Fønvind

Frå Wikipedia – det frie oppslagsverket
Gå til: navigering, søk
Fønskyer over Karawanken-fjella i Dei sørlege kalksteinsalpane.
Alpane i desember med snø på nordsida og berrmark på sørsida. (Kjelde: NASA)

Ein fønvind er ein varm og tørr, ofte kortvarig, vind som fell nedover ei fjellside, på motsett side av fjellet enn der vinden kjem frå. Uttrykket fønvind blir særleg brukt i Alpane, men det finst òg ei rekkje andre namn på dette fenomenet i andre fjellområde. Her i Noreg oppstår ofte fenomenet på Austlandet i vestavindssituasjonar, og på Nordvestlandet i situasjonar med mild og fuktig luft frå sør. Tafjord, som er omringa av fjell på over 1500 m høgde, er ein kjend plass når det gjeld fønvind i norsk samanheng. Her kan temperaturen av og til komme opp imot 20 grader i november-desember når det bles kraftig frå sør. Maksimumstemperaturen i Tafjord for november er til dømes 21,8°C sett i 2003.

Fønvind, eller fallvind, oppstår frå atmosfærisk uro og er eit fysisk betinga vêrfenomen som skjer over heile verda. Det finst knapt eit fjell som ikkje har sin eigen lokale fallvind, og fønvind, chinook og bora er blant dei mest kjente av desse vindane.

1920-talet vart varemerket Fön registrert for ein maskin som tørka håret ved å blåse varm luft på det – i dag kjend som hårfønar.

Etymologi og regionale namn[endre | endre wikiteksten]

Uttrykket føn kjem frå latin favonius – ein roleg vestavind – kan hende via alperomansk til gamalhøgtysk phōnno til moderne tysk Föhn, som i alpelanda vart det framherskande uttrykket, og som òg har festa seg som ein over-term for dette fenomenet. Mellom anna på norsk og engelsk er lånorda føn og föhn (foehn) i bruk.

Ved sida av dette finst det regionale uttrykk for ulike fønvindar; andes-fønen i sør-Chile og Argentina blir kalla for puelche og zonda; fønen frå Rocky Mountains på austsida og i California og i Mexico blir kalla for chinook, Santa Ana og chanduy; i Polen halny wiatr; i det franske sentralmassivet aspr; og i New Zealand-alpene Canterbury Northwester. Også i fjella i midt-Tyskland, t.d. i Erzgebirge, kan det førekomma kortvarig fønvind, og i Kärnten blir fønen frå sør kalla Jauk, frå slovensk jug, sør. Andre lokale uttrykk er til dømes afghan, oroshi, kata kaze, papagayos, tehuantepecers, norte eller northers, kachchab, Laos-vind, bohorok, sarma og kachchan.

Ein liknande, men kald og katabatisk fallvind er bora ved kysten av Adriatarhavet i Kroatia og Montenegro.

Definisjon[endre | endre wikiteksten]

Føneffekt sett langs ein veg i Frankrike.

Føn og bora er hovudtypane av varme og kalde fallvindar som finst over heile verda. Fordi dei påverkar landskapet og miljøet på forskjellig vis er det fornuftig med ei inndeling i føn- og boratypar. Ut frå verknaden er det lett å sjå skilnaden, m.a. ifølgje Yoshino (1976):

Fønvind er ein fallvind i le av ei fjellkjede. Når han bles, stig temperaturen på lesida. Bora er òg ein fallvind i le av ei fjellkjede, men temperaturen på lesida søkk når han bles.[1]

Alle fallvindar er resultat av ei «fjellbølge». Denne bølgja oppstår idet ein straum i atmosfæren treffer ei hindring. Ein må såleis ha ein synoptisk straum vinkelrett på ein fjellkjede, og ein atmosfære med stabile lag. Typen av atmosfærisk aksjonssentrum avgjer kva type fallvind det blir. Men for at det skal oppstå fallvind må visse fysikalske eller strøymingsdynamiske føresetnader òg vera oppfylte. På lesida av fjellet oppfører fallvindar seg som vasstraumar som banar seg veg nedetter visse korridorar eller tomrom, til tider med orkans styrke.

Definisjon ifølgje World Meteorological Organization:

Ein fønvind er som regel ein vind på lesida av eit fjell, som ved nedstigning frå fjellet gjennomgår oppvarming og tørking. Drivkrafta er anten synoptiske straumar eller trykkforskjellar over fjellet, men det er ikkje snakk om katabatiske effektar.

Alle vindar som oppfyller desse krava er fønvindar, uavhengig av lokale namn.

