El efecto Föhn y la sombra orográfica

El aire que cruza una montaña y descarga lluvia durante el ascenso llega al otro lado más caliente de lo que empezó. Aquí puedes calcular exactamente cuánto y descubrir de dónde proviene ese calor.

Ejemplo resuelto — El efecto Föhn y la sombra orográfica

Temperatura a sotavento	6,8
Calentamiento Föhn	+9,0
Base de las nubes	249
Temperatura en la cima	-12,3
Lluvia precipitada	3,66
Humedad a sotavento	31%
Enfriamiento dentro de la nube	6,48

Estos son los valores que muestra la calculadora al abrir la página. Cambia cualquier entrada de arriba para recalcularlos.

Cargando simulación interactiva...

Un cruce en seco tiene coste cero; el calentamiento lo paga íntegramente la lluvia 🖖

Prueba el preajuste del cruce seco: aire a 20 °C con un punto de rocío de −5 °C, sobre una cordillera de 3.000 m. La estación a sotavento marca 20,0 °C y el calentamiento Föhn indica +0,0. Arrastra la cima a cualquier altura entre 300 m y 3.000 m y el valor se mantendrá en +0,0, ya que ese aire no alcanzaría la saturación hasta los 3.064 m. Como no se condensa nada, el descenso devuelve exactamente el calor que absorbió la subida. Ahora prueba el preajuste Chinook: 8 °C, punto de rocío de 6 °C y la misma cordillera de 3.000 m. Esta masa de aire deja atrás 3,66 g de agua por cada kilogramo de aire, y en Calgary a 1.045 m el termómetro marca 6,8 °C, mientras que el aire sin lluvia habría llegado a −2,2 °C. Esos 9,0 °C son obra exclusiva de la lluvia.

La misma cordillera calienta el aire de verano más del triple que el aire de invierno 🖖

Fija la cima en 2.000 m, la estación a barlovento al nivel del mar y el punto de rocío un grado por debajo de la temperatura, de modo que la nube empiece casi a ras de suelo. A 27 °C, la tarjeta de Enfriamiento dentro de la nube marca 3,95 °C/km y el lado a sotavento gana 10,8 °C. A −8 °C, esa misma tarjeta marca 8,12 °C/km y la ganancia es de solo 3,1 °C. El aire saturado a 27 °C transporta once veces más vapor que el aire saturado a −8 °C, por lo que condensa mucha más agua por kilómetro ascendido, y el calor latente liberado anula casi por completo el enfriamiento por expansión. El aire frío apenas tiene humedad que ceder, así que se enfría a un ritmo muy cercano al gradiente seco. Baja la temperatura a −30 °C y verás que la tarjeta marca 9,4 frente a los 9,75 de un ascenso seco. En todo el rango de temperaturas que permite esta herramienta, y para esa misma cordillera, los valores de la tarjeta oscilan entre 3,2 y 9,4 °C/km. Los 6 °C/km de los libros de texto se sitúan por el medio y no representan ningún caso concreto.

La montaña no decide dónde se sitúa la base de las nubes 🖖

El aire Chinook está a 8 °C con un punto de rocío de 6 °C, lo que supone una depresión de dos grados, y la base de las nubes marca 249 m. Arrastra la cima desde los 1.000 m hasta los 6.000 m y verás que esa tarjeta no se mueve ni un metro. La cima nunca interviene en el cálculo. Lo que determina esta altitud es la brecha entre la temperatura y el punto de rocío. El aire ascendente se enfría a 9,75 °C/km mientras que su punto de rocío cae unos 1,7 °C/km, por lo que la distancia entre ambos se cierra a razón de unos 8 °C por kilómetro. En cualquier estado desde −20 °C hasta 35 °C y con depresiones de 1 a 20 grados, esta herramienta sitúa la base de las nubes entre 116 y 131 m por cada grado de depresión. Los meteorólogos y pilotos de planeadores suelen usar 125 y rara vez se equivocan por mucho. Esta es también la razón por la que la base de las nubes parece trazada con regla sobre el paisaje, por muy irregular que sea el terreno inferior.

