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Strahlungsnebel

entsteht durch die nächtliche Ausstrahlung der Erdoberfläche und tritt daher vor allem im Herbst und im Winter bei windschwachen Wetterlagen auf. Dann kann sich in windgeschützten Mulden, Senken und Täler, die besonders für die Entstehung von Kaltluftseen begünstigt sind, Strahlungsnebel geringer Mächtigkeit bilden. Über Nacht bei Windstille kann es sich auch weiter ausdehnen. Da Luft ein thermisch träges Medium ist, reagiert sie nicht so schnell wie der Erdboden auf die Temperaturänderungen, das Temperaturminimum ist somit erst in den frühen Morgenstunden erreicht. Dabei bildet sich meist eine bodennahe Strahlunsgsinversion aus. Diese wird deswegen auch als Bodeninversion bezeichnet. Sie wird durch die Ausstrahlung und damit Abkühlung der Erdoberfläche hervorgerufen und tritt vor allem bei herbstlichen und winterlichen Hochdruckwetterlagen auf, da dann die Temperatur besonders niedrig ist und die fehlende Wolkendecke die nächtliche Auskühlung begünstigt. Da Strahlungsnebel auf einer Abkühlung der Luft bei gleich bleibender oder vernachlässigbarer Schwankung der absoluten Luftfeuchtigkeit beruht, rechnet man ihn auch zu den Abkühlungsnebeln.

Besonders in klaren Nächten können sich die bodennahen Luftschichten bis auf den Taupunkt abkühlen. Der Taupunkt ist diejenige Temperatur, bei der Wasserdampfsättigung oder Kondensation eintritt (relative Luftfeuchtigkeit = 100%). Dadurch kondensiert der Wasserdampf der Luft und es bildet sich ein schwacher, oft mehrschichtiger und kaum über eine Höhe von 100 m reichender Nebel, mit vergleichsweise geringer Tröpfchengröße. Strahlungsnebel ist ein sehr instabiles Gebilde und löst sich am Vormittag meistens so schnell auf, wie er gekommen ist, da die hohe spezifische Oberfläche seiner Tröpfchen aufgrund des dann erhöhten Sättigungsdampfdrucks zu einer rasche Verdunstung führt (sog. Frühnebel). 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.

Darstellung der Erdausstrahlung

Ob 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 Nebels ist deswegen auch vergleichsweise gering. Das Auftreten von Strahlungsnebel ist somit 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.

Furtwangen im Nebelmeer

Mit einer Albedo von bis zu 0,90 zeigt Nebel eine außerordentliche Reflexion des einfallenden Sonnenlichts. Diese steht in der Regel in scharfem Kontrast zur Umgebung mit einer Albedo von typischerweise etwa 0,2 bis 0,3. Die Folge ist gerade bei Strahlungsnebel eine Tendenz zur Selbsterhaltung, denn die niedrigen Temperaturen, die erst zu seiner Entstehung geführt haben, werden durch die nun rapide abfallende Globalstrahlung noch weiter gesenkt bzw. am Ansteigen gehindert.

Auch ist die Ausstrahlung der Wassertröpfchen selbst besonders groß, was ein nächtliches Temperaturminimum an der Nebeloberseite zur Folge hat. Andererseits behindert eine dickere Nebelschicht wie eine insoweit vergleichbare Wolkenschicht selbst wieder die Ausstrahlung der Erdoberfläche und beendet so selbst ihr weiteres Wachstum.

Nebelbildung

Zwei Arten von Strahlungsnebel werden gemeinhin unterschieden:

  • Bodennebel und
  • Hochnebel.

Nebelmeer und Hangnebel in der Rhön

Bodennebel bildet sich außer als durch Abkühlung auch durch Erhöhung der Luftfeuchtigkeit bis zum Erreichen des Taupunkts auch nach Regenfällen und kann örtlich eng begrenzt auftreten. Bei Autofahrern sind diese plötzlich auftauchenden "Nebelwände" mit Sichtweiten von teilweise weniger als 50 m mit Recht gefürchtet. Im Flugverkehr sind Landeanflüge im dichten Nebel mindestens schwierig, wenn nicht unmöglich. Je nach Ausprägung der Bodeninversionen und der vorhandenen Luftfeuchte kann der Bodennebel auf eine wenige Meter starke Schicht begrenzt, er kann aber auch mehrere hundert Meter mächtig sein.

