Wolken

Eine Wolke ist meist eine Ansammlung von Wassertröpfchen, die in einigem
Abstand zur Erdoberfläche in der Atmosphäre
schweben. Wie bei bodennahem Nebel oder Dunst,
handelt es sich um die sichtbaren
Kondensationsprodukte des Wasserdampfs, der leichter
ist als Luft (62,5 % des Luftgewichtes) und daher
nach oben steigt, aber zu Wassertröpfchen
kondensiert, sobald er eine entsprechend kalte
Luftschicht erreicht. Bei höheren Wolken oder bei
niedrigen Temperaturen können Wolken teilweise oder
vollständig aus Eiskristallen bestehen, wobei sie
dann in der Regel Resublimationsprodukte darstellen.Anzutreffen sind Wolken
hauptsächlich in der Troposphäre, zum Teil auch in
der Stratosphäre. In ihrer Entstehung und somit auch
ihren Eigenschaften sind sie unterschiedlich. Sie
stellen leicht beobachtbare Merkmale der Wetterlage
dar. Durch die richtige Deutung von Form, Aussehen
und Höhe sowie die zeitliche Veränderung der
Merkmale lassen sich Aussagen zur lokalen
Wetterentwicklung treffen. Um Beobachtungen
übertragen zu können, werden Wolken klassifiziert.
In der Praxis ist vor allem die Einteilung in
Wolkengattungen und Wolkenarten von Bedeutung. In
den meisten Gebieten treten bestimmte Wolkenarten
gehäuft auf, besonders bei gleichartigen
Wetterlagen. Dennoch können nahezu an allen Stellen
der Erde sämtliche Wolkenformen vorkommen. Die
Klassifikation der Wolken regelt die
Weltorganisation für Meteorologie deshalb
international einheitlich.

Neben ihren optischen
Eigenschaften und ihrer Schönheit, die schon immer
die Phantasie der Menschen angeregt hat, sind Wolken
bei zahlreichen wissenschaftlichen Fragestellungen
wichtig. Dies gilt insbesondere für den
Strahlungshaushalt der Erde, die
Niederschlagsverteilung und die Atmosphärenchemie.
Die Nephologie (Wolkenkunde) ist ein selten als
eigenständige Fachrichtung angesehener Teilbereich
der Meteorologie.

Nach der heute
offiziellen Klassifizierung der World
Meteorological Organization, festgehalten im
Internationalen Wolkenatlas, werden Wolken
nach der Höhe ihrer Untergrenze in vier
Wolkenfamilien eingeteilt – hohe, mittelhohe,
niedrige und solche, die sich über mehrere
Stockwerke erstrecken (vertikale Wolken).
Diese vier Familien umfassen zehn Gattungen,
die mit ihren 14 Arttypen (mit Kombinationen
27 Arten), 9 Unterarttypen und 9
Sonderformen/Begleitwolken in einer
Übersicht dargestellt sind. Eine Wolke kann
dabei die Merkmale von einer Art und
mehreren Unterarten besitzen.

Die Höhenlagen der
Wolkenstockwerke variieren mit der
geographischen Breite, da die unterste
Schicht der Atmosphäre – die Troposphäre –
am Äquator rund doppelt so hoch reicht wie
an den Polen. Im Winter sind die
Wolkenstockwerke aufgrund der niedrigeren
Temperatur und damit höheren Luftdichte
niedriger als im Sommer. Die Höhen
orientieren sich an der Lage der Tropopause,
die örtlich wie zeitlich variabel ist und
nicht gleichförmig von den Polen zum Äquator
ansteigt. Die folgenden Höhenangaben stellen
daher nur Orientierungswerte dar.

Wolken werden
verschieden benannt, zum Beispiel der Cirrus
und die Cirruswolke bzw. die Cirren und die
Cirruswolken.

Häufig sind mehrere
Wolkenformen gleichzeitig vorhanden, die
sich gegenseitig überdecken können.

