Föhn

 

 

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Föhn

Föhn

Die Luft kühlt sich auf der Luvseite bis zur Sättigung trockenadiabatisch um
    3 °C/1.000 ft (1 °C/100 m), danach feuchtadiabatisch um 1,5 °C/1.000 ft
    (0,5 °C/100 m) ab, bis die Grathöhe erreicht ist.

② Der Niederschlag entzieht der Luft Feuchtigkeit.

③ Die Luft erwärmt sich zuerst feuchtadiabatisch um 1,5 °C/1.000 ft, wird wegen der
     im Regen verlorenen Feuchtigkeit schnell ungesättigt und erwärmt sich dann
     trockenadiabatisch um 3 °C/1.000 ft.

④ Die Luft auf der Leeseite des Gebirges ist trockener als auf der Luvseite und hat
     daher einen niedrigeren Taupunkt.

Der Föhn ist ein lokales Windsystem in den Alpen, ein warmer, trockener und meist böiger Fallwind. Auf der Alpennordseite, wenn er von Süden kommt, wird er Südföhn, auf der Alpensüdseite, wenn er von Norden kommt, Nordföhn genannt.

Föhn tritt im Bereich hoher Bergketten bzw. Gebirge auf. Steigt feuchte Luft an der windzugewandten Luvseite der Berge auf, bilden sich durch die mit dem Aufsteigen einher gehende Abkühlung Wolken. Diese stauen sich entlang des Gebirgskamms und regnen oder schneien sich dabei ab, der sog. Stauniederschlag. Auf der anderen Seite des Gebirgskamms strömt die Luft dann als turbulenter Fallwind talwärts. Diese vom Gebirge in das Lee abströmende Luft wird als Föhn bezeichnet. Nicht selten braust der Föhnwind als regelrechter Föhnsturm mit Orkanstärke in die Täler hinab. Der trockene Föhn sorgt dann bis weit ins Alpenvorland für klare Sicht, die schon von weitem die Berge zum Greifen nah erscheinen läßt.

Ursprünglich wurden als Föhn nur der abwärts gerichtete Wind an den Alpen bezeichnet. Da später ähnliche Effekte auch an anderen Gebirgen als Föhn bezeichnet wurden, führte man schließlich die Bezeichnung "Alpenföhn" ein. Inwischen wird "Föhn" verallgemeinernd für alle beim Überströmen von Gebirgen im Lee auftretenden Fallwinde verwendet, die mit deutlichem Lufttemperaturanstieg und zumeist mit Wolkenauflösung einhergehen. Mit dem Begriff "Föhn" werden daher auch in anderen Gebieten die dort im Lee der Gebirge auftretenden warmen Winde bezeichnet, soweit sie keine eigenen Namen haben, wie z.B. in den deutschen Mittelgebirgen. Der Chinook, der an den Ostseite der Rocky Mountains auftritt, ist ein Beispiel für einen solchen föhnartigen Wind.

Auf die Gefahren des Föhns für die Luftfahrt wird außer in den nachstehenden Schilderungen im Kapitel Leewellen besonders eingegangen.

 

Entstehung

Thermodynamische Föhntheorie

Föhn entsteht nach der thermodynamischen Föhntheorie wie alle Winde durch die Wirkung einer Druckgradientkraft. Voraussetzung für die Entstehung des Föhns auf der Nordseite der Alpen ist also zunächst eine Luftdruckverteilung, die ein Überströmen der Alpen von Süden her ermöglicht, mit tieferem Luftdruck auf der Lee-Seite und hohem Druck auf der Luvseite eines Gebirges. Bei einer typischen Südföhnlage befindet sich daher ein Tiefdruckgebiet über dem nordwestlichen Europa bzw. dem Ärmelkanal und ein Hoch südöstlich der Alpen bzw. über dem Balkan. Die Isobaren ergeben auf der Wetterkarte das bekannte Trogbild und weisen über den Alpen dabei oft eine Art S-Form auf, die sog. Föhnlinie. Auf der 500 hPa-Karte ist die sich daraus ergebende Trogkrümmung der Isobaren gut zu erkennen (siehe Abbildung rechts 1 und 2). Die Luftdruckdifferenz beträgt teilweise bis über 30 hPa. Die Natur ist bestrebt diese Luftdruckgegensätze auszugleichen und so bewirkt der höhere Druck im Süden eine nach Norden gerichtete Strömung (siehe Abbildung rechts oben). Auf diese Weise wird feuchte Mittelmeerluft vom hohen zum tiefen Luftdruck in Form von Wind über die Alpen hinweg befördert.