Problemas resueltos al detalle

Aire del Pacífico a 8 °C cruzando una cresta de 3.000 m hacia Calgary 6 pasos
El aire del Pacífico llega a la costa a 8 °C con un punto de rocío de 6 °C, cruza una cresta de 3.000 m en las Montañas Rocosas y desciende hasta Calgary a 1.045 m. ¿Qué marca el termómetro en Calgary y de dónde ha salido ese calor adicional? Este es el estado inicial de la herramienta.
1. El punto de rocío mide cuánto vapor transporta el aire, y la temperatura no interviene para nada. Haz la conversión: calcula la presión de vapor de saturación a 6 °C y después la proporción de mezcla a la presión de la estación, que es de 1013,25 hPa. Mantén esos 5,79 g/kg presentes en todo lo que sigue. Una parcela de aire en ascenso los conserva intactos hasta que empieza a llover.
  
  $e_{s} (6^{\circ} C) = 6.112 exp (\frac{17.67 \times 6}{6 + 243.5}) = 9.35 hPa r_{0} = \frac{0.622 \times 9.35}{1013.25 - 9.35} = 5.79 g k g^{- 1}$
2. Eleva el aire. Mientras no está saturado, se enfría a razón de g/c_p, lo que equivale a 9,75 °C por kilómetro. Se trata de una propiedad intrínseca del aire seco y no de la meteorología. Su capacidad para retener vapor cae al mismo tiempo y lo hace más deprisa, pero la cantidad de vapor que transporta no cambia en absoluto, así que ambos valores acaban cruzándose. Calcula a qué altura la proporción de mezcla de saturación cae hasta los 5,79 g/kg con los que empezó la parcela. La tarjeta de la Base de las nubes coincide: 249 m.
  
  $Γ_{d} = \frac{g}{c _{p}} = \frac{9.80665}{1005.7} = 9.75 K k m^{- 1} r_{s} (8 - Γ_{d} z, p (z)) = r_{0} ⟹ z = 249 m, T = 5.6^{\circ} C$
3. Por encima de la base de las nubes el aire sigue enfriándose. Sin embargo, cada metro de ascenso condensa más vapor y devuelve parte del calor latente, de modo que el enfriamiento es más lento. El ritmo exacto depende de cuánto vapor quede, por lo que cambia continuamente durante la subida. La herramienta lo recalcula metro a metro y su media en estos 2.751 m es de 6,48 °C/km.
  
  $Γ_{s} = \frac{g ( 1 + \frac{L r _{s}}{R _{d} T} )}{c _{p} + \frac{L ^{2} r _{s} ε}{R _{d} T ^{2}}} \overline{Γ_{s}} = 6.48 K k m^{- 1}, T_{crest} = 5.6 - 6.48 \times 2.751 = - 12.3^{\circ} C$
4. A −12,3 °C y 701 hPa el aire puede retener 2,13 g/kg, ni un gramo más. Todo el exceso de agua ya ha precipitado en forma de lluvia y nieve por la ladera de barlovento. Esta es la cifra sobre la que gira todo el problema.
  
  $r_{s} (- 12.3^{\circ} C, 701 hPa) = 2.13 g k g^{- 1} Δ r = 5.79 - 2.13 = 3.66 g k g^{- 1}$
5. Ahora hazlo descender por la otra ladera. El aire deja de estar saturado en el instante mismo en que empieza a calentarse, por lo que recorre los 1.955 m enteros de vuelta al gradiente seco. Compara esto con la temperatura que habría tenido el mismo aire a 1.045 m si nunca se hubiera saturado. Sería un simple descenso en seco desde los 8 °C.
  
