am Horizont über den Lechtaler Alpen
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In diesem Artikel möchte ich die typisch auftretenden Erscheinungsformen von Nebel, deren individuelle Entstehung und Auflösung näher betrachten. Hintergrund für mein verstärktes Interesse ist die Beobachtung und Analyse von Strahlungsnebel am 18.Februar in Verbindung mit dem vorföhnigen Westwind. Um die phänomenologischen Prozesse des damalig auftretenden Nebels besser zu begreifen, ist ein tieferer Blick in die Materie notwendig, den ich im Folgenden nun darlegen möchte:
Bei Nebel handelt es sich allgemein um eine Wolke in Bodennähe mit Sichttrübung durch die Kondensation oder Sublimation des Wasserdampfs in den unteren Höhenschichten. Ab unter einem Kilometer Sichtweite spricht man von Nebel, bei ein bis zwei Kilometer von feuchtem Dunst. In Absenz von Feuchtigkeit und Sichttrübung durch Staubteilchen, insbesondere bei sehr trockenen und warmen Luftmassen sowie in Industriegebieten, spricht man von trockenem Dunst.
Wenn die relative Luftfeuchtigkeit 100% erreicht oder leicht übersteigt ("übersättigte Luft"), bildet sich Nebel. Bei leichtem nässenden Nebel liegt der durchschnittliche Tropfenradius bei fünf bis zehn Mikrometer, in dichtem nässenden Nebel bei zehn bis zwanzig Mikrometer. Im nässenden Nebel sind die größten Nebeltropfen so groß wie Tautropfen (fünfzig Mikrometer). Aufgrund der Tropfengröße ändert sich das gestreute Licht auch nach der Streuung nicht. Daher erscheint Nebel weiß, ausgenommen in Industriegebieten (durch Staub- und Ruß gelblich) oder in Ballungsgebieten mit Neonreklame und Straßenbeleuchtung (mitunter orange, dunkelgelb - praktisch bei der Abschätzung der Untergrenze von tiefen Wolken).
Im Fall von Dauerfrost bilden sich statt Nebeltropfen vermehrt Eiskristalle. Da die Anzahl der Eiskristalle bei Eisnebel meist geringer ist als die der Nebeltropfen bei Nebel., ist die Sicht bei Eisnebel in der Regel größer.Infolge des reflektivierten Lichts im gesamten sichtbaren Spektralbereich treten bei Eisnebel oft Haloerscheinungen auf.
Die Sichtweite kann trotz Nebel einige Kilometer betragen,wenn sich die Obergrenze des Nebels unter der Augenhöhe des Beobachters befindet. Man spricht dann von tiefem Nebel.
Bei einer gewöhnlichen Nebeldecke, dessen Untergrenze am Erdboden anliegt und dessen vertikale Ausdehnung hunderte Meter reichen kann, kühlt sich die Oberseite durch die reflektierte langwellige Strahlung in der Nacht stärker aus als die Nebelschicht selbst. Dadurch wird eine bestehende Höheninversion verstärkt bzw. aufrechterhalten. Gleichzeitig wird die Oberseite aber auch labilisiert, da innerhalb weniger Dekameter ein vertikaler Temperaturgradient entsteht. Dies führt zu konvektiven Umlagerungen, die sich durch Auswölbungen ähnlich eines Stratocumulus bemerkbar machen, weshalb eine Nebeldecke von oben betrachtet keineswegs so laminar wie von unten aussieht.
Konvektion kann aber auch durch fließenden Nebel mit hügeligem Relief oder Stadtwärme verursacht werden, wodurch der sich hebende Nebel nässt , grieselt oder bei verstärkt vorhandenen Kondensationskeimen (Industrieschornsteine) als Schnee ausfällt. Als Paradebeispiel für den fließenden Nebel kann durchaus der 18. Februar 2006 genannt werden, wenngleich es einen Spezialfall darstellt.
Bei Nebel mit ungefähr gleich großen Nebeltropfen wird dieser als kolloid-stabil bezeichnet. Sie fallen mit gleicher Geschwindigkeit , wodurch die Koalesenz (lat. coalescere = zusammenwachsen) der Tropfen verhindert wird.
Bei großen Tropfen ist der Sättigungsdampfdruck, also derjenige Luftdruck, der beim Gleichgewicht aus austretenden und eintretenden Wassermolekülen über einem Wasservolumen herrscht, geringer als bei kleinen Tropfen. Dies hängt mit der stärkeren Krümmung kleiner Tropfen zusammen, welche dadurch eine geringere Oberflächenspannung besitzen. Die Moleküle gehen leichter vom flüssigen in die gasförmige Phase über ,wodurch der Dampfdruck über der Wasseroberfläche wächst.Daher wachsen in einem Nebel mit unterschiedlicher Tropfengröße die großen Tropfen auf Kosten der kleineren, was sich in einer größeren Fallgeschwindigkeit der Tropfen wortwörtlich "niederschlägt". Der kolloid-labil genannte Zustand ist folglich nur von kurzer Dauer. Durch den ausfallenden Nieselregen oder Schneegriesel nimmt der Wassergehalt im Nebel ab , wodurch sich dieser auflöst. Auch aufkommender Wind und Sonneneinstrahlung sind in der Regel für die Nebelauflösung verantwortlich.