Strömt diese feuchte Luftmasse gegen ein orographisches Hindernis, wie z.B. die Alpen, wird sie auf der Alpensüdseite zum Aufsteigen gezwungen (orographische Hebung). Dabei kühlt sie ab. Je kälter die Luft wird, desto weniger Wasserdampf kann sie enthalten. Irgendwann ist die Luft gesättigt, die Luftfeuchte beträgt also 100 % und es kommt zur Kondensation. Solange noch keine Kondensation einsetzt kühlt die aufsteigende Luft gemäß dem trockenadiabatischen Temperaturgradienten ab, also um ziemlich genau 1 K pro 100 m (3 K/1.000 ft) Höhenzunahme. Dadurch sinkt zugleich die maximale Luftfeuchte der Luft. Dies liegt daran, dass die Wasserdampfkapazität der Luft mit der sinkenden Temperatur sinkt, so daß sie beim Erreichen des Taupunkts mit Dampf gesättigt ist und Wassertröpfchen bildet. Steigt die Luft weiter, so kühlt sie sich nur noch feuchtadiabatisch mit etwa 0,6 °C/100 m ab. Dabei bleibt die relative Luftfeuchte mit 100% konstant. Weil andererseits aber die absolute Luftfeuchte konstant bleibt, kann ihren (unsichtbar) enthaltenen Wasserdampf nicht mehr behalten. Bei Unterschreiten des Taupunktes kommt es zu laufender Kondensation und es bilden sich Wolken bis die Luft am Bergkamm angekommen ist. Das führt fast immer zum sog. Steigungsregen. Weil die herangeführte Luftmasse aber sehr feucht ist (z.B. maritime Meeresluft, die durch das Tief advehiert wird), wird sie entsprechend schnell das Kondensationsniveau erreichen. Es bildet sich eine Staubewölkung, die eine Mächtigkeit von mehreren 1.000 m annehmen kann und deren Obergrenze beispielsweise im Tessin in der Regel bei 4.000 - 6.000 m liegt. Diese Wolken sind vom Norden her gut als "Föhnmauer" zu sehen  (siehe Abbildung rechts 3).

Oberhalb des Kondensationsniveaus kühlt sich die Luft weiter ab. Das geht nun aber nicht mehr so schnell mit 1 K/100 m vonstatten, sondern nur noch mit etwa 0,6 K/100 m  bzw. 1,5 K/1.000 ft (feuchtadiabatischer Temperaturgradient), weil bei der Kondensation ständig latente Wärme frei wird, die der Luft zugeführt wird, was die Temperaturabnahme auf besagte 0,6 K/100 m verringert. Die Luft steigt jetzt feuchtadiabatisch weiter auf, bis schließlich auf der Alpensüdseite die kondensierte Feuchtigkeit als Niederschlag in Form des sog. Steigungsregen aus der Wolke herausfällt: Die Wolken regnen sich aus, was in großen Höhen auch in Schneefall übergehen kann.

Angenommen, die anströmende Luft erreicht auf der Alpensüdseite das Kondensationniveau in einer Höhe von 1.000 m bei einer Temperatur von + 5° C. Da sie bis zum Alpenhauptkamm in rund 3.000 m Höhe weiter aufsteigen muß - feuchtadiabatisch mit einer Temperaturabnahme von nur 0,6 K pro 100 m Höhenzunahme -, wird sie oben mit der Temperatur von - 7° C ankommen. Der beim Aufstieg kondensierende Wasserdampf bildet mächtige Wolken, die sich stundenlang und ergiebig ausregnen. Dabei geht der Luft ein großer Teil ihrer Feuchtigkeit verloren, ihre absolute Feuchte ist am Alpenhauptkamm entsprechend gering.