Historia bak fønteorien[endre | endre wikiteksten]

I lærebøker, jamvel i dag, blir fønvindar oftast forklart ut frå Ficker og De Rudders (1943) sin framstilling Julius Hanns termodynamiske teori. Denne er likevel ikkje korrekt og har i dagens forstand berre historisk interesse. Kjernen i teorien er at nedbørlosida av fjell åleine forklarer dei relativt høge temperaturane som oppstår på lesida, og dessutan turbulensen i samband med fjellprofilen på begge sider. I mange tilfelle skjer likevel ikkje dette.

Den termodynamiske fønteorien[endre | endre wikiteksten]

Skisse av korleis fønvindar blir danna på nordsida av Alpane. Fuktig luft frå sør stig og blir kaldare, og slepp frå seg nedbør. Når lufta søkk i nord, blir ho tørrare og varmare enn opphavleg. (Illustrasjon: Kjetil Lenes)

Ifølgje den termodynamiske fønteorien oppstår fønvind som alle vindar på grunn av trykkforskjellar, med lågare trykk på lesida av fjellet. Når forholdsvis fuktig luft stig på losida, blir lufta først nedkjølt tørradiabatisk med om lag 1 grad Celsius per 100 meter stiging, medan den relative luftfuktgraden stig opp mot 100%. Dette er fordi vassdampkapasiteten til luft søkk med søkkande temperatur, og luftfukta når metting ved doggpunktet. Om lufta stig vidare, følgjer fukt-adiabatisk nedkjøling med berre 0,6°C/100 m. Ved denne avkjølinga blir luftfuktgraden verande på 100 %, men lufta kan ikkje halda på alt vatnet og det vil då kondensera og danna skyer. Dette pågår heilt til lufta når fjellkammen, og det kan òg førekomma til dels kraftig nedbør, som blir kalla stigingsregn. I store høgder kan regnet gå over i snøfall. Typisk for fønforhold er dermed ein vegg av skyer, fønmuren, framfor nesten klar himmel, fønvindauget. Ved særs sterk vind, fønstorm, kan fønmuren jamvel bryta over på lesida og gje nedbør der også.

Frå kammen tar lufta til å søkka nedetter fjellet på andre sida. Fønvinden er såleis, til tross for stabile atmosfærelag, ein katabatisk vind ifølgje den termodynamiske fønteorien. Lufta søkk etter denne teorien på grunn av trykkforskjellar mellom dei to fjellsidene. Medan lufta søkk, stig lufttemperaturen tørradiabatisk med 1°C/100 m, altså vesentleg raskare enn nedkjølinga skjedde på veg opp. Luftfukta som fall som nedbør under oppstiginga gjer at den relative luftfuktgraden blir dramatisk lågare på lesida, og dette er årsaka til tørrleiken og varmen i fønvinden.

Problem med termodynamisk forklaring på fønvind[endre | endre wikiteksten]

Den termodynamiske teorien som forklaring på fønvind, basert på ulike temperaturforhold i luft og vertikale rørsler, er svært utbreidd særleg i lærebøker på grunn av den pedagogiske klarheita. I mange lærebøker vart kondensasjonseffekten presentert som «den termodynamiske føneffekten», som om det ikkje skulle vera nokon annan grunn til temperaturauken ved fønvind. Denne effekten har lenge vore overdriven, truleg av pedagogiske årsaker, men fleire observasjonar viser at han ikkje i utgangspunktet er knytt til fønvinden:

  • Fønvind kan òg oppstå utan skydanning på losida eller på fjellkammen.
  • Den oppsamla lufta på losida strøymer ikkje alltid over til lesida; ho kan stagnera eller til og med strøyma attende nedetter fjellsida der ho kom frå. Målingar av dette vart lagde fram av Lammerts allereie i 1920.

Det at søkkande varm luft strir mot det arkimediske prinsipp er problematisk. Dynamiske kriterium manglar i denne teorien, og korkje hydrauliske sprang som er observert, eller fjellbølgjer eller rotorar – som blir diskutert nedanfor – kan forklarast ut frå den termodynamiske teorien.

Dynamiske fønteoriar[endre | endre wikiteksten]

Sjølv om atmosfæren består av gassar, oppfører den seg i mange høve som ei væske. Dermed kan vi ofte sjå atmosfærisk turbulens i form av bølgjer. Atmosfæriske bølgjer kan kome av fleire typar krefter, som trykkgradientkrafta, Corioliskrafta, gravitasjon og friksjon. Lenge var det berre den termodynamiske teorien som vart fullt ut akseptert som forklaringa på fønvind. I dag står derimot generell bølgjedynamikk i senter for forklaringa av fallvindar i fjellområde.