Eine wichtige Rolle spielt die Präsenz einer Schneedecke bei positiven Temperaturen. Dabei wirkt der Schnee abkühlend auf die umgebende Luft, kann jedoch selbst nie über 0°C steigen, da die absorbierte Wärme vollständig für den Schmelzvorgang verbraucht wird.
Nebel entsteht entweder durch nächtliche Ausstrahlung, Advektion warmer Luft über eine kalte Oberfläche, orographisch erzwungene Abkühlung bei aufsteigenden Luftmassen, vertikaler Turbulenz oder Verdunstung von Regentropfen.
Nebel löst sich auf, wenn er über eine wärmere Unterlage strömt, es zur Erwärmung des Nebels und der Bodenschichten durch Einstrahlung kommt, orographisches Absinken die Luft trockenadiabatisch erwärmt oder Niederschlag ausfällt. Bei Schneefall sublimiert der Wasserdampf an den Eiskristallen, bei Regen werden die kleineren Nebeltropfen durch die höhere Fallgeschwindigkeit der Regentropfen ausgefällt. Allgemein wirkt kalter Regen, eine kalte Unterlage oder eine Schneeoberfläche bei negativen Temperaturen nebelauflösend. Häufig aber lichtet oder hebt sich der Nebel schlicht, wenn turbulente Durchmischung durch Wind einsetzt.
Wenn die untersten Luftfeuchten in der Nacht, bedingt durch zuvor gefallenen Niederschlag, Tauwetter oder eine Wasserdampfquelle (Moore, Sümpfe, Seen, Meer) sehr feucht sind, dann kann es bei klarem Himmel durch die Ausstrahlung bis auf den Taupunkt abkühlen. Der Taupunkt ist diejenige Temperatur, bei der Wasserdampfsättigung oder Kondensation eintritt (relative Luftfeuchtigkeit = 100%). Dann bildet sich Strahlungsnebel. Mulden, Senken und Täler , die windgeschützt sind , sind besonders für die Entstehung von Kaltluftseen begünstigt, wodurch sich bevorzugt Nebel geringer Mächtigkeit bildet, der sich über Nacht bei Windstille weiter ausdehnt.
Es gibt zwei Unterarten von Strahlungsnebel : Bodennebel und Hochnebel
Bodennebel bildet sich vor allem in den Sommermonaten nach Gewitterregen und kann örtlich stark begrenzt auftreten. Bei Autofahrern sind diese plötzlich auftauchenden "Nebelwände" mit Sichtweiten bis unter fünfzig Meter gefürchtet, aber auch im Flugverkehr sind die Landeanflüge im dichten Nebel möglichst zu umgehen.Je nach Ausprägung der Inversionen und Feuchteangebot beschränkt sich Bodennebel auf wenige Meter oder ist mehrere hundert dick.
Hochnebel wird als Stratusbewölkung mit einer Untergrenze von < 600m definiert und entsteht aus einer Mischung von Feuchtezufuhr (verdunstender Niederschlag) und Ausstrahlung, daher auch Mischungsnebel genannt. Er bildet sich an der Untergrenze einer Höheninversion ,z.B. einer Absinkinversion in einem Hochdruckgebiet und kann bereits als Dunstschicht vorhanden sein. Hochnebel entsteht entweder an Ort und Stelle durch zuvor gefallenen Niederschlag oder wird advehiert wobei die Advektion z.B. in den Alpentälern mit Taleinwind effektiver ist als im Flachland. Wenn sich an den Luftmasseneigenschaften auch am Folgetag nichts ändert, kann erneut von Hochnebel ausgegangen werden, der dann rein strahlungsbedingt entsteht.
Im Flachland tritt Hochnebel außerdem meist als abgehobener Bodennebel auf, dessen Untergrenze mit zunehmender Sonneneinstrahlung und aufkommendem Wind steigt. In Gebirgstälern ist dies der Hangnebel.
Der Begriff Advektionsnebel bezeichnet feuchtwarme Luft , die über kältere Luft strömt, also durch Luftmassenadvektion entsteht. Irreführenderweise wird auch advehierter Nebel als Advektionsnebel benannt, die Entstehung ist jedoch nicht dieselbe.
Advektionsnebel erreicht meist eine Mächtigkeit von dreihundert bis fünfhundert Metern , in seltenen Fällen auch bis zu einem Kilometer und tritt vorwiegend im Winterhalbjahr auf, wenn die Ausbildung einer bodennahen Kaltluftschicht durch Advektion und Ausstrahlung besonders effektiv ist. Da es sich um eine advehierte feuchte Warmluftmasse handelt,spricht man auch von Warmluftnebel. Ein lehrbuchhaftes Beispiel hierfür wurde von Georg Pistotnik (IMG Vienna) am 20. Februar 2006 bei einem Lokalphänomen namens vortex vindobonensis dokumentiert.