Hohe Wolken

Mittelhohe Wolken

Tiefe Wolken

Wolkenfamilie Höhe
Hohe
Wolken
7 – 13 km
Mittelhohe
Wolken
2 – 7  km
Tiefe
Wolken
0 – 7 km

Übersicht

Gattungen Arten Unterarten Sonderformen, Begleitwolken Mutterwolken (Genitus) Beispiel

Ci
rrus

(Ci)
(Federwolke)
fibratus
uncinus
spissatus
castellanus
floccus
intortus
radiatus
vertebratus
duplicatus
mamma Cirrocumulus
Altocumulus
Cumulonimbus

Cirrocumulus
(Cc)
(kleine Schäfchenwolke)
stratiformis
lenticularis
castellanus
floccus
undulatus
lacunosus
virga
mamma

Cirrostratus
(Cs)
(hohe Schleierwolke)
fibratus
nebulosus
duplicatus
undulatus
Cirrocumulus
Cumulonimbus

Altocumulus
(Ac)
(große Schäfchenwolke)
stratiformis
lenticularis
castellanus
floccus
translucidus
opacus
duplicatus
undulatus
radiatus
lacunosus
virga
mamma
Cumulus
Cumulonimbus

Altostratus
(As)
(mittelhohe Schichtwolke)
translucidus
opacus
duplicatus
undulatus
radiatus
virga
praecipitatio
pannus
mamma
Altocumulus
Cumulonimbus

Stratocumulus
(Sc)
(Haufenschichtwolke)
stratiformis
lenticularis
castellanus
translucidus
opacus
duplicatus
undulatus
radiatus
lacunosus
mamma
virga
praecipitatio
Altostratus
Nimbostratus
Cumulus
Cumulonimbus

Stratus
(St)
(tiefe Schichtwolken)
nebulosus
fractus
opacus
translucidus
undulatus
praecipitatio Nimbostratus
Cumulus
Cumulonimbus

Cumulus
(Cu)
(Haufenwolken)
humilis
mediocris
congestus
fractus
radiatus pileus
velum
virga
praecipitatio
arcus
pannus
tuba
Altocumulus
Stratocumulus

Nimbostratus
(Ns)
(Regenwolken)
praecipitatio
virga
pannus
Cumulus
Cumulonimbus

Cumulonimbus
(Cb)
(Gewitterwolken)
calvus
capillatus
praecipitatio
virga
pannus
incus
mamma
pileus
velum
arcus
tuba
Altocumulus
Altostratus
Nimbostratus
Stratocumulus
Cumulus

Ein weiteres Unterscheidungsmerkmal sind die
Schicht- und Haufenwolken. Während Schichtwolken beim Herannahen
warmer Luftmassen entstehen (Konvektion, durch vertikales Aufsteigen
warmer Luftmassen), findet man die Haufenwolken um Bereich der
Zonen, wo kalte Luftmassen auf warme Luftmassen treffen (Advektion,
horizontales Aufgleiten warmer Luft auf kalte Luft).

Entstehung von Wolken

Je nach Temperatur kann die Luft unterschiedlich viel
Feuchtigkeit aufnehmen. Warme Luft kann mehr Feuchtigkeit in Form
von unsichtbarem Wasserdampf speichern als kalte. Steigt der
Feuchtigkeitsgehalt der Luft so hoch, dass die Luft nicht noch mehr
Feuchtigkeit aufnehmen kann, so entsteht überschüssiger Dampf. Dies
geschieht häufig, wenn sich feuchtwarme Luft abkühlt. Die kühler
werdende Luft kann dadurch noch weniger Feuchtigkeit aufnehmen, bis
schließlich der Wasserdampf zu winzigen Tröpfchen oder Eiskristallen
wird. Milliarden solcher Tröpfchen und Kristalle bilden eine Wolke,
die für unser Auge im Licht der Sonne weiß erscheint.

