Föhnwetterlagen und deren Auswirkungen im deutschen Alpenraum

Inhaltsverzeichnis

1. Einleitung

2. Die Alpen im europäischen Klimaraum
2.1. Wettergeschehen
2.2. Wetterlagen
2.3. Typische Wetterlagen im Alpenraum

3. Föhnwetterlagen und Föhnentstehung
3.1. Definitionen von Föhn
3.2. Typische Föhnwetterlagen als Vorraussetzung für Föhn
3.2.1. Das westeuropäisches Tiefdruckgebiet
3.3. Die Entstehung des Alpensüdföhn

4. Die Alpen als thermische Barriere
4.1. Die thermodynamische Föhntheorie
4.2. Die antizyklonale Föhntheorie

5. Die Alpen als mechanische Barriere

6. Die Auswirkungen der Föhnwetterlagen
6.1. Physischgeographische Auswirkungen
6.1.1. Auswirkungen auf das Klima
6.1.2. Auswirkungen auf das Relief
6.2. Antropogeographische Auswirkungen
6.2.1. Auswirkungen auf die Vegetation
6.2.2. Auswirkungen auf die Tiere
6.2.3. Auswirkungen auf den Menschen

7. Fazit

8. Literaturverzeichnis

1. Einleitung

Wenn man charakteristische Phänomene der Alpen diskutieren will, ist es notwenig den Alpenraum zu definieren bzw. einzugrenzen. Früher verstand man nämlich unter dem Begriff „Alpen“ nur die Hochweiden, später wurde er auf das ganze Gebirge ausgedehnt. Schon aus diesem Grund bedarf es einer Abgrenzung. Die Alpen stellen heute das größte innereuropäische Gebirge dar. Sie erstrecken sich über rund 181.500 km2 und sieben Staaten haben Anteil an ihnen: Österreich, Schweiz, Frankreich, Fürstentum Lichtenstein, Italien, Slowenien und Deutschland (Veit 2002:14).

Diese Ausarbeitung soll sich auf den deutschen Alpenraum beschränken und somit auf den bayerischen Teil der Alpen und des Alpenvorlandes.

2. Die Alpen im europäischen Klimaraum

2.1. Wettergeschehen

Das Klima der Alpen ist das Resultat der langfristigen Dynamik der synoptischen, großräumigen Wettersysteme und deren reliefbedingter Abwandlung. So wird das Wettergeschehen durch drei Druckgebilde gesteuert. Dem Islandtief, dem Azorenhoch und dem kontinentalen sibirischen Kältehoch im Winter bzw. dem lokalen Hitzetief im Sommer. Je nach geographischer Lage verändert sich auch der Einflussbereich dieser Druckgebilde. Grundsätzlich können das Islandtief und das Azorenhoch als Gegenspieler fungieren und ihre Luftdruckunterschiede zu kurzfristigen, jahreszeitlichen bzw. langfristigen Schwankungen führen. (Veit 2002:35). Damit beeinflussen sie das Wettergeschehen in Europa und darüber hinaus auch das der Alpen.

Während z.B. hohe Luftdruckunterschiede zwischen dem Islandtief und dem Azorenhoch zu verstärkter zonaler Zirkulation führen und damit zu wärmeren Wintern in den Alpen, führen geringe Luftdruckunterschiede zu meridionalen Luftströmungen. Vorherrschende Westwinde werden somit abgeschwächt und die polare Kaltluftzufuhr führt dann zum kalten Winter.

2.2. Wetterlagen

Die oben beschriebenen Druckgebilde und die unterschiedlichen Luftzirkulationen führen zu immer wiederkehrenden charakteristischen Wetterlagen, die man schon früh zu schematisieren versuchte. Man unterteilte sie z.B. nach zonalen, meridionalen und gemischten Zirkulationsformen in 29 Großwetterlagen und modifizierte sie später in 40 Lagen für die Schweiz. Eine andere Einteilung unterscheidet nach meteorologischen Verhältnissen in 3 Typen wie konvektive, advektive und gemischte Lagen und legt ein kleinräumiges Gebiet von nur zwei Breitengraden zugrunde. Aus diesem Schema der „Wetterlagenhäufigkeit nach Jahreszeiten“ geht hervor, dass im Frühling mehr zyklonale, im Herbst eher antizyklonale, im Sommer konvektive Flachdrucklagen bzw. antizyklonale Nordlagen und im Winter Nordlagen bzw. antizyklonale Westlagen vorherrschen. (Veit 2002:37).

2.3. Typische Wetterlagen im Alpenraum

Die fünf typischen Wetterlagen im Alpenraum können in West-, Hochdruck-, Tiefdruck-, Stau- und Gewitterlage untergliedert werden (Veit 2002:37-38).