Nachdem diese abgetrocknete Luft den Gebirgskamm überströmt hat, sinkt sie wieder hangbawärts und erwärmt sich dabei zunächst bis zum Erreichen des Taupunkts feuchtadiabatisch. Der Föhn ist also – trotz einer stabilen Atmosphärenschichtung – nach der thermodynamischen Föhntheorie ein katabatischer Wind. Die Ursache für das Sinken liegt danach am Gelände und wird weiter verstärkt, wenn der Wind auf der Föhnseite durch ein Tiefdruckgebiet "angesaugt" wird. Dadurch lösen sich die Wolken nach dem Überqueren des Alpenhauptkammes praktisch unmittelbar auf, weil die relative Luftfeuchtigkeit schnell unter 100 % sinkt, zumal die Luft die Feuchtigkeit bereits weitgehend durch den Steigungsniederschlag verloren hat: die "Föhnlücke" entsteht (siehe Abbildung rechts 4).

Das verbliebene Wasser der Wolkentröpfchen verdunstet also wieder in den gasförmigen Aggregatzustand zurück. Im weiteren Absinken erwärmt sich die Luft weiter - diesmal aber trockenadiabatisch, d.h. um 1 K/100 m. Weil sich die Luft schon kurz nach dem Alpenhauptkamm trockenadiabatisch erwärmt, kann sie diese Erwärmungsrate gegenüber dem Aufstieg über eine längere Strecke beibehalten. Sie erwärmt sich daher beim Absinken weitaus stärker, als sie sich zuvor beim Aufsteigen abgekühlt hat. Die Temperatur der sinkenden Luft auf der Nordseite kann deshalb um 10 - 15 °C höher liegen als in in den wolkenverhangenen Staugebieten der Berge in gleicher Höhenlage im Süden gemessen werden. Dies bedeutet, daß die Luft in den Tallagen der Alpennordseite, im vorigen Beispiel also in 1.000 m Höhe, mit einer Temperatur von (- 7° C + 20° C =) +13° C ankommt, während sie auf der Alpensüdseite in der selben Höhe nur +5° C warm war. Die absinkende Luft erwärmt sich also viel schneller, als sie während ihres "Aufstiegs“ (in der feuchtadiabatischen Phase) abkühlte, weil ihr die beim Aufsteigen abgeregnete Wassermenge fehlt, die außerdem dabei auch ihre Energie als Kondensationswärme abgegeben hat. Die abgeregnete Wassermenge in Verbindung mit dem raschen Wärmerwerden der Luft auf der Leeseite ist die Ursache für die relative Trockenheit und hohe Temperatur des Föhnwindes. Der trocken-warme Föhn kann ohne weiteres bis weit in das Alpenvorland, teilweise sogar über ganz Oberschwaben bis zur Schwäbischen Alb reichen.

Dieses thermodynamische Geschehen zeigt die Grafik ganz oben.

Das hier am Südföhn exemplarisch dargestellte Geschehen gilt entsprechend natürlich auch für den Nordföhn.

Südföhnlage - Bodendruckkarte

Südföhnlage - 500 hPa-Druckkarte

Föhnmauer an den Karawanken

Föhnlücke

Überhaupt ist hervorzuheben, daß dieses Prinzip der Erwärmung bei jedem ausreichend hohen orographischen Hindernis auftreten kann. Häufig ergibt sich dieser Effekt auch nördlich des Erzgebirges in Sachsen oder am Harz. Am Schwarzwald kann er sowohl bei West- als auch bei Ostwindlagen auftreten. Im Lee der Rocky Mountains tritt dieser Föhneffekt in Form des Chinook bisweilen noch viel stärker auf als in den Alpen,da die Rocky Mountains teilweise deutlich höher sind und daher der trockenadiabatische Abstieg länger ist.