Wolkenbildung bezeichnet den Prozess der Entstehung von Wolken durch
Kondensation oder auch Resublimation von Wasserdampf an Kondensationskernen in
der Troposphäre und teilweise auch Stratosphäre. Veränderung der Parameter
Temperatur (Dichte) und Luftfeuchtigkeit einer Luftmasse verursachen Entstehung
und Auflösung von Wolken. Dies kann beispielsweise geschehen durch

  • Hebungsprozesse in der Atmosphäre bei
    Durchzug von Kalt- und Warmfronten, die Luftmassen in höhere Schichten
    transportiert und dort abkühlen lässt,
  • Thermische Aufwinde oder Hangaufwinde,
  • Zufuhr von kälteren Luftmassen,
  • Zufuhr von feuchteren Luftmassen.

Eine sichtbare Wolke entsteht, wenn für die Bildung stabiler Wassertröpfchen
oder -kristalle die Bedingungen erfüllt sind. Die haben weniger mit einer
Wasseraufnahmefähigkeit der Luft als mit dem Verhältnis von Kondensation und
Verdunstung zu tun. An der Oberfläche des Wassertröpfchens innerhalb einer Wolke
findet ein steter Austausch von Wassermolekülen zwischen der Umgebungsluft und
dem Tropfen statt: Nur wenn sich an den Tropfen mehr Wassermoleküle anlagern als
diesen gleichzeitig verlassen, nur wenn also die Kondensationsrate höher als die
Verdunstungsrate ist, kann ein Tropfen wachsen und somit zu einer Wolkenbildung
führen. Ob es dazu kommen kann, hängt im Wesentlichen von zwei Größen ab:

  1. Von der Anzahl der Wassermoleküle in
    der Umgebung des Tropfens: Je mehr Wasserdampfmoleküle das Tröpfchen
    umgeben, umso wahrscheinlicher ist es, dass eines am Tröpfchen haften
    bleibt. Die Anzahl der Wasserdampfmoleküle kann der so genannte
    Wasserdampfpartialdruck ausdrücken, das ist der Anteil des Gesamtluftdrucks,
    der durch den Wasserdampf entsteht.
  2. Von der Temperatur des Wassertropfens:
    Je wärmer das Tröpfchen ist, umso leichter lösen sich Wassermoleküle vom
    Tropfen.

Die Bildung einer Wolke wird also begünstigt durch niedrige Temperaturen und
durch eine große Anzahl Wassermoleküle oder durch einen hohen Wasserdampfdruck,
was gleichbedeutend mit einer hohen relativen Luftfeuchtigkeit ist.

Die Temperatur, bei der sich Kondensation und Verdunstung ausgleichen, wird
als Taupunkttemperatur bezeichnet. Wird diese unterschritten, entstehen und
wachsen unter bestimmten Bedingungen stabile Tröpfchen. Diese Temperatur hängt
vom jeweiligen Wasserdampfdruck ab. Der Wasserdampfdruck, bei der Kondensation
und Verdunstung im Gleichgewicht sind, wird als Sättigungsdampfdruck bezeichnet.
Dieser ist von der Temperatur abhängig und wird außerdem durch Krümmungs- und
Lösungseffekte bestimmt.

Die Tropfenbildung in der Erdatmosphäre wird erst ermöglicht durch das
Vorhandensein einer ausreichenden Anzahl von Kondensationskeimen. Solche Keime
können zum Beispiel Staubkörnchen sein, aber auch größere Moleküle, Pollen oder
– am Meer – Salzkristalle (siehe Aerosol).

Über den Ozeanen ist häufig Dimethylsulfid (DMS) für die Wolkenbildung
verantwortlich, welches bei Zersetzungsprozessen von Algen entsteht.

Auch bei Temperaturen unter 0 °C kann sich noch ein Großteil der
Wolkentröpfchen im flüssigen Zustand befinden. Beim Absinken der Temperatur bis
etwa −12 °C bilden sich meist noch keine Eiskristalle heraus, so dass die Wolke
aus so genannten unterkühlten Wassertropfen besteht. Ebenso können gelöste
Stoffe innerhalb des Tropfens bedingt durch die Gefrierpunktserniedrigung eine
Senkung der Kondensationstemperatur bewirken. Bei einem weiteren Absinken der
Temperatur nimmt der Eisanteil immer weiter zu, bis bei etwa −40 °C nur noch
Eiskristalle vorliegen. In größeren Höhen ist die Wolkenbildung daher durch
Kristallisationsprozesse gekennzeichnet.