In den Sommermonaten bildet sich Advektionsnebel bevorzugt an größeren Binnengewässern sowie am Meer, wenn sich dieses im Vergleich zum Festland langsamer erwärmt und mit wärmerer Luft überstrichen wird. Auch Meeresströmungen unterschiedlicher Temperatur erzeugen Advektionsnebel, z.B. bei Neufundland, wo der kühle Labradorstrom von Norden und der warme Golfstrom von Süden konvergieren. Ebenso kaltes Tiefenwasser, welches zur Oberfläche aufsteigt, z.B. der Nebel im Polarmeer, die Ishavsskodde. Meernebel kann auch das Binnenland erreichen, wenn die Nebelschwaden durch den Seewind landeinwärts getrieben werden. Mit nachlassendem Feuchteangebot löst sich dieser jedoch auf bzw. geht durch Erwärmung und Turbulenz in Stratusbewölkung über.
Im Fall einer stabiler Schichtung kann sich orographischer Nebel ausbilden, andernfalls Konvektion. Man unterscheidet hierbei Talnebel, welcher als Nebel mit einer Obergrenze unterhalb des Kammniveaus definiert ist, und Hangnebel.
Talnebel ist streng genommen nur eine Sonderform des Strahlungsnebels, der sich auf ein Gebirgstal beschränkt und demzufolge in seiner horizontalen Ausdehnung von den Talwänden begrenzt wird. Gegenüber dem Flachland sind Täler für Nebel anfälliger, da die Auskühlung nachts durch das geringere Luftvolumen effektiver ist. Inneralpine Gebirgstäler sind zudem vom synoptischen Wettergeschehen weitgehend abgekoppelt, sodass sich die Luftmasseneigenschaften langsamer als auf dem Flachland ändern. Kaltluftseen und Feuchtefelder bleiben somit über längere Zeit erhalten, wodurch immer wieder Nebel reproduziert werden kann.
Hangnebel entsteht, wenn Hangaufwind zur adiabatischen Abkühlung mit zunehmender Höhe führt und Kondensation einsetzt. Vor allem in den Morgenstunden wird Hangnebel durch das Talwindsystem begünstigt, wenn im Tal kompensatorisches Absinken einsetzt und durch Einstrahlung die (meist bewaldeten und daher dunkleren) Hänge stärker erwärmt werden (Hangthermik). Häufig kann man Hangnebel nach Frontdurchgängen oder aufsteigenden Talnebel beobachten. Er kann mehrere Kilometer an horizontaler Erstreckung aufweisen, ist aber meist nur wenige Dekameter dick. Besonders in der Nacht dehnt sich der Hangnebel häufig durch die Ausstrahlung im gesamten Tal aus. Hangnebel kurz vor Sonnenuntergang ist daher bei sich nicht ändernder Wetterlage ein sicheres Zeichen für bedeckten Nachthimmel.
Eine Mischung aus Advektionsnebel und orographischen Nebel tritt im Inntal auf, wenn Hochnebel im Alpenvorland durch dort steigenden Luftdruck taleinwärts geschoben wird. Da mit dem Taleinwärtsziehen auch eine Höhenzunahme verbunden ist, kommt es zu langsamen, aber kontinuierlichen Abkühlungsvorgängen, die die Nebelbildung verstärken. Daher kann die Nebelauflösung nur durch Luftmassenaustausch, d.h. der Advektion trockenerer Luftmassen erfolgen, ggf. auch durch eine weit herabsinkende Absinkinversion unter tagelang, kräftigem Hochdruckeinfluss.
Frontnebel ,auch Niederschlagsnebel genannt, wird in präfrontalen und postfrontalen Nebel unterteilt. Die Nebelart ist vorwiegend im Winterhalbjahr zu finden.
Präfrontaler Nebel tritt im Vorfeld von Warmfronten auf, bei denen warmer Regen in eine Kaltluftschicht fällt und verdunstet. Die Feuchteproduktion erzeugt Nebel, der mit der Front wandert und daher relativ leicht vorhersagbar ist.
Postfrontaler Nebel wird durch wärmere Regentropfen, die in die abgekühlte Luftschicht hinter einer Kaltfront fallen, induziert.
Dampfnebel wird in zwei Klassen unterteilt:
See- und Flussrauchen tritt vorwiegend am frühen Morgen auf und kann besonders bei ersterem die seltenen Nebelteufel entwickeln, wenn zusätzlich zur Labilisierung über der Wasseroberfläche eine Konvergenzzone vorhanden ist. Die großen Brüder, die Wasserhosen, entstehen auf ähnliche Weise, sind jedoch mit Feuchtkonvektion verbunden.
Wald- und Straßenrauchen sind ein typisches Phänomen nach einem Sommerregen oder starkem Gewitterniederschlag, wenn die Verdunstungskälte bodennah den Taupunkt erreichen lässt und im Anschluss wieder die Sonne einstrahlt.
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