Diese thermodynamische Föhntheorie hat aber das Problem, daß immer Niederschlag auf der Luvseite nötig ist. Allerdings tritt Föhn tatsächlich häufig ohne Niederschlag auf. Auch den Grund für das Absinken der Warmluft auf der Leeseite, was zu den bekannten Sturmböen führt, kann diese Theorie nicht erklären, denn die dafür notwendigen dynamische Prozesse werden vollständig ausgeblendet.

 

Dynamische Föhntheorie

Einen anderen Ansatz für die Erklärung des Föhngeschehens liefert die von der modernen Föhnforschung entwickelte dynamische oder hydraulische Föhntheorie. Darin spielen die wasserähnlichen Eigenschaften von Luftströmungen, die Lückendynamik (gap dynamic) und stehende Wellen die Hauptrollen.

Luftverwirbelung im Lee von Guadalupe

Dieser Erklärungsansatz geht davon aus, daß sich Luftmassen unter bestimmten Bedingungen wie Flüssigkeiten verhalten. Insoweit zeigen Luftströmungen beim Auftreffen auf orographische Hindernisse vielfach dieselben Erscheinungen wie gleichmäßig strömendes Wasser in einem mit Steinen durchsetzten Flußbett, wo sich dann Wellen und Wirbel an diesen Hindernissen bilden. Vor dem Hindernis staut sich das Wasser, es bildet sich sogar ein kleiner Wellenberg, d.h. das angestaute Wasser wölbt sich über den normalen Wasserspiegel hinaus auf. Hinter dem Hindernis entstehen Turbulenzen und ein kleines Wellental, in dem das Niveau unter der normalen Wasseroberfläche liegt. Je schneller das Wasser strömt, um so deutlicher ist der Effekt zu sehen. Viele atmosphärische Turbulenzen treten ebenfalls als derartige Wellen und Wirbel in Erscheinung. Deshalb stehen heute strömungsdynamische Gesetze und Prinzipien bei dieser Erklärung des Föhns im Vordergrund. Föhnwinde und Leewellen können nach der hydrologisch-hydraulische Analogie überall dort auftreten, wo starke Luftströmungen in einer stabilen Atmosphäre auf eine hinreichend große topographische Barriere treffen. Diese wasserähnliche Wirbelbildung zeigt das Bild links.

Nach dieser dynamischen Theorie ergibt sich in groben Zügen ungefähr folgendes Bild für die Entstehung des Föhns:

dynamische Föhnentstehung

Im Ausgangszustand lagert über den Alpen und den davor liegenden Gebieten (nördliches Alpenvorland, Poebene) eine ausgedehnte Temperaturinversion. In den Alpentälern und im Vorland liegt eine stagnierende kalte Luftschicht. Weiterhin setzt auch dieser Erklärungsansatz die bereits oben dargestellte Druckverteilung voraus, damit der ausgleichende Luftstrom zwischen einem mediterranen Hochdruckgebiet und einem Tief über Südwestdeutschland in Gang gesetzt und die Alpen überqueren kann. Entscheidend ist nun die Erkenntnis, daß die über die Alpen wehende Luft häufig eben nicht aus der Po-Ebene kommt, sondern diese und die dort lagernde Kaltluft in ca. 2 - 4 km Höhe überquert. Darunter liegt vom Alpensüdrand bis zum Appennin ein ruhiger "Kaltluftsee". Die von Süden anströmende Luft staut sich dann am Alpenhang. Für die in einer Höhe von 2.000 m - 4.000 m heranströmende Warmluft wirkt die unten lagernde Kaltluft wie eine Startrampe zum Überqueren der Alpen. Vor dem Hindernis der Alpen staut sich die Luft ein wenig an, es entsteht wie im Wasser vor dem Stein ein Wellenberg. Daher muß die in der Höhe anströmende Luft von vornherein an den Alpen nicht so hoch aufsteigen und kühlt deswegen auch nicht so stark ab. Sie ist gegenüber der "Oberfläche" des "Kaltluftsees" ohnehin schon wärmer und trockener. Hinter dem Hindernis bildet sich ein Wellental, die Luft sinkt ab und fließt über den Kamm. Dort "stürzt" die Luft auf der Leeseite "hinunter" und erwärmt sich bei ihrer rasanten Talfahrt trockenadiabatisch um 1 K pro 100 m und kann die Temperaturen z.B. im Inntal innerhalb weniger Stunden um bis zu 20 °C ansteigen lassen. Vereinfacht kann man sich diesen Prozeß wie Wasser vorstellen, das über ein Wehr fließt. Dabei wird die potenzielle Energie (Lageenergie aufgrund der Höhenlage) der Luft in kinetische Energie (Bewegungsenergie) umgewandelt, wodurch es zu einer Beschleunigung der Luft kommt. Zur Entwicklung der starken Winde tragen auch weitere Effekte, wie das Durchströmen von engen Gebirgspässen sowie Talformen, Turbulenzen usw. bei. Deshalb wirkt sich der Föhn in jedem Tal unterschiedlich aus.

