Nebel

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Allgemein:

Simpel betrachtet ist jede Nebelerscheinung eine Wolke mit Bodenkontakt, in der die Sichtweite weniger als einen Kilometer beträgt. Dabei entsteht die geringe Sichtweite innerhalb des Nebels durch fein verteilte Wassertröpchen, die langwellige Strahlung reflektieren und so dem Beobachter einen trüben Eindruck des Gesamtbildes vermitteln. Bei einer Sichtweite unter 200m spricht man von starkem Nebel, zwischen 200m und 500m von mäßigen und von 500m bis 1000m von leichtem Nebel. Beträgt die Sichtweite zwischen einem und acht Kilometer, spricht man von Dunst.
Liegt außerdem die Nebelschicht mit ihrer Oberseite unter den Augen des Beobachters (2m) , spricht man von Bodennebel. Als Hochnebel bezeichnet man allgemein eine Stratusbewölkung mit einer Untergrenze von <600m.



Entstehung:

Zur Nebelbildung kommt es, sobald Kondensation an der Luftmasse eintritt . Dies kann durch erzwungene Hebung an der Grundschicht, durch Abkühlung der
Luftpakete durch äußere Einflüsse oder durch Feuchtezufuhr aus Verdunstungsprozessen
bzw. Sublimationsprozessen geschehen. Einen weiteren, maßgeblichen Anteil bei der Nebelbildung besitzen Kondensationskeime. Bei einer hohen Anzahl von Kondensationskeimen (z.B. Staubpartikel) vollzieht sich der Phasenübergang vom gasförmigen Aggregatzustand in den flüssigen Aggregatszustand wesentlich leichter. Kondensationskeime haben des Weiteren einen Einfluss auf die Nebeldichte. Je höher die Menge der Kondensationskeime, desto dichter neigt der Nebel zu werden (vgl. Smog).



Entstehungsformen:



http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/b/be/Bodennebel.jpg/800px-Bodennebel.jpg

Bodennebel (http://de.wikipedia.org/w/index.php?title=Datei:Bodennebel.jpg&filetimestamp=20080831184810)

 

Die wohl häufigste Art der Nebelerscheinung ist Strahlungsnebel. Strahlungsnebel entsteht -wie der Name schon verrät- durch Ausstrahlung von Oberflächen.
Näher betrachtet kommt es in der Nacht zur Wärmeabgabe der Erdoberfläche an die bodennahen Luftschichten, so kühlt sich der Erdboden ab.
Bei starker Bewölkung oder einer Dunstschicht wird ein Teil der abgegebenen Strahlung des Erdbodens wieder reflektiert, diesen Effekt bezeichnet man auch als atmosphärischer Gegenstrahlung. Die effektive Ausstrahlung ist also die Differenz zwischen der Ausstrahlung der Erdoberfläche und der atmosphärischen Gegenstrahlung.
Eine relativ hohe Ausstrahlung wird oftmals unter Hochdruckgebieten erreicht, da Absinkprozesse oftmals für wolkenlose Nächte bzw. kaum Gegenstrahlung sorgen.
Werden nun die bodennahen Luftmassen durch Ausstrahlung stark abgekühlt, so kühlt der Erdboden die darauf liegende Luftschicht ab. Mit abnehmender Temperatur der Luftmasse steigt die relative Feuchtigkeit der Luftmasse an, bei Abkühlung der Temperatur bis unter den Taupunkt (Übersättigung) kommt es zur Kondensation des Wasserdampfes und es bilden sich kleine Wassertröpchen. In den meisten Fällen bildet sich so in der Nacht bzw. den frühen Morgenstunden eine Nebelschicht mit geringer vertikaler Ausdehnung aus und löst sich im laufe des Vormittags wieder auf.


