Föhn 2

1. Definitie (WMO; 1992)

Föhn is een wind,  die in het algemeen aan de lij-zijde van gebergtes door dalende beweging warmer en relatief droger wordt.”

In de nieuwe WMO-definiering wordt in tegenstelling tot vele andere definities, welke men ook in de weerliteratuur (internet) terugvindt, de föhn niet meer als een “valwind” aangeduid. Een valwind implicieert dat een voorwerp op basis van de zwaartekracht valt,  resp. door een grotere dichtheid ten opzichte van de omgeving van het medium daalt. Dit is echter bij föhn niet het geval De föhn wordt veroorzaakt door een “overstromings-effect” welke op basis van een  krachtsevenwicht plaatsvindt.

Wanneer ontstaat de föhn ?
Met betrekking tot de föhn orienteren we ons bij de föhnstromingen op de bergregionen (middelgebergtes, Alpen, de bergen aan de kust van Noorwegen, de Pyreneen, Rocky Mountains Andes etc..). Daaruit resulteren in pricinpe 2 voorwaarden waaronder de föhn kan ontstaan.

1.De stroming op het gebergte als barriere is (zoveel mogelijk) loodrecht .
2.Het gebergte als barriere scheidt 2 verschillende luchtmassa’s van elkaar.

Loefhoog(rug) en lij(trog) bij aanstroming Alpen van het zuiden uit.

Wanneer een hindernis wordt aangestroomd wordt de luchtstroming langzamer en wordt deels of volledig geblokkeerd. Hierdoor neemt de dichtheid van de luchtlaag toe en daarmee ook de hoogte van de luchtkolom. De luchtdruk stijgt en er wordt een zgn Loefhoog(rug) gevormd. Na het overstromen van van het gebergte wordt de luchtstroom weer sneller, de dichtheid neemt weer af waardoor de luchtdruk daalt en er wordt een zgn. lijlaag(trog) gevormd. Het drukverval wordt door  de wind gecompenseerd en maakt de föhnstroming mogelijk.

Hydrostatisch zuid-noord drukverval met compensatiestroming over bergpassen

In tegenstelling tot het eerste geval zien we dit fenomeen alleen bij voldoende lange gebergtes welke 2 verschillende luchtmassa’s over een langere tijd van elkaar weten te scheiden. Dit wordt ook als “hydrostatisch geinduceerde föhn” aangeduid omdat hier alleen het verschil in luchtmassa (bv koude lucht in de Po-vlakte en warmere lucht in het Alpenvoorland) het evenwichtsmechanisme(stroming) veroorzaakt, zelfs ook wanneer er geen of nauwelijks een aanstroming bestaat. Dit wederom is makkelijk te begrijpen wanneer we de eigenschappen van de luchtmassa’s eens nader bekijken. Koudere lucht heeft een hogere dichtheid dan warmere lucht en dien ten gevolge ook een hogere druk. het drukverval is daardoor enkel het resultaat van de verschillen in dichtheids. De föhnstroming is in dit geval meestal zwak en enkel in staat om over laag gelegene berg inkepingen (bergpassen) ten noorden van de Alpenhoofdkam door te dringen.

Adiabatische’ afkoeling
Wanneer lucht stijgt, zet deze uit en koelt bijgevolg af. Deze afkoeling noemen we ‘adiabatische’ afkoeling en wordt veroorzaakt doordat de lucht terecht komt in een omgeving waar de luchtdruk lager is (de luchtdruk daalt immers met de toenemende hoogte in de atmosfeer). Op een gegeven moment zal de lucht zo sterk zijn afgekoeld dat de erin aanwezige waterdamp zal gaan condenseren. Immers, koude lucht kan minder waterdamp bevatten dan warme lucht en het teveel zal er op één of andere manier uit moeten. De aanwezige waterdamp zal hierom omgezet worden in water onder de vorm van ontelbaar veel waterdruppeltjes (condensatie) en uiteindelijk zien wij dat als de vorming van wolken tegen de bergflank van de berg. Uiteindelijk zal de ontstane bewolking dik genoeg worden om ook neerslag te produceren. Vanaf het punt dat zich condensatie vormt en de lucht dus verzadigd is (de relatieve vochtigheid wordt 100 %), zal de temperatuursafname tijdens het verder stijgen verlopen aan een tempo van ongeveer 0.65 °C/100 m. Had de lucht aan de voet van de berg een temperatuur van 20 °C, dan is deze op de top van de berg gedaald naar een temperatuur van bv. 0 °C.

Afbeelding 1 (bron : http://www.summitpost.org/the-foehn-effect/466436)

Als de lucht aan de lijzijde van de bergtop terecht komt is een groot deel van het aanwezige vocht verdwenen. Letterlijk, want het vocht is gewoon onder de vorm van regen neergeslagen tegen de flanken van de berg en komt nooit meer opnieuw terecht in de beschouwde luchtmassa. Aan de lijzijde van de berg zal de luchtmassa opnieuw gaan dalen. Waarom deze lucht perse daalt en niet op gelijke hoogte horizontaal blijft verder bewegen is niet geheel duidelijk en er bestaan daarover verschillende theorieën waar we hier niet verder over uitwijden.