Bølgjer og fallvindar som årsaker til fønvind[endre | endre wikiteksten]

Sjå lenkje ut: Mountain waves and Downslope winds.


Hydrologiske/hydrauliske analogiar til fønstraum[endre | endre wikiteksten]

Hydrologiske modellar er dei mest nyttige når ein skal forklara fallvindar i eit komplisert tredimensjonalt system med dalar, fjellpass og fjelltoppar. I dag blir topografiske forhold som vind i tronge dalar (gap flow) tatt med i utrekningane. Luftstraumar vil alltid gå gjennom tronge pass og dalar i staden for å gå over fjellet som ligg rundt. Pga av massekonserveringsprinsippet vil vindstyrken auke på gjennom den tronge dalen. Dette er svært viktige forhold for fallvindar som føn og bora.

Fleire hydrauliske omgrep blir brukt i fønvindteori. Bl.a. omgrep som flytande vatn med kritisk fart, der Froude talet F blir brukt på likande måte som Mach talet blir brukt om lydfarten.

Gassdynamikk i straumar med under- og overlydsfart er analogt til hydraulikken i vasstraumar med fri overflate og fart som er mindre eller større enn bølgjefarten ved overflata. Vatn som strøymer med ein fart som er mindre enn farten til bølgjene på overflata, blir kalla roleg eller subkritisk straum. Vatn som strøymer raskare enn bølgjene på overflata blir kalla «skytande vatn» (shooting water), rask straum eller overkritisk straum. Når straumen og overflatebølgjene har same fart, seier ein at straumen har kritisk fart. Froude talet F uttrykker forholdet mellom kinetisk energi (farten til vinden) og potensiell energi (stabilitet og fjellhøgda).

  • F=1 tilsvarar kritisk strøymande vatn. I dette tilfellet eller visst talet er litt større enn 1, er sjansen stor for å få fjellbølgjer.
  • F<1 tilsvarar roleg eller subkritisk straum. Då er straumen for svak til å komme over hindringar, og sirkulasjonen er blokkert.
  • F>1 tilsvarar rask eller overkritisk straum. Når talet er ein del større enn 1 strøymer lufta over hindringa utan at det blir danna større svingingar.

Modellforsøk at har vist at problemet med denne forklaringa er at roleg og sterk straum over hindringar oppfører seg annleis analogt til fønvinden. Når vatn strøymer over ei hindring er det i hovudsak to krefter som verker på den: Gravitasjonskrafta og tregleikskrafta. Vi kan no sjå på to regime:

  1. Ved overkritisk straum er det tregleikskreftene som dominerer. Kinetisk energi blir omforma til potensiell energi ved toppen av hindringa. Det betyr at straumen går tregare over toppen. På veg ned andre sida får straumen tilført kinetisk energi igjen og får høgare fart.
  2. Ved subkritisk straum dominerer tyngdekrafta. Då går straumen raskare over toppen. Dette kjem av at tjukkleiken på vassjiktet blir mindre og potensiell energi blir omgjort til kinetisk energi. Etter hindringa blir den kinetiske energien omgjort til potensiell energi igjen, og straumen går tregare.

Visst straumen akselererer kraftig nok, og visst reduksjonen i tjukkleiken på vassjiktet er stort nok (som kan skje ved store hindringar), kan det oppstå ein overgang frå subkritisk straum til overkritisk straum. Når straumen på lesida då har blitt overkritisk akselererer den, og sidan potensiell energi blir omgjort til kinetisk energi heile vegen over hindringa kan dette produsere kraftig fallvind på lesida. Væska tilpassar seg omgivnadane ved å gjere eit hydraulisk hopp, og går med det over til å bli subkritisk igjen. Her kan vi sjå ein analogi til gassdynamikken: Der kan ein straum med underlydsfart også bli omforma til straum med overlydsfart, og går tilbake igjen til sin opphavlege tilstand ved hjelp av ei Riemann sjokkbølgje. Når vatn strøymer over ei hindring mister den varme produsert av turbulensen som oppstår, medan gass som strøymer over ei hindringar bevarer denne varmen som indre energi. Altså er ikkje ein luftstraum likevel heilt analogt til ein straum av vatn. Så med ein fønvind der luftstraumen har overkritisk fart vil det oppstå ein roterande turbulens i den oppoverretta straumen nær overflata på lesida av fjellet. Dette kan ein av og til sjå igjen som rotorskyer.