Wegen der geringen Größe der Tröpfchen – ungefähr 1 bis 15 μm oder 0,001 bis
0,015 mm – haben sie auch relativ geringe Fallgeschwindigkeiten, welche sich
meist im Bereich von 1 bis 15 cm/s bewegen. Da Wolken häufig durch konvektive
Aufwinde entstehen, sinken diese nicht etwa ab, sondern bleiben auf gleicher
Höhe oder quellen auf (zum Beispiel der Cumulus). In Regenwolken sind die
Tropfen größer (bis 3 mm) und somit auch die Fallgeschwindigkeit höher. Ist ein
Schwellenwert überschritten, so dass der Aufwind das gravitative Absinken nicht
mehr ausgleichen kann, beginnt es zu regnen. Im Falle des Hagels treten starke
Aufwinde auf, welche die Hagelkörner mehrmals aufsteigen und wieder absinken
lassen, wobei diese Schicht für Schicht wachsen.

In der Meteorologie werden Wolken nach Form und Höhe über dem Boden
unterschieden. Eine Wolke in Bodennähe wird als Nebel bezeichnet, doch auch wenn
sie sich nur durch ihre Position unterscheiden, wird der Nebel nicht als
Wolkentyp betrachtet.

Nebel

Unter Nebel versteht man in der Meteorologie fein
verteilte Wassertröpfchen, die durch Kondensation der feuchten und
gesättigten Luft entstanden sind. Technisch gesehen ist Nebel ein
Aerosol, in der meteorologischen Systematik wird er jedoch zu den
Hydrometeoren gezählt.

Erst bei einer Sichtweite von weniger als einem Kilometer wird von Nebel
gesprochen. Sichtweiten von einem bis etwa vier Kilometern gelten als Dunst.
Nebel wie Dunst unterscheiden sich von Wolken nur durch ihren Bodenkontakt, sind
jedoch ansonsten nahezu identisch mit ihnen. Einen Nebel in räumlich sehr
begrenzten Gebieten bezeichnet man als Nebelbank und einen Tag, an dem
mindestens einmal ein Nebel aufgetreten ist, als Nebeltag.

Bei einer Sichtweite von 500 bis 1.000 Metern spricht man von einem
leichten
, bei 200 bis 500 Metern von einem mäßigen und bei unter 200
Metern von einem starken Nebel. Von Laien wird dabei meistens nur eine
Sichtweite von unter 300 Metern auch als Nebel wahrgenommen.

Entstehung

Nebel entsteht bei einer meistens stabilen Atmosphärenschichtung, wenn
wassergesättigte Luft aufgrund unterschiedlicher Ursachen den Taupunkt erreicht.
Die Unterscheidung von Nebeln in bestimmte Arten wie Abkühlungs-, Verdunstungs-
oder Mischungsnebel bezieht sich auf diese unterschiedlichen Ursachen und wird
im Abschnitt Nebelarten thematisiert.

Die Sättigungsmenge der Luft, also die maximale Wasserdampfmenge die die Luft
enthalten kann, ohne dass Kondensation eintritt, ist dabei von vielerlei
Faktoren abhängig. Auf sie wird im Artikel Sättigungsdampfdruck eingegangen. Ein
Absinken der Temperatur oder eine Erhöhung des absoluten Wassergehalts über die
Sättigungsmenge hinaus hat im Idealfall eine sofortige Kondensation zur Folge,
es bilden sich also kleine Wassertropfen. Inwieweit diese Kondensation aber
wirklich sofort erfolgt oder erst Übersättigungen notwendig sind, hängt dabei
wesentlich von den Kondensationskernen ab. An ihnen kann sich der kondensierende
Wasserdampf anlegen und geht damit wesentlich leichter in den flüssigen
Aggregatzustand über, als es ohne Kondensationskerne der Fall wäre. Es handelt
sich daher bei der Bildung von Nebeltropfen um eine heterogene Nukleation, die
ohne bestehende Oberflächen nicht möglich ist. So kann dann auch, vor allem bei
entsprechender Luftverschmutzung, eine Mischung aus Nebel, Rauch-, Ruß- und
anderen Partikeln entstehen und zu einer überdurchschnittlichen Nebeldichte
führen, man spricht von Smog. Von besonderer Bedeutung sind auch die
Oberflächeneigenschaften dieser Partikel, insbesondere deren Hygroskopie.