Tiefdrucklage

Tiefdrucklagen bilden sich bei Kaltlufteinbrüchen aus dem nordatlantisch-nordeuropäischen Raum.Bei Tiefdrucklage befinden sich Tiefs nördlich der Alpen, oft auch über Italien und dem Mittelmeer, bei gleichzeitigem Hochdruck im Nordwesten.

Hochdrucklage

Die stabilsten Hochdrucklagen treten im Herbst und Winter auf. Wenn sich ein winterliches Azorenhoch zum Alpenraum schiebt herrscht in den Tieflagen Nebel, zwischen 500m und 1500m Inversion, darüber wolkenarmes und klares Wetter. Bei sommerlichen Hochs verschiebt sich die Subsidenzinversion auf 1500m-2500m. Im Herbst herrschen eher Hochdrucklagen als Westlagen vor.

Westlage

Bei Westlage ist das Wetter unbeständig und wechselhaft. Sie tritt meist im Herbst und Winter auf. Das Tief liegt bei Island, das Hoch auf den Azoren. Die ostwärts wandernden Tiefs überqueren in rascher Folge die Alpen und bringen Niederschlag. Kurzfristig schieben sich Keile des Azorenhochs zum Alpenraum und führen zu einer Wetterbesserung.

Gewitterlage

In den Alpen treten zwei typische Gewittertypen auf, die Wärmegewitter innerhalb feuchtwarmer, labiler Luftmassen am Rande eines Hochs (eher auf der Alpensüdseite) und das Frontgewitter, bei hereinbrechender Kaltfront. Die meisten Gewitter treten bei sommerlicher Westlage und beginnender Nordstaulage auf.

Staulagen

Staulagen treten bevorzugt bei meridionaler Zirkulation auf und man unterscheidet sie in Nord- und Südstaulage. Staulagen erzeugen auf der jeweils gegenüberliegenden Seite der Alpen Föhn, wobei die Südstaulagen in ihrer Zahl überwiegen und somit die Südföhne ausgeprägter sind (Veit 2002:38).

Im Sommer sind Staulagen allgemein weniger häufig als im Winter.

3. Föhnwetterlagen und Föhnentstehung

3.1. Definitionen von Föhn

Nach einer Definition von Häckel ist der Föhn „ein warmer, trockener Fallwind, der im Alpenvorland regelmäßig vorkomme und der von typischen Wolkenformen begleitet werde“ (Häckel 1999:143). Er gehört somit in die Familie der Fallwinde. Seine Geschwister sind z.B. die Bora im Osten und der Mistral im Westen, „zwei trockenkalte Verwandte“ (Brauerhoch 2007:103).

„Der Föhn ist ein warmer Fallwind, der als Leeseitenphänomen bei Nord- und Südstaulagen entsprechend als Süd- oder Nordföhn auftritt, Sturmstärke erreichen kann und zu Erwärmung und Austrocknung auf der Leeseite führt“ (Veit 2002:62).

Diese Definitionen beinhalten zwei Problempunkte. Erstens suggeriert der Ausdruck Fallwind, dass es sich hier um eine der Schwerkraft folgende Abwärtsbewegung des Windes handelt und zweitens entsteht gleich die Frage, wie warme Luft „fallen“ kann?

Seibert definiert deshalb den Föhn als „eine absinkende Luftströmung die bei der Überströmung eines Gebirges oder Hochplateaurandes auf seiner Leeseite auftritt, dort zu kräftigem, böigen Wind führt, dessen Einsetzen im Tal bzw. am Gebirgsfuß mit einem Anstieg der Temperatur und einem Rückgang der relativen Feuchte verbunden ist“ (Seibert 1993:116). Aus ihrer Sicht gehört der Föhn somit nicht zu den typischen meterologischen Fallwinden, den „katabatischen“ Winden, wie z.B. der nächtliche Hangabwind. Schenken wir dem deutschen Wetterdienst Glauben, so ist der Föhn jedoch ein warmer, trockener Fallwind der auf der Leeseite eines Gebirges auftritt (Brauerhoch 2007:27).

3.2. Typische Föhnwetterlagen als Vorraussetzung für Föhn

Einig ist man sich, dass als Vorraussetzung für die Entstehung eines gebirgsquerenden Windes bestimmte föhngünstige Wetterlagen vorherrschen müssen.