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Seenebel (http://umiaq.de/groenland10.htm)

 

Eine weitere Ursache für Nebelbildung kann die Advektion von Luftmassen sein, diese Art wird als Advektionsnebel klassifiziert. Dabei wird eine feuchte und zugleich warme Luftmasse über ein Gebiet mit kühlerer Oberfläche geführt. Beispiele für kühle Oberflächen können kühlere Luftmassen, eine Schneedecke oder eine kalte Meeresströmung bzw. ein ausgekühltes Binnengewässer sein. Sobald die feuchtwarme Luftmasse über eine dieser ausgekühlenden Oberflächen advehiert wird, kühlt sie sich bis zur Kondensation des Wasserdampfes ab.
Diese Nebelform ist häufig ein zäher Geselle, die vertikale Ausdehnung kann bis zu einem Kilometer betragen, so dass die Nebellage teilweise über Wochen anhalten kann.


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Orographischer Nebel (http://de.wikipedia.org/wiki/Nebel)

 

Orographischer Nebel (auch Bergnebel genannt) entsteht, wenn maritime Luft an Berghängen aufsteigt. Begünstigt wird dieses Verhalten durch morgendliche Einstrahlung auf dunklere Regionen (z.B. Wald) mit resultierender Hangthermik und damit adiabatisches Aufsteigen der Luftpakete. Hier entsteht der Nebel, sobald das Kondensationsniveau unterhalb der Bergspitze erreicht wird. Stabile orographische Nebel treten dann auf, wenn ein stabiles Windsystem gleichbleibend feuchte Luft an einem Berghang heranführt und so durch erzwungenes Aufsteigen der Luftmassen (orographische Hebung) Kondensation einsetzt.


http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/d/d8/Fogyellowstone.jpg/800px-Fogyellowstone.jpg

Dampfnebel (http://de.wikipedia.org/wiki/Nebel)

 

Neben den bereits genannten Nebelarten gibt es noch weitere wichtige Arten wie zum Beispiel den Verdunstungsnebel. Im Unterschied zu den vorherigen Nebelformen wird der Verdunstungsnebel nicht durch eine Reduktion der Lufttemperatur erzeugt, sondern durch eine Erhöhung der relativen Luftfeuchtigkeit. Eine Erhöhung der relativen Luftfeuchtigkeit kann beispielsweise durch eine warme Wasseroberfläche erzeugt werden (Dampfnebel) oder durch langsames Sublimieren der Eiskristalle einer Schneedecke. Ebenso kann dieser Vorgang durch Verdunstungseffekte an einer wetteraktiven Warm bzw. Kaltfront erzeugt werden (Frontnebel). So kann im Vorfeld einer Warmfront warmer Regen in kühlere Schichten fallen und verdunsten (Präfrontaler Nebel) oder es können wärmere Regentropfen hinter einer Kaltfront in kühlere Luftschichten fallen (Postfrontaler Nebel). Beides geht mit einer Erhöhung der relativen Luftfeuchtigkeit der Luftmasse bis zur Kondensation einher.

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Mischungsnebel (http://www.wzforum.de/forum2/read.php?8,2276413)

 

Die letzte hier aufgelistete Nebelart ist der Mischungsnebel.
In der Theorie kann man durch Mischen zweier ungesättigter Luftmassen eine teils gesättigte Luftmasse erzeugen. Denn durch Mischen der beiden Luftmassen gleichen sich deren Temperaturen an, die vorher wärmere Luftmasse erhöht -durch die erzwungene Abkühlung- ihre relative Luftfeuchte und sorgt optimaler weise für eine Unterschreitung des Taupunktes, womit Kondensation einsetzt.
In der Praxis wird ein solcher Prozess selten erreicht, dennoch beispielsweise über warmen Gewässern. Dabei muss das Gewässer eine höhere Wassertemperatur als die umgebende Lufttemperatur besitzen. Trifft dies zu, erwärmt sich die Luftschicht über der Wasseroberfläche, so dass die relative Luftfeuchtigkeit sinkt.
Mit zunehmender Dauer dieser Prozesse verdunstet allerdings wieder Wasser aus dem Gewässer, womit sich die relative Luftfeuchtigkeit wieder langsam ihren ursprünglichem Wert nähert (aber wärmer ist).
Durch diesen Vorgang labilisiert sich die bodennahe Schichtung ein wenig, so dass langsam Luftpakete aufsteigen und sich mit der umgebenden kühleren Luftmasse mischen.
Durch das Mischen der beiden Luftschichten steigt idealerweise die Feuchtigkeit an (vgl. Theorie) und es kommt zu turbulenten Kondensationsschüben (z.B. Seerauchen).
Großflächiger zeigt sich dieses Phänomen vor der Küste Skandinaviens oder beispielsweise in den Sommermonaten nach einem Regenschauer bei hoher Sonneneinstrahlung.