Wesentliche Faktoren, die über die Nebelbildung entscheiden, sind daher zum
einen die Verfügbarkeit von Wasserdampf und zum anderen ein breites Spektrum an
Faktoren wie Aerosolteilchenkonzentration, Temperaturverteilung, Orografie sowie
die vor allem thermischen Oberflächeneigenschaften des entsprechenden Geländes.

Nebelarten

Nebel werden in der Meteorologie im Regelfall nach ihren
Entstehungsbedingungen unterschieden, was jedoch auch nach sich zieht, dass
viele Nebel nicht basierend allein auf ihrem äußeren Erscheinungsbild einer
bestimmten Nebelart zugerechnet werden können. Auch existieren eine Vielzahl oft
sehr unscharf definierter oder zumindest sehr unklar verwendeter Nebelbegriffe,
insbesondere dann, wenn sich diese auf den Ort oder Zeitpunkt des Auftretens und
nicht die Entstehungsursache eines Nebels beziehen. So unterscheidet man nach
der Ursache im wesentlichen Strahlungs-, Advektions-, Verdunstungs-, Mischungs-
und orographische Nebel sowie als oft getrennt betrachtete Sonderform den
Eisnebel. Daneben existieren jedoch auch eine Vielzahl anderer bekannter
Begriffe wie Morgennebel, Bergnebel oder Seenebel, die sich in vielen Fällen nur
schwer mit spezifischen Entstehungsbedingungen zur Deckung bringen lassen und
oft zu Missverständnissen führen, welche Bezeichnung für welche generische Art
von Nebel steht.

Auch eine Unterscheidung nach Boden- und Hochnebel ist möglich,
wobei die Oberseite des Bodennebels nach meteorologischer Definition unter der
Augenhöhe des Beobachters mit einer Sichtweite von dadurch mehr als einem
Kilometer liegen muss. Es ist auch möglich, den Bodennebel als Nebel mit
Bodenkontakt zu definieren, was jedoch redundant zur Definition eines Nebels an
sich ist. Das verbreitete Verständnis eines Hochnebels als Nebel mit fehlendem
Bodenkontakt ist daher auch irreführend, da es sich im Regelfall um eine
niedrige Wolke vom Typ
Stratus
handelt, also nicht um Nebel im eigentlichen Sinne. Nur bei einigen
Zwischenstadien von Nebeln, die an ihrer Basis aufgelöst wurden oder im Begriff
sind, sich auf Bodenhöhe zu senken, spricht man auch in der Meteorologie von
einem Hochnebel.

Strahlungsnebel

Strahlungsnebel entstehen in Folge der nächtlichen Ausstrahlung der
Erdoberfläche und treten daher vor allem im Herbst und im Winter bei
windschwachen Wetterlagen auf, wobei sie meistens mit einer Strahlungsinversion
verbunden sind. Da sie auf einer Abkühlung der Luft bei gleich bleibender oder
vernachlässiger Schwankung der absoluten Luftfeuchtigkeit basieren, rechnet man
sie auch zu den Abkühlungsnebeln.

Besonders in unbewölkten Nächten können sich die bodennahen Luftschichten
stark abkühlen. Dadurch kondensiert der Wasserdampf in der Luft und es bildet
sich ein schwacher, oft mehrschichtiger und kaum über eine Höhe von 100 Meter
reichender Nebel, mit vergleichsweise geringer Tröpfchengröße. Am Vormittag löst
sich dieser Nebel meistens rasch auf, da die hohe spezifische Oberfläche seiner
Tropfen aufgrund des dann erhöhten Sättigungsdampfdrucks eine rasche Verdunstung
ermöglicht. Nur im Winter ist die Einstrahlung der Sonne bisweilen nicht stark
genug, um den Nebel aufzulösen. Das neblig-trübe Wetter bleibt dann in den
Niederungen oftmals tagelang erhalten.