Dies zeigt das Bild links.

Druckverteilung und Lückendynamik

Physikalisch betrachtet sind solche "Bergwellen" stehende Wellen im Luftstrom. Das bedeutet, daß die Welle am Hindernis ortsstabil bleibt, während die Luft hindurch strömt. Hier endet die Analogie zum Wasser, weil im Gegensatz zur Meereswelle, wo das Wasser an Ort und Stelle bleibt, während sich die Welle vorwärts bewegt, bei der Föhnströmung die Welle an Ort und Stelle bleibt, während sich die Luft fortbewegt. Dabei fließt dann aber nicht die in Luv gestaute Luft über die Alpen. Vielmehr ergießt sich die in der Höhe herangeführte Luft aus 2.000 - 3.000 m wie eine Wasserfall über die Alpen, da die lagernde Kaltluft den "Luftmassenspiegel" im Luv entsprechend angehoben hat. Ursache der Luftströmung selbst ist das Druckgefälle zwischen dem Hoch im Süden und einem heranziehenden Tiefdruckgebiet im Norden, welches die auf der lagernden Kaltluft aufliegende warme Luft in Bewegung setzt. Bei der Luftschichtung über dem Gebirge und dem Vorland handelt es sich also um eine Inversion.

Ist das Druckgefälle, die Druckgradientkraft, stark genug, wird die aufgestaute Luft irgendwann an einer passenden Stelle wie Wasser in einem vollen Eimer "überlaufen". Das wird bevorzugt an einem Paßeinschnitt geschehen, weil dort infolge der geringeren Höhe wie an einer Deichtiefstelle die vom Hoch auf der Alpensüdseite "anghäufte" Luft das Hindernis leichter überströmen kann. Richtig in Schwung kommt die Luftströmung durch Lücken- bzw. Düseneffekte zwischen den Berggipfeln. Hier klaffen an den Pässen offene Rinnen im Alpenhauptkamm, durch welche die Luft zuerst hindurchfließt. Zudem ist dort wegen der durch die Paßverengung eintretende Düsenwirkung die Windgeschwindigkeit besonders hoch.

Düeseneffekt

Die Inversion wird nun im Lee dieser Teilstrecke, d.h. im Tal hinter dem Paß, zunehmend ausgeräumt und die Inversionshöhe nach unten gezogen, so daß dieses Herabziehen der Inversion fortschreitet und damit das Druckgefälle weiter erhöht wird. Deshalb herrschen leeseits des Passes dann auch starke Abwinde. Der Föhn, der am Paß begonnen hat, setzt sich so in das Tal hinein fort. Während dieser Vorgang im Gange ist, kann die Luft zu beiden Seiten der Gebirgsteilstrecke noch ungehindert nachströmen, da dort die kritische Geschwindigkeit noch nicht erreicht ist. Das "ansaugende" Tief fordert aber aufgrund des stärker werdenden Druckgefälles zunehmend mehr Luftnachschub, so daß schließlich auch seitlich des Passes die Strömungsgeschwindigkeit zunehmen muß, damit die notwendige Luftmenge nachströmen kann, bis nach und nach in der gesamten Erstreckung des Gebirges der Föhn weht.