Ståande bølgjer[endre | endre wikiteksten]

Dei små atmosfæriske bølgjeforstyrringane som kjem av orografiske hindringar liknar på graviatasjonsbølgjene vi ser på hav og vatn over heile Jorda. I sjøen ligg vatnet i ro medan det er bølgjene som forflyttar seg. Med fjellbølgjer er det heilt motsett, og mens bølgja meir eller mindre stasjonær, strøymer lufta igjennom bølgja. Fjellbølgjer kan oppstå overalt der ein kraftig luftstraum i ein stabil atmosfære møter ein topografisk barriere.

Dynamikk i dalføre[endre | endre wikiteksten]

Ein viktig del av fønvindteorien er dynamikken i dalføre. Grunntanken går ut på at ein straum som står ortogonalt på ei fjellkjede i første omgang representerer eit todimensjonalt problem, men visst ein i tillegg har dalføre eller tronge pass i fjellkjeda blir problemet verre. Dette gjeld særleg visst Froudetalet til lufta ved eit fjell er lågt, og lufta passerer igjennom raviner, dalar eller pass istadenfor å passere over fjellet. Ideen bak dette blei utvikla fordi mange område med fjelldalar og pass har problem med kraftig vind. Døme på slike dalar er «The Stamped Gap» i Kaskadefjella i Washington (Cascade windstorm), dei tørre dalane i Himalaya, Wippdalen i Brennerpasset mellom Inn og Etsch (Føn), Vratnikpasset over Senj i Velebit eller Kotorbukta i Montenegro (Bora).

I dag har ein følgjande bilete på prosessane som skapar fønvind. I utgangspunktet er det ein tilnærma horisontal temperaturinversjon i fjellandskapet og omgivnadane rundt, der det i ein dal og kanskje like framfor dalen er eit kaldt luftlag. Eit nærliggande lågtrykk byrjar å suge luft gjennom ein kanal mellom overflata av kaldlufta og inversjonslaget som ligg over fjellet. Farten til denne straumen aukar stadig. Visst sugeverknaden til lågtrykket er kraftig nok, vil luftstraumen nærmast fjellet først bli kritisk. Luftstraumen kan også fort bli kritisk i eit pass fordi luftstraumen blir kraftigare når den strøymer gjennom passet. På lesida av dette strekket vert inversjonen dradd nedover, og nærmar seg også grunnstraumen eit stykke bortanfor, medan straumen under inversjonen vert overkritisk. Fønvinden startar i passet og held fram ned dalen nedanfor, der den også drar med seg kaldlufta som ligg langs botn av dalen. Mens dette skjer kan lufta på begge sider av denne kraftige luftstraumen strøyme uhindra over fjellet sidan den ikkje har oppnådd den kritiske farten enno. Lågtrykket vil derimot byrje å dra til seg meir og meir luft slik at den omliggande straumen etter kvart også aukar i styrke. Gradvis vil straumen langsetter fjellet ha nådd det kritiske nivået, og fønvinden vil då gradvis ha breidd seg til heile fjellet.

Forskjellige mistydingar i samband med temperaturauke som følgje av sørfønen treng ei nærmare forklaring. I prinsippet er den adiabatiske oppvarminga avhengig av at atmosfæren mellom dalbotn og toppen av fjellryggen er stabilt lagdelt (stratifisert). Særleg på varme sommardagar med eit djupt og godt blanda grenselag og superadiabatiske gradientar nær overflata, kan fønvinden faktisk vere kaldare enn lufta den erstattar. Dermed blir den grunnleggande oppvarminga og opptørkinga av lufta på lesida av fjellet som følgje av fønvinden forveksla med det faktum at fønlufta i utgangspunktet er varmare og tørrare enn dei luftmassane som blir bytta ut. Statistikk frå Innsbruck viser ein klar trend med høgare temperaturmaksimum i episodar om sommaren med sørleg føn. På sørsida av Alpane er effekten av den nordlege fønvinden større enn kaldluftsdveksjonen. I Tirolområdet i austlege delar av Alpane gir luftstraumen i situasjonar med sørleg fønvind alltid ein auke i temperaturmaksimumet.