Nebel muss nicht nur in kondensierter Form vorliegen, sondern kann auch sublimiert auftreten. Diese Sonderform stellt beispielsweise der sogenannte Eisnebel. Bei besonders kalten Nächten in Verbindung mit einer maritimen Luftmasse sublimiert der Wasserdampf direkt zu Eiskristallen, so dass sich Eisnebel ausbilden kann. In den Wintermonaten ist ein solches Phänomen oft anhand bizarrer Halo-Erscheinungen zu identifizieren.




Nebelverstärkung bzw. Auflösung


Hat sich erst einmal Nebel ausgebildet, reflektiert die Nebelschicht die Sonnenstrahlung Großteils wieder (Albedo 0,9).
So sieht man, dass Nebel selbsterhaltend wirkt, die hohe Reflexion sorgt für ein verzögertes Ansteigen der Temperaturen.

Daher müssen einige entscheidende Faktoren zusammen kommen, um Nebel aufzulösen.
Beispielsweise kann sich der Nebel durch zunehmende Luftdruckgegensätze auflösen, nämlich wenn zunehmender Wind den Nebel über wärmere Oberflächen advehiert.
Ähnliches wird durch direkte Sonneneinstrahlung erreicht, so dass die Dichte der Nebelschicht langsam abnimmt, bis die Sonne in der Lage ist den Erdboden direkt zu erwärmen.
Ebenso wirkt orographisches Absinken Nebelauflösend, wenn vertikale Strömungen die Luftmassen adiabatisch erwärmen (z.B. Föhn, Lee).
Ein weiterer Faktor ist teilweise die Labilisierung der Nebelschicht bei oberseitiger Ausstrahlung. Am Abend kühlt sich die Oberseite der Nebelschicht aufgrund der höheren Ausstrahlung schneller ab, als die darunter befindlichen Schichten, so dass es mit einem zunehmenden Temperaturgradient zu einer Labilisierung der Schichtung kommt.
Einzelne Luftpakete werden nach oben heraus beschleunigt und mischen trockenere Umgebungsluft in die Wolke mit ein, so dass es zu einer Austrocknung der Nebelschicht kommt.



Prognose anhand frei verfügbarer Modellkarten:


Um potenzielle Nebelbildung prognostizieren zu können, kann man sich diverser Karten bedienen.

Nebelbegünstigend wirken:

- Niedriger Druckgradient
Hinweise liefern folgende Karten:
>500hPa,Bodendruck ( große Differenz zwischen den Isobaren auf einer Bodendruckkarte)
>10m Windkarte


- Leichte Absinkprozesse, damit wenig Gegenstrahlung
Hinweise liefern folgende Karten:
>700 hPa Vertikalbewegung ( positive Werte )
>300/500hPa Vorticityadvektion (Wert 300hPa < 500hPa)
>Niederschlagskarten (Niederschlag ist Hinweis auf Bewölkung)
>850 hPa Aeq.Pot.T + Bodendruck (eine Warmfront ist meist ein Hinweis auf Bewölkung)
>500hPa- Schichtadvektion


-Maritime Luftmasse
Hinweise liefern folgende Karten:
>850 hPa Aeq.Pot.T + Bodendruck mit 850hPa Geopot. und Temp °C
>900/800/700 hPa relative Feuchte


-Niedriger Sonnenstand
>Beachte die Jahreszeit bzw. den Monat

-Schneedecke (bei positiv temperierten Luftmassen)
>Wetteronline - Schneehöhe


An Küstengebieten sollte man zusätzlich die bodennahe Windrichtung betrachten und dazu die vorliegende Luftmasse über dem Meer analysieren, eventuell Land- Seewind Systeme berücksichtigen.
Zusätzlich gebe es noch weitere Möglichkeiten, eine potenzielle Lage zu analysieren.



 


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