Feit is dat de dalende lucht nu opnieuw zal krimpen in volume omdat de lucht terecht komt in gebieden met hogere druk (op de lagere hoogtes). Op die manier warmt de lucht opnieuw (adiabatisch) op, dus net het tegengestelde van wat er aan de lijzijde van de berg gebeurde. De aanwezige bewolking zal snel oplossen en hierdoor is er bij de top van de berg dan vaak een zogenaamde föhn-muur te zien doordat het dikke wolkenpakket  abrupt ophoudt aan de lijzijde van de top.

De lucht wordt nu ook opnieuw warmer tijdens het dalen, en wel aan een tempo van zo’n 1 °C/ 100 m. De temperatuursveranderingen in niet-verzadigde lucht gaan immers sneller dan wanneer de lucht is verzadigd (zoals dat het geval was aan de loefzijde van de berg). Op die manier zal men aan de voet van de berg zien dat de lucht nu een stuk warmer is dan aan de andere kant van de berg wanneer deze lucht op hetzelfde niveau arriveert als aan de andere kant van de berg. Dit is aanschouwelijk weergegeven in afbeelding 1, waarbij het aan de ene kant van de berg 20 °C is, terwijl het aan de andere kant van de berg ten gevolge het föhn effect 10 graden warmer is. Opmerkelijk is dat de temperatuur in gebieden met invallende föhn wel met 20 graden kan stijgen in 1 à 2 uur tijd.

Niet enkel zullen we een verschil in temperatuur vaststellen, maar zeer zeker ook in relatieve vochtigheid. Immers, onderweg heeft de lucht veel vocht verloren door de vallende regen. De lucht zal dus aan de lijzijde een pak droger zijn. De relatieve vochtigheid kan uiteindelijk aan de grond waarden vertonen van slechts 10 tot 20% wat duidt op zeer droge lucht. De combinatie van de droge wind en lage relatieve vochtigheid zou in sommige gevallen leiden tot ziekteverschijnselen zoals hoofdpijn. Ook kan de föhnwind een nefaste invloed hebben op het sneeuwdek aan de lijzijde van de berg en daarom wordt deze wind soms wel ‘sneeuweter’ genoemd. Daarmee neemt ook de kans op lawines toe.

In de zomermaanden kan een föhnwind een belangrijke bijdrage leveren tot de ontwikkeling en in standhouding van bosbranden (de lucht is immers extreem droog en de veelal hoge windsnelheden wakkeren vuurhaarden extra aan). De windsnelheden welke gepaard kunnen gaan bij föhn kunnen hoog oplopen met rukwinden die soms 100 km/h of meer bereiken. Zo zorgde sterke föhnwinden in januari 2008 voor het breken van een kabellift nabij het Jungfrau gebied. Er viel toen één dode en diverse mensen raakten bij dit incident gewond.

In de Alpen zijn sterke föhnwinden vooral mogelijk wanneer een krachtige stroming tot stand komt min of meer loodrecht op de bergkam, dus ofwel bij een krachtige noordelijke, dan wel zuidelijke stroming. Het spreekt voor zich dat bij een noordelijke stroming, men de föhn zal ervaren ten zuiden van de Alpen en vice versa. Om deze stromingen te bekomen dient de luchdrukverdeling boven Europa hiervoor gunstig te zijn. Een mooi voorbeeld in afbeelding hieronder waarbij een depressie boven het zuiden van Frankrijk voor een sterke zuidelijke stroming zorgt over de Alpenregio met stuwregens aan de zuidflanken van de Alpen en föhn aan de noordflanken van de Alpen tot over delen van Duitsland.

 

Voorbeelden van de “hydrostatisch geinduceerde föhn” (seichte of zwakke föhn) zien we vaak terug wanneer koude lucht met een bocht rond de oostelijke Alpen naar de Adriatische Zee (Bora) in de Povlakte stroomt terwijl aan de noordkant van de Alpenhoofdkam aan de voorzijde van een lagedrukgebied boven West Europa warmere lucht wordt aangevoerd. Doorslaggevend is het drukverval aan de bodem, welke ook zonder drukverval op bergkam niveau. (veroorzaakt door de aanstroming)  een evenwichtsstroming induceren kan.

Ter volledigheid moeten we nog vermelden dat een soortgelijk föhneffect ook kan optreden zonder dat er neerslag aan te pas komt, maar hier is het effect minder sterk en is ook de fysische achtergrond anders. Feit is dat dit soort föhn ook kan voorkomen achter heuvelgebieden in Nederland en België en in gunstige omstandigheden voor enkele extra graden kan zorgen aan de lijzijde van dergelijke heuvelrugjes. Daarvoor moet er wel altijd minstens een matige wind waaien om enig effect te hebben.