  $T_{lee} = - 12.3 + 9.75 \times 1.955 = 6.8^{\circ} C T_{dry} = 8 - 9.75 \times 1.045 = - 2.2^{\circ} C ⟹ Δ T = + 9.0^{\circ} C$
6. ¿De dónde salieron esos 9,0 °C? Cada gramo de vapor condensado liberó su calor latente en el aire circundante. Si multiplicas el agua perdida por L y divides entre el calor específico, obtienes 9,21 °C. Es la magnitud correcta y solo peca de un exceso del 2,4 %. Esta diferencia es real, no un error de redondeo. El calor se libera en torno a los 700 hPa y se materializa en los 900 hPa. La magnitud que realmente se conserva a lo largo de un ascenso saturado es la temperatura potencial equivalente, en lugar de T + Lr/c_p en un nivel concreto.
  
  $\frac{L Δ r}{c _{p}} = \frac{2.530 \times 1 0 ^{6} \times 3.66 \times 1 0 ^{- 3}}{1005.7} = 9.21 K \frac{9.21}{8.99} = 1.024$
Respuesta

El termómetro de Calgary marca 6,8 °C, lo que supone 9,0 °C más que si ese mismo aire llegase sin haber llovido. La tasa de cambio ronda los 2,5 °C por cada gramo de agua por kilogramo de aire que queda atrás en la ladera de barlovento. Equivale a L/c_p, recortando un par de puntos porcentuales por la altitud a la que se liberó el calor. Esto también revela un detalle que no muestra la herramienta: la lluvia es la fuente de energía. Por tanto, esa misma corriente de aire en una época seca, sin nada en el aire que condensar, trae el viento pero nada del calor.
El techo de un viento föhn y por qué ninguna montaña lo rebasa 6 pasos
El preajuste Aire invernal, Scandes eleva aire a −8 °C con un punto de rocío de −9 sobre una cresta de 1.500 m, y la estación de sotavento gana 2,5 °C. Averigua de dónde sale esa ganancia y di después qué altura tendría que tener la cresta para que este aire entregase los nueve grados de un Chinook.
1. El calentamiento es producto de dos cosas, y la altura de la montaña no es ninguna de ellas. Dentro de la nube el aire se enfría a 7,97 °C/km en lugar de los 9,75 en seco, y al bajar por la otra ladera se calienta al ritmo seco todo el trayecto, así que lo que conserva es la diferencia entre ambos ritmos multiplicada por el espesor de nube que ha atravesado. Base de las nubes a 121 m, cresta a 1.500 m: 1,379 km de nube a 1,78 °C/km de ventaja.
  
  $Δ T = (Γ_{d} - \overline{Γ_{s}}) (z_{crest} - z_{cloud}) = (9.751 - 7.969) \times 1.379 = 2.46^{\circ} C$
2. Sube entonces la cresta. La nube se hace más gruesa, lo que ayuda, y al mismo tiempo el enfriamiento dentro de ella aumenta: 7,97 °C/km con la cresta a 1.500 m, 8,39 a 3.000, 8,95 a 6.000 y 9,22 a 9.000. Va camino del ritmo seco, porque a un aire tan frío le queda cada vez menos vapor que condensar conforme sube.
  
  $\overline{Γ_{s}} : 1500 m : 7.97 3000 : 8.39 6000 : 8.95 9000 : 9.22 K k m^{- 1} ⟶ Γ_{d}$
3. Los dos factores tiran en sentidos contrarios y gana el segundo. Arrastra la cresta y el calentamiento da 2,46, 3,91, 4,69 y 4,74 °C a esas mismas cuatro alturas. Seis veces la montaña no compra el doble de calentamiento.
  
  $Δ T : 1500 m : 2.46 3000 : 3.91 6000 : 4.69 9000 : 4.74^{\circ} C$
4. Detrás de eso hay un techo rígido, y pertenece al aire y no al terreno. Cada gramo de vapor que condensa suelta su calor latente en la parcela, nada se lo quita durante el descenso, así que lo máximo que el aire puede ganar es toda su agua convertida en calor: L·r₀ / c_p. Esta parcela transporta 1,91 g de vapor por kilogramo, que valen 4,75 °C.
  