Diese "Lückendynamik" zeigen die beiden Bilder links unten.

 

Leewellen

Die an sich leichtere Warmluft auf der Luvseite der Alpen kann so leeseitig ins Tal hinabströmen und die dort lagernde schwere Kaltluft verdrängen, weil das Tiefdruckgebiet die bodennahe Luft "absaugt", sobald die Föhn-Luftmassen nachdrängen (horizontale Aspiration). Unterstützt wird der Effekt durch das Wellental und die Wirbel nach dem Überströmen der Alpen (Leewellen). Diese Wirbel der schießend strömenden Luft zeigen sich in der außergewöhnlich heftigen Turbulenz der Rotoren. Charakteristisch für diese stehenden Leewellen ist die damit verbundene Entstehung von Wolken des Typs Altocumulus lenticularis (linsenartige Föhnwolken, sg. "Föhnfische"). Diese Leewellen sind somit stehende Wellen, die im Lee eines quer zur Anströmung verlaufenden Gebirgszuges in einer statisch stabilen Schichtung entstehen. Das zeigt das Bild links.

Steigt der "Luftmassenspiegel" luvseitig noch höher, erhöht sich dort auch der Druck und somit die Durchflußgeschwindigkeit, bis der komplette Alpenkamm überströmt wird. Ist der Druckunterschied dann ausgeglichen verliert sich der Effekt wieder.

Damit ist diese "Lückendynamik" (gap dynamic) ein wesentlichen Element der modernen Föhntheorie.

Mehr zum Thema stehende Wellen steht im Kapitel Leewellen.

 

Der Brenner und das Wipptal sind für das Föhngeschehen ein typische Beispiel. Der Brenner ist als niedrigster Alpenpaß für den Durchbruch des Föhns besonders geeignet. Zusätzlich verengt sich das Wipptals bei der Einmündung ins Inntal durch die Einmündung des ebenfalls föhnbringenden Stubaitals zusätzlich wie eine Düse. Und am engen Ende der Düse liegt Innsbruck, die Föhnstadt schlechthin. Der Föhn teilt dann Innsbruck in zwei Hälften, so daß dort an solchen Tagen zur selben Zeit zwei völlig verschiedene Wetter herrschen können. Während der windgeschützte Flughafen in Kranebitten im Westen in stagnierender Kaltluft liegt, die sich kaum bewegt, bläst im Ostteil der Stadt in Richtung Hall, wo es auch über 10 °C wärmer ist, ein kräftiger Wind. Ist der Föhn dann erst richtig durchgebrochen, kann die Stärke des Föhnsturms teilweise verherende Ausmaße annehmen. 150 - 200 km/h am Patscherkofel und bis zu 120 km/h in Innsbruck selbst sind dann keine Seltenheit. So wurden durch den Föhn schon eine Straßenbahn und Eisenbahnwaggons umgestürzt und das Innsbrucker Eisstadion abgedeckt. Bricht der Föhn zusammen, weil sich z.B. die Windrichtung aufgrund einer sich nähernden Front ändert, folgt oftmals ein Temperatursturz um 10 - 20 °C.

Die meisten Föhntage in Innsbruck gibt es im Frühjahr und im Herbst. Im Winter tritt der Föhn weniger häufig auf, allerdings fallen dann die Temperatursprünge besonders auf. So kann die Temperatur an einem Wintertag ohne weiteres von -7 °C auf +16 °C klettern und einen Januartag in einen Tag im Mai verwandeln. Im Jahr 1996 hat der Föhn am 12. November das Thermometer auf +20 °C getrieben und damit den wärmste Novembertag dieses Jahrhunderts verursacht. Prompt folgte der heftigste Wettersturz des Jahrhunderts. Schon am nächsten Tag lagen in Innsbruck 20 cm Neuschnee.