Strahlungsnebel sind sehr instabile Gebilde und lösen sich in der Regel so
schnell auf, wie sie gekommen sind. Sie treten meistens als Früh– bzw.
Morgennebel
auf, ihre Anfänge können jedoch durchaus schon im späten
Nachmittag des Vortages liegen. Ob ein Strahlungsnebel entsteht oder nicht, ist
dabei oft eine Frage von wenigen Zehntel Grad Celsius. Häufigkeit, Dichte und
Mächtigkeit dieser Nebelart unterliegt daher großen Schwankungen. Die
Vorhersagbarkeit des Phänomens ist dadurch vergleichsweise gering, wenn
Strahlungsnebel auch so häufig sind, dass sich ein Tagesrhythmus ausbilden kann.
Das Auftreten eines Strahlungsnebels ist dabei ein Signal für tiefe
Temperaturen, insbesondere zeigen sich bei Kaltlufteinschlüssen in
Geländeniederungen typischerweise abgeschnittene Nebelteppiche mit scharfen
Konturen, die man dann auch als Talnebel bzw. bei sehr starker Ausprägung
als Nebelmeer bezeichnet.

Advektionsnebel

Ein Advektionsnebel oder Berührungsnebel ist eine weitere Form
des Abkühlungsnebels, die in Mitteleuropa üblicherweise im Winter auftritt und
auf einer Advektion (Heranführung) von Luftmassen beruht. Die Unterscheidung zum
Mischungsnebel kann dabei unter Umständen schwierig sein, hier sollen jedoch
alle Nebelformen, die maßgebend durch Advektions- und teilweise auch durch
Mischungsprozesse geprägt sind, zu den Advektionsnebeln gezählt werden.

Advektionsnebel kommen dadurch zustande, dass feuchte Warmluft vom Süden in
die kälteren Gebiete im Nordens strömt und dabei eine bodennahe Kaltluftschicht
aufwirbelt. Die Warmluft wird dabei abgekühlt, weshalb in der Folge zur
Kondensation und damit Tröpfchenbildung kommt. Wenn dann eine Hochdrucklage
entsteht, kann dieser Nebel Tage bis Wochen überdauern, ohne von der Sonne
aufgelöst werden zu können. Erst bei einem weiteren Luftaustausch verschwindet
er wieder, denn es handelt sich nicht nur um die langanhaltendste Nebelform,
auch Mächtigkeiten von mehreren hundert Metern sind keine Seltenheit.

Ein Sonderfall des Advektionsnebels ist der Küsten– oder Seenebel.
Die Wasseroberflächen sind besonders im Frühling meistens deutlich kühler als
die Landoberflächen. Kommt es dann zu einer Advektion der über dem Land
befindlichen warmen Luftmassen, so kühlen sich diese über dem Wasser schnell ab.
Die nach Erreichen des Taupunkts gebildeten Wassertropfen lagern dann als dünne
Nebelschicht über der Wasserfläche, wobei man dann auch von einem
Kaltwassernebel
spricht. In Deutschland ist diese Nebelform vor allem im
Spätfrühling an der Ostsee anzutreffen und wird durch Advektion warmer Luft aus
dem südeuropäischen Raum bedingt. Besonders folgenreich ist diese Nebelform
dann, wenn es am Tag durch eine Erwärmung im Landesinneren zu Seewind kommt. Der
eigentlich über dem Wasser lagernde Nebel wird dann an die Küsten advehiert und
kann mehrere Kilometer ins Landesinnere reichen. Ein solcher Küstennebeleinbruch
ist mit einem erheblichen Wechsel von Sicht- und Temperaturbedingungen geprägt
und zudem überaus plötzlich, kann also zu erheblichen Gefahren vor allem im
Straßenverkehr führen. Zudem ist durch die vergleichsweise kleinen
Tröpfchengrößen des Küstenebels eine erhebliche Helligkeitsreduktion zu
erwarten. Die vor allem im Herbst anzutreffende Situation noch recht warmer
Wassertemperaturen und vergleichsweiser kalter Luft führt zum Warmwassernebel,
bei dem im Regelfall Mischungsprozesse dominieren, weshalb er auch hier eher den
Mischungsnebeln zugeordnet wird.