  $Δ T_{m a x} = \frac{L r _{0}}{c _{p}} = \frac{2.5 \times 1 0 ^{6} \times 1.910 \times 1 0 ^{- 3}}{1005.7} = 4.75^{\circ} C$
5. Pon la cresta a 9.000 m, más alta que cualquier montaña de la Tierra, y el calentamiento Föhn marca +4,7. La tarjeta de Lluvia precipitada marca 1,91 g/kg, que es todo lo que traía el aire, y lo que queda en la cresta son 0,0003 g/kg. Ya no hay más combustible.
  
  $z_{crest} = 9000 m : Δ r = 1.910 = r_{0}, r_{crest} = 0.0003 g k g^{- 1}$
6. El aire del Chinook está dieciséis grados más caliente y lleva tres veces más agua: 5,79 g/kg, un techo de 14,4 °C y 9,0 °C entregados de verdad sobre una cresta de 3.000 m. La presión de vapor de saturación se duplica más o menos cada diez grados, así que el aire cálido se presenta ante la montaña con un depósito mucho mayor.
  
  $Chinook air : r_{0} = 5.792 ⟹ Δ T_{m a x} = 14.40^{\circ} C, Δ T (3000 m) = 8.99^{\circ} C$
Respuesta

Ninguna cresta basta. Este aire llega como mucho a unos 4,7 °C, y la cresta más alta de la herramienta, 9.000 m, recoge 4,74 de ellos. Los primeros 1.379 m de nube valen 2,46 grados, más de la mitad del total; los 7.500 m restantes valen los otros 2,28.

Un föhn es un motor de agua y la montaña solo decide cuánto depósito se vacía. Esa es la lectura práctica de la tarjeta Lluvia precipitada: la lluvia es el combustible y no un subproducto. También dice dónde buscar los föhn grandes. Una cresta modesta plantada en aire cálido y húmedo gana a otra mucho más alta en aire frío y seco, y la herramienta tiene los dos casos en su propia fila de preajustes. Föhn sur, Innsbruck gana 9,4 °C sobre 2.800 m, mientras que este aire escandinavo sobre esa misma cresta de 2.800 m ganaría 3,8.

$Δ T = (Γ_{d} - \overline{Γ_{s}}) Δ z_{cloud} \leq \frac{L r _{0}}{c _{p}}$

Por el equipo de 42Math · Actualizado 2026-08-26

Contrastado con fuentes publicadas. Se agradecen correcciones. Política editorial · Correcciones

Todas las lecciones de Biología y Química →

Problemas de ejemplo

Chinook, Calgary - El aire del Pacífico a 8 °C cruza una cima de 3.000 m y llega a Calgary, a 1.045 m, a 6,8 °C: esto supone 9,0 °C por encima del mismo aire si no hubiera llovido.
Föhn sur, Innsbruck - El aire del valle del Po a 12 °C llega a Innsbruck a 17,7 °C con la humedad rebajada al 30 %, lo que constituye el Föhn del sur de los Alpes que da origen al término.
Monzón, Ghats occid. - El aire cálido del monzón deja 2,36 g/kg en los Ghats occidentales y se enfría dentro de la nube a tan solo 4,05 °C/km.
Aire invernal, Scandes - El aire invernal a −8 °C apenas tiene vapor que ceder: la nube se enfría a 7,97 °C/km y el lado de sotavento gana apenas 2,5 °C.
Cruce sin lluvia - Un aire a 20 °C con un punto de rocío de −5 °C nunca alcanza la base de las nubes bajo una cima de 3.000 m, así que la estación a sotavento marca 20,0 °C y el calentamiento es exactamente cero.