 

Die "richtige" Föhntheorie

Lange war die oben dargestellte thermodynamische Erklärung die allein bestimmende Theorie zur Entstehung des Föhns. Die thermodynamische Theorie als Erklärung des Föhns basiert auf dem unterschiedlichen Temperaturverhalten der Luft bei vertikalen Bewegungen und ist nicht zuletzt wegen der didaktischen Klarheit in Lehrbüchern weit verbreitet. Dabei ist der Kondensationseffekt als der "thermodynamische Föhneffekt“ der entscheidende Faktor. Andererseits zeigen aber Beobachtungen, daß dies das Föhngeschehen nicht vollständig erklärt. So gibt es Föhn auch ohne Bewölkung im Luv oder am Alpenhauptkamm. Vielmehr ist sogar festzustellen, daß es nur an ca. 50% der Föhntage südlich des Alpenhauptkammes zu Stauniederschlägen kommt. Zudem ist die im Luv gestaute Luft keineswegs immer an der Überströmung beteiligt. Nicht zuletzt läuft die Annahme einer absinkenden Warmluft dem archimedischen Prinzip zuwider. Auch lassen sich damit weder die Leewellen noch die im Lee des Gebirges auftretenden Rotoren eindeutig erklären. Die thermodynamische Föhntheorie kann somit im Falle des Alpenföhns nicht als vollständige Erklärung dienen.

Neue Forschungen haben im Gegensatz dazu gezeigt, daß viele atmosphärische Turbulenzen tatsächlich in Form von Wellen auftreten. Atmosphärische Wellenstörungen resultieren aus der Interaktion verschiedener Kräfte, darunter Druckgradientkraft, Corioliskraft, Gravitation und Reibung. Heute stehen deswegen die geschilderten strömungsdynamischen Prinzipien bei der Erklärung der Entstehung von Föhnwinden im Vordergrund, die letztlich zum sog. Mountain-Wave-Konzept führten. Dabei ist zuzugeben, daß auch die moderne Föhntheorie nicht alle zu beobachtenden Erscheinungen des Föhngeschehens allein und vollständig erklären kann. Allerdings bietet sie für die meisten Effekte passende Erklärungen, insbesondere für die Leewellen und die auftretenden Rotoren. Andere lassen sich in der Kombination der beiden Ansätze oder auch allein nach der thermodynamischen Methode herleiten. Es kommt eben darauf an, was konkret betrachtet wird.

Der Föhn wird daher nach der neuen WMO-Definition nicht mehr als katabatischer Fallwind angesehen. Die Definition des Fallwinds beinhaltet, daß er physikalisch aufgrund der Schwerkraft fällt bzw. infolge einer größeren Dichte gegenüber der umgebendem Luft absinkt. Eben das trifft, wie dargestellt, beim warmen Föhnwind aber gerade nicht zu.

Wie der Mistral verursacht auch der Föhn nicht zuletzt durch die meist in Ost-West-Richtung verlaufenden Alpentälern Leewellen, die segelfliegerisch nutzbar sind.

 

 

Föhn im Mittelgebirge

Weniger bekannt, tatsächlich aber recht häufig, sind schwächere Föhneffekte im Lee der niedrigeren Mittelgebirge. Typischerweise treten solche Föhnlagen zur Winterzeit bei starker Warmluftadvektion auf. Die herangeführte warme Luft bleibt dann oft auf der kalten Luft am Boden liegen, weil die Sonneneinstrahlung jahreszeitbedingt oder ggf. auch wegen Dunst oder Nebel die bodennahe Luft nicht soweit erwärmen kann, daß eine Durchmischung stattfindet. (Durchmischung beschreibt den Vorgang, bei dem ein vertikaler Luftmassenaustausch durch Turbulenz stattfindet.) So kann sich eine flache, aber starke Inversionslage ergeben. Wird nun die Kaltluft von einer Hochfläche oder einem Mittelgebirgszug in tiefere Lagen verfrachtet, strömt die aufliegende wärmere und trockenere Luft aus höheren Luftschichten nach. Dadurch löst sich der Nebel in den tieferen Lagen auf, die Sicht wird besser und die Temperatur steigt spürbar an. Gegenüber dem Alpenföhn tritt dieser Effekt großräumiger auf, ist nicht auf einzelne Talzüge begrenzt und kann sich noch relativ weit von der Geländeschwelle bzw. dem Mittelgebirgszug entfernt bemerkbar machen. Die Windgeschwindigkeit nimmt dabei nur unwesentlich zu. Gleichwohl handelt es sich auch hierbei definitionsgemäß um Föhn.