Nach der Beschreibung des deutschen Wetterdienstes entsteht der Föhn bei Wetterlagen, durch die eine großräumigen Luftdruckverteilung zustande kommt, welche eine Luftströmung quer zum Gebirgszug zur Folge hat. Vorraussetzung hierfür ist zudem, dass das Gebirge ein hohes Strömungshindernis darstellt, damit die Luft aufsteigen muss und nicht das Hindernis vollständig umfließen kann. Der Luftanstieg führt dann zum Druckanstieg auf der Luvseite und zum Druckfall über dem Leegebiet. Die Folge dieser Deformation des Druckfeldes ist ein luvseitiger Hochkeil und ein Tiefdrucktrog auf der Leeseite des Gebirges (Brauerhoch 2007:27 und Seibert 1993:122).

Typische Föhnwetterlagen sind deshalb nach Veit in den Alpen die Stauwetterlagen. Er unterscheidet sie in Süd- und Nordstaulagen, die allgemein auf der Luvseite meist zu hohen Niederschlägen und auf der Leeseite zu Föhn führen.

Bei Nordstaulage liegt ein Hoch im Westen und ein Tief im Osten. Dazwischen fließt kalte polare Luft aus dem Norden Richtung Süden, woraus sich Niederschläge auf der Nordseite ergeben. Nordstau tritt vor allem im Frühjahr und Winter auf und für die angestauten Gebiete bedeutet dies ausgeprägte Schlechtwetterlagen.

Bei Südstaulage befindet sich ein Tiefdruckgebiet nördlich der Alpen, mit dem Kern bei den britischen Inseln und ein Hoch im Osten. Daraufhin herrscht südlich der Alpen Schlechtwetter und im Norden „Südföhn“. Der Südstau tritt besonders im Frühjahr und Winter auf (Veit 2002:38).

3.2.1. Das westeuropäisches Tiefdruckgebiet

Eine notwendige Bedingung für die Entstehung von Alpensüdföhn ist „der Vorbeizug eines Tiefdruckgebietes auf west-östlicher Bahn nördlich der Alpen“, das Luft aus den unteren Schichten ansaugt (Kuhn 224) (...) das eigentlich nichts anderes ist als riesengroße, gegen den Uhrzeigersinn rotierende Luftwirbel mit senkrechter Achse (…) das sich dem europäischen Festland nähern und Mittelmeerluft zwingt über die Alpen zu strömen (Häckel 1999:143). Den Antrieb für einen Wind mit gebirgsquerender Kraft liefern nach Seibert in der Regel großräumig synoptische Druckgradienten, die sich beim Südföhn in den Alpen typischerweise mit dem „Herannahen einer Kaltfront aus Westen, verbunden mit einer südwestlichen Strömung auf der Vorderseite eines Tiefdruckgebietes entwickeln“ (Seibert 1993:121).

3.3. Die Entstehung des Alpensüdföhn

Beim Herannahen einer Kaltfront aus Westen bildet sich eine starke Südwestströmung aus, die feucht- warme instabil geschichtete Luftmassen mit hohen Geschwindigkeiten in die Alpen bringt. Diese Luftmassen werden von Süden her gegen die Alpen geführt und gezwungen an der Alpensüdseite aufzusteigen. Dabei kühlt sich die Luft ab. Die Folge ist kühles, schlechtes Wetter über der Po-Ebene, das bekannte „Genuatief“. Beim Jahrhundertföhn 1982 betrug die Temperatur 2 Grad (Veit 2002:63). Mit fortschreitender zyklonaler Lage und dem weiteren Aufstieg der Luftmassen kommt es zu Wolkenbildung und bei entsprechendem Kondensationsniveau zu heftigem Niederschlag. Über dem Alpenkamm bildet sich eine charakteristische Wolkenwand, die Föhnmauer (Veit 2002:63). Hat die Luft die Höhe des Alpenhauptkammes erreicht, beginnt sie auf der Alpennordseite erst feuchtadiabatisch und dann trockenadiabatisch abzusinken und sich zu erwärmen. Beim Jahrhundertföhn lag die Temperatur in Zürich dann bei 20 Grad. Der Föhneffekt ist nicht nur von einer überraschenden Wärme der Luft gekennzeichnet, sondern auch von starken Windböen und Stürmen. Wie stark die Föhnauswirkungen sein können, zeigt das Beispiel vom 6.11.1966. Hier erreichten die Windgeschwindigkeiten in 3.100 m Höhe Spitzenwerte von 120 km/h (Häckel 20055:94).

Bei genauerer Betrachtung des Alpenföhns und seiner Entstehung stellt sich jedoch die Frage, warum der bei seiner „Abfahrt“ am Mittelmeer relativ kühle Südwestwind nach der Gebirgsüberwindung um so viele Grad wärmer ankommt? Woher kommt dieser Temperaturanstieg? Die thermodynamische Theorie wird hierfür als Erklärungsansatz angeboten.

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