Ebenso können unterschiedlich temperierte Meeresströmungen zu einem
Advektionsnebel führen, sofern die Luft von der warmen zur kalten
Wasseroberfläche strömt. Diese als Meernebel bezeichnete Erscheinung
zeigt sich zum Beispiel in Neufundland, also bei Kontakt des Labradorstroms mit
dem Golfstrom. Der sehr bekannte Neufundlandnebel ist dabei einer der
dauerhaftesten und dichtesten Nebel überhaupt. In den Aleuten tritt diese
Nebelform durch den Kontakt der Meeresströmungen Oyashio und Kuroshio ebenfalls
häufiger auf.

Orografischer Nebel

Ein Bergnebel oder in seiner meteorologisch exakten Bezeichnung
orografischer
Nebel
bildet sich dann, wenn feuchte Luft unter adiabatischer Abkühlung an
Hängen aufsteigt. Er wird daher auch zu den Abkühlungsnebeln gezählt, die
Abkühlung erfolgt hier jedoch aufgrund der Erniedrigung des Luftdrucks und nicht
über die Ausstrahlung oder Advektion. Zu dieser Nebelform kommt es nur dann,
wenn das Kondensationsniveau unterhalb des Gipfels bzw. Grats liegt. Stabile
orographische Nebel existieren überall dort, wo eine ebenso stabile Windströmung
beständig Luftmassen an ein Gebirge führt, wobei man dann jedoch auch ebenso von
einem Advektionsnebel sprechen kann. Dieses ist vor allem in Regionen mit
Passateinfluss der Fall, also zum Beispiel in den südlichen Anden oder in
Madagaskar. Sie treten auch in den Alpen und deutschen Mittelgebirgen auf, dann
jedoch meistens nur bei einzelnen Wetterlagen über kurze Zeiträume.

Die Entstehung eines orografischen Nebels ist prinzipiell identisch mit einer
durch Hebung entstanden Wolke und man könnte daher auch von einem Hebungsnebel
sprechen. Hebungsprozesse treten dabei zwar nicht nur an orografischen
Hindernissen auf, nur dort aber steigt die Erdoberfläche mit an und ermöglicht
damit eine durchweg oberflächengebundene Kondensation. Trotzdem ist diese
Definition allgemeiner und in besonderen Fällen kann auch eine anderweitige
Nebelentstehung vorkommen. Dieses ist zum Beispiel bei kleinskaligen
Konvektionen der Fall, wie sie bei Mischungsnebeln eine Rolle spielen. Auch
Hebungsprozesse beim Durchzug einer Warmfront können kurzfristige
Nebelereignisse bedingen.

Verdunstungsnebel

Im Gegensatz zu den bisherigen Nebelformen, die allesamt mit einer Abkühlung
verbunden waren, handelt es sich bei dem Verdunstungsnebel um eine
Nebelart, die durch die Erhöhung der absoluten Luftfeuchtigkeit und damit des
Taupunkts hervorgerufen wird. Dieses wird durch eine verstärkte Verdunstung
erreicht, während die Temperatur des Luftpakets konstant bleibt bzw. sich nur
unmaßgeblich ändert.

In der Natur tritt dieses vor allem bei herbstlich warmen Seen auf, wobei man
dann von einem Dampfnebel spricht (auch Fluss- oder eingeschränkt
Seenebel). Auch wenn feuchte Luft gemäßigter Temperaturen über eine Schneedecke
oder einen gefrorenen Boden streicht und durch deren Erwärmung die
Verdunstungsrate steigert, kann eine solche Nebelart entstehen. Diese spezielle
Form bezeichnet man als Tauwetternebel.

