso hay lluvias intermitentes y poco intensas en la ladera de barlovento. De esta manera el aire va perdiendo humedad a medida que va remontando la ladera y cuando llega a la cima ha perdido bastante de la humedad que tenía al inicar el ascenso. El aire una vez sobrepasada la cima de la montaña empezará a descender por la ladera de sotavento (en caso de que el aire continúe estable) hasta llegar al nivel inicial que tenía antes de llegar a la base de la montaña y ser forzado a remontar la ladera de barlovento.
    La consecuencia de todo esto, es que en el descenso el aire se calentará siguiendo el gradiente adiabático seco (1ºC por cada 102 metros), y alcanzará el nivel inicial muy seco y cálido.
    Este efecto se amplifica cuanto más alta sea la montaña y, según la zona y la estación, se pueden producir aludes, incendios forestales e incluso inundaciones. Se observa de una mmanera frecuente en los Alpes (Föhn), en Cataluña (Tramontana), laderas orientales de las Montañas Rocosas (Chinook).


    Veamos un ejemplo consideremos una montaña de 4000 metros de altura a la que llega una masa de aire húmedo a 25ºC. Supongamos que el nivel de condensación esté a 1000 metros de altura para esta masa de aire. El aire que ha llegado a la base de la montaña a 25ºC comienza a remontarla por la ladera de barlovento y va disminuyendo sui temperatura a razón de 1ºC por cada 102 metros. Así pues, cuando llega al nivel de condensación su temperatura es de:  25ºC - (1000 metros)x(1ºC/102 metros)=15,2ºC. En este punto se empieza a condensar el vapor de agua de la masa de aire y se forma la nube que remonta la montaña.
    A partir de esta altura (recordemos que estamos en el nivel de condensación, que para esta masa de aire es de 1000 metros),  el aire continúa enfriándose según el gradiente adiabático saturado (supongamos que en estas condiciones es de 6ºC por cada kilómetro), de modo que al llegar a la cima, su temperatura es de:   15,2ºC - (3000 m)x(6ºC/1000m)= - 2,8ºC.
    Si no se hubiera producido la condensación la temperatura hubiera sido de:
25ºC-(4000m)x(1ºC/102m)= - 14,2ºC


   Una vez sobrepasada la cima el aire desciende por la ladera de sotavento calentándose según el gradiente adiabático seco, y llegará a la base de la montaña con una temperatura de:
-2,8ºC+(4000m)x(1ºC/102m)= 36,4ºC, y además de recalentado,  se trataría de un aire muy seco ya que perdió gran parte de su humedad durante el ascenso.

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