 

 Strahlenweg des Lichts bei Föhn durch Gradient des Brechungsindex. Durch die Lichtbrechung erscheint ein entferntes Objekt (z.B. ein Berg) bei Föhn höher.

Föhn am Bodensee (wikicommons)

Föhn und Fernsicht

Charakteristisch für den Föhn ist neben der deutlichen Erwärmung und Abtrocknung der herabströmenden Luft die ausgeprägt gute Fernsicht aufgrund der aerosol- und wasserdampfarmen Luftmasse. Vom Alpenvorland aus scheinen dann die Berge zum Greifen nah (siehe Abbildung links unten).

Zur ungewöhnlich guten Fernsicht und vor allem zur guten Sicht auf die Berge trägt aber auch ein optisches Phänomen bei: Weil die Dichte der Luft mit zunehmender Höhe abnimmt, nimmt auch ihre Fähigkeit zur Lichtbrechung ab. Das führt zu einer Ablenkung des Lichtes, weshalb entfernte Objekte größer oder näher erscheinen. Dieser Effekt wird beim Föhn durch die nach oben zunehmende Temperatur, die zu einer weiteren Abnahme der Dichte führt, noch einmal verstärkt. Die Luft wirkt unter Föhneinfluß auf diese Weise wie ein Vergrößerungsglas (siehe Graphik links oben).

Der Begriff der ungewöhnlichen Fernsicht beschreibt allgemein eine Sichtweite ≧ 50 km. Das ist z.B. oft nach dem Durchzug einer Kaltfront der Fall, weil sie die Luft reinigt und die schwebenden Teilchen, welche die Fernsicht beeinträchtigen, buchstäblich aus der Luft wäscht. Oder eben bei Föhn, wenn durch Absinkvorgänge oder durch extrem trockene Luft der Anteil der sichtmindernden Schwebeteilchen in der Atmosphäre besonders gering ist.

Als meteorologische Sichtweite bzw. Sicht wird die Entfernung bezeichnet, in der tagsüber entfernte Gegenstände und bei Nacht Feuer oder Licht noch erkannt werden. Die Bestimmung der Sichtweite kann visuell (Schätzung) erfolgen oder mit entsprechenden Instrumenten gemessen werden. Die exakte Bestimmung der Sichtbedingungen wird vor allem für die Luftfahrt benötigt. Insbesondere für die Durchführbarkeit von VFR-Flügen ist die Sichtweite entscheidend. Im Sichtflug kontrolliert der Pilot die Lage seines Flugzeugs im Raum und relativ zu anderen Luftfahrzeugen visuell. Für die Fluglage im Raum benutzt er Anhaltspunkte außerhalb des Flugzeugs, in der Regel ist das der Blick auf den Horizont. Grundvoraussetzung zum Sichtflug ist folglich, daß das Wetter bestimmte Mindestsichtweiten zuläßt und der Pilot keine Wolken durchfliegt, er also die erforderlichen Anhaltspunkte außerhalb des Flugzeugs erkennen kann. Weiterhin muß er zur Kollisionsvermeidung gewisse horizontale und vertikale Mindestabstände zu Wolken einhalten. Wo diese Voraussetzungen (Visual Meteorological Conditions, VMC) nicht eingehalten werden können, darf kein Sichtflug stattfinden.

Einige Begriffe, die im Zusammenhang der Frage der Sichtweite im Sichtflug stehen, werden im Kapitel Nebel erläutert.

 

 

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