Eine Sonderform bilden die Frontnebel, die sich vorwiegend als schmale
Nebelstreifen vor einer Warmfront oder nach einer Kaltfront bilden, seltener
auch direkt beim Frontdurchzug. Die ersten beiden Typen werden durch Regen
hervorgerufen, der in kältere Luftmassen fällt und dabei teilweise verdunstet.
Der Nebel beim Frontdurchzug selbst ist jedoch eher durch Mischungs- oder
Abkühlungsprozesse gekennzeichnet, stellt also meistens keinen Verdunstungsnebel
dar.

Mischungsnebel

Mischungsprozesse spielen bei vielen Nebelarten eine Rolle und sind daher in
der hier gewählten Einteilung nicht klar abgrenzbar. Das Grundprinzp ist dabei
immer das gleiche: Luftmassen unterschiedlicher Temperatur durchmischen sich und
gleichen ihre Temperaturen dadurch an, was unter bestimmten Umständen eine
Unterschreitung des Taupunkts zur Folge haben kann. Zu einer solchen
Unterschreitung kommt es jedoch im Regelfall durch eine Kombination des
Mischungseffekts mit anderen Prozessen, nicht durch die Mischung allein. Da die
Mischung selbst weder mit einer Ausstrahlung, adiabatischen Abkühlung oder
zusätzlicher Verdunstung verbunden ist, muss sie dennoch als eigener Aspekt
berücksichtigt werden. Wesentlich ist dabei, dass sich die Luft allgemein nur
recht langsam durchmischt und einen schlechten Wärmeüberträger darstellt. Dieses
ist auch der Grund, warum Mischungsprozesse in der Regel mit Advektion oder
Konvektion von Luftmassen verbunden sind und hier fast immer eine Rolle spielen.

Ein Mischungsnebel im engeren Sinne tritt vor allem in herbstlich
kühlen Nächten über noch im Vergleich zur Umgebung wärmeren Gewässern auf, die
dann zu „dampfen“ scheinen. Seine typisch wirbelartigen Formen entstehen durch
einen mehrstufigen Prozess.

Zunächst dringt kältere Luft von außerhalb auf das Gewässer vor und erwärmt
sich über diesem. Dieses hat eine Senkung der relativen Luftfeuchtigkeit zur
Folge, da warme Luft mehr Wasserdampf aufnehmen kann als kalte Luft. Dadurch
kommt es jedoch auch über die Verdunstung wieder zu einem Anstieg oder zumindest
einer Stabilisierung der relativen Luftfeuchte. Die inzwischen hohen
Temperaturen der Luft nahe der Wasseroberfläche stehen im Kontrast zur weiter
oben gelegenen und nicht von der Wasserfläche erwärmten Umgebungsluft, es
herrscht also eine labilen Atmosphärenschichtung.

(Aufgrund der hierdurch einsetzenden Konvektion beginnt die Luft zu steigen.
In der Folge kommt es zu einer Durchmischung der beiden Luftschichten, wobei
sich deren Temperaturen angleichen und die ursprünglich oberflächennahe Luft
abkühlt. Die relative Luftfeuchtigkeit steigt nun rasant an und es kommt dann
auch recht schnell zur Kondensation. Da die entstehenden Wassertröpfchen in den
Luftturbulenzen starken Bewegungen unterliegen, entsteht für den Beobachter der
Effekt des See- oder Meerrauchens. Die erwärmte Luftschicht ist
dabei meistens sehr dünn und der Effekte daher auch nur bis in einige Meter Höhe
beobachtbar. Sehr großflächig zeigt sich dieses bei warmen Meeresströmungen, die
bis in kältere Gebiete reichen, zum Beispiel beim Golfstrom an der Küste
Skandinaviens.

Der gleiche Effekte zeigt sich auch in anderen Zusammenhängen, meistens bei
einer starken Sonneneinstrahlung und der damit verbundenen hohen
Verdunstungsrate im Anschluss an einen Regenschauer. Hier können Hausdächer,
Straßen und auch die Erdoberfläche Dampfschwaden bilden.

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