Orografisk nedbør[endre | endre wikiteksten]

Statistikk frå Fliri (1984) viser at ein ikkje nødvendigvis får nedbør i fønvindsituasjonar. Ved sørleg fønvind er det 70 % sannsyn for nedbør i dei austlege områda av Alpane, 80 % sannsyn i vestlege område med eit maksimum på 90 % i Tessin, der nedbøren også er meir intens. Den termodynamiske effekten av stigande luft frå Poslettene kan bli påverka av lokale effektar. For delar av Vestalpane kan den fuktigadiabatiske komponenten spele ei rolle. I samband med ALPEX-programmet fann ein kaldluftssøkk på sørsida av Alpane. Med denne oppdaginga blei den ikkje heilt nye teorien til Hann (1866) generelt akseptert i staden for teorien til Ficker & De Rudder (1943). Her blir dei kaldare luftlaga i botn av søkket fanga, og vil dermed ikkje strøyme over fjellet til den andre sida.

Verknad på menneske[endre | endre wikiteksten]

I fønvindsituasjonar kan ei få auka tal på hjarte- og karsjukdom, i tillegg til andre plager. Desse plagene vert kalla «fønsjukdom».

Sjå også[endre | endre wikiteksten]

Litteratur[endre | endre wikiteksten]

  • Arakawa, S. (1976): Numerical Experiments on the Local Strong Winds : Bora and Föhn. - In: Yoshino, M. M. (edt.): Local wind Bora. - University of Tokio press, 155- 165, Tokio.
  • American Meteorological Society (1959): Glossary of Meteorology. - Boston. (Online Version: http://amsglossary.allenpress.com/glossary/)
  • Eckermann, Preusse (1999): Global Measurements of Stratospheric Mountain Waves from Space. - In: Science 286: 1534-1537
  • Ficker, H., De Rudder, B. (1943): Föhn und Föhnwirkungen – Der gegenwärtige Stand der Frage. - Akad. Verlagsg. Becker & Erler, Leipzig.
  • Fliri, F. (1983): Die Niederschlagsverteilung in den Alpen an Tagen mit starkem Südföhn in Innsbruck und in Altdorf. - In : Wetter und Leben 35, 154 – 162.
  • Frey, K. (1984): Der „Jahrhundertföhn“ vom 8. November 1982. Eine synoptische Betrachtung. - In: Meteorologische Rundschau 37, 209 – 220.
  • Hann, J. (1866): Zur Frage über den Ursprung des Föhn. - Zeit. Öster. Ges. Met. 1 (1), 257-263, Wien.
  • Hann, J. (1867): Der Föhn in den österreichischen Alpen. - Zeit. Öster. Ges. Met. 2 (19), 433-445, Wien.
  • Kuhn, M. (hrsg., 1989): Föhnstudien. - Wiss. Buchges., Darmstadt.
  • Schweizer, H. (1953): Versuch einer Erklärung des Föhns als Luftströmung mit überkritischer Geschwindigkeit. - Archiv Met. Geo. Biokl., Ser. A5, 350-371.
  • Seibert P. (1990): South Foehn Studies Since the ALPEX Experiment - Meteorol. Atmos. Phys. 43, 91-103.
  • Steinacker, R. (2005) Unstationary Aspects of Foehn in a large Valley; ICAM-MAP Meeting, Zadar; (http://meteo.hr/ICAM2005/pdf/sesion-05/S5.1_Steinacker_unstat_aspects_fohn.pdf)
  • Tamiya, H. (1976): Bora in einer großräumigen Betrachtung und ihr Zusammenhang mit Oroshi. - In: Yoshino, M. M. (edt.): Local wind Bora. - University of Tokio press, 83- 92, Tokio.
  • Tartaglione, N., Ruti, P. P. (2000): Mesoscale Idealized Gap Flows. - MAP Newsletter no. 9. (http://www.map.ethz.ch/N19/tartaglione.htm)
  • Vergeiner, J. (2004): South foehn studies and a new foehn classification scheme in the Wipp and Inn valley. - Dissertation. University of Innsbruck, 111 pp.
  • World Meteorological Organization (1992): International meteorological vocabulary.
  • Yoabuki, K. Suzuki, S.: Water Channel Experiment on Mountain Wave: Some Aspects of Airflow over a Mountain Range. - In: Yoshino, M. M. (edt.) 1976: Local wind Bora. - University of Tokio press, 181- 190, Tokio.
  • Yoshino, M. M. (edt., 1976): Local wind Bora. - University of Tokio press, Tokio.

Fotnotar[endre | endre wikiteksten]

  1. The föhn is a fall wind on the leeward side of a mountain range. When it blows the air temperature on the leeward slope becomes higher than before. On the other hand, the bora is also a fall wind on the leeward side of a mountain range, but when it begins, the air temperature on the leeward slope becomes lower than before.

Bakgrunnsstoff[endre | endre wikiteksten]

Commons-logo.svg Commons har multimedia som gjeld: Fønvind