Hochnebel ist eine besondere Art der tiefen Schichtbewölkung (Stratusbewölkung) mit einer Untergrenze von < 600 m. Er besteht aus feinsten Wassertröpfchen (Größe etwa 0,01 mm), die unter Umständen auch als Sprühregen oder Schneegriesel ausfallen können. Der Fachterminus für Hochnebel lautet: "Stratus nebulosus", wobei "Stratus" für die Schichtwolke ("ausbreiten", "eine Schicht bedeckend") und "nebulosus" für die "nebelartige" Erscheinungsform steht. Letztlich bezeichnet Hochnebel also nichts anderes als eine gleichförmige, tiefliegende Schichtbewölkung, die allerdings - im Gegensatz zum (Boden-)Nebel - nicht am Boden aufliegt. Dementsprechend liegen die bodennahen Sichtweiten oft bei mehr als einem Kilometer (siehe Kapitel Nebel), häufig aber im Dunstbereich unter 8 km. Die Sicht kann aber auch sehr gut sein (20 km und mehr), wenn nämlich die Wolkenuntergrenze des "Stratus nebulosus" hoch genug und bodennah eine trockene Luftmasse wetterbestimmend ist. Häufig wandelt sich der Hochnebel, oft aber auch erst zum Nachmittag hin, dann in eine "Stratocumulus"- Bewölkung um, d.h. an der Unterseite der Schichtbewölkung werden immer mehr Strukturen sichtbar und mitunter tun sich auch kleinere Wolkenlücken auf. Bekanntestes Beispiel dafür dürfte der morgendliche Nebel sein, der im Tagesverlauf durch die Erwärmung der untersten Atmosphärenschicht infolge diffuser Strahlung trotz der vorhandenen Bewölkung und Windzunahme, was zur Durchmischung der Luft führt, vom Boden abhebt und so bei gleichzeitiger Sichtverbesserung in Hochnebel übergeht. In den Wetterberichten ist dann oft von "hochnebelartiger Bewölkung" die Rede.

Er kann auf verschiedene Art und Weise entstehen. Meist entsteht er aus einer Mischung von Feuchtezufuhr aus verdunstenden Niederschlägen und Ausstrahlung. Er erfüllt damit auch die Definition als Mischungsnebel. Die gleichförmige Schichtbewölkung kann in der Höhe aber auch direkt durch Kondensation an einer sog. "Inversion" entstehen, also an einer Luftschicht, in der die Temperatur mit der Höhe zunimmt. Häufig bildet sich Hochnebel dabei an der Untergrenze einer Höheninversion, z.B. einer Absinkinversion in einem Hochdruckgebiet und kann dann bereits als Dunstschicht zu erkennen sein. Diese wirkt dann als "Sperrschicht" für aufsteigende Luftpakete. Die feuchte Luft bleibt dann unter der Inversion bis zu einer Umstellung der meist hochdruckdominierten Großwetterlage gefangen, weshalb Hochnebellagen gerade in der kalten Jahreszeit sehr beständig sein können. Hochnebel kann sich außerdem durch Advektion bilden, z.B. in den Alpentälern mit Talwind. Wenn sich an den Luftmasseneigenschaften auch am Folgetag nichts ändert, kann erneut von Hochnebel ausgegangen werden, der dann aber rein strahlungsbedingt entsteht. Im Flachland tritt Hochnebel oft als abgehobener Bodennebel auf, dessen Untergrenze mit zunehmender Sonneneinstrahlung und aufkommendem Wind ansteigt. In Gebirgstälern ist dies der Hangnebel.

Strahlungsnebel ist die bei uns häufigste Nebelart.

Grundsätzliche Ausführungen zur Entstehung von Nebel stehen im Kapitel Nebel.

 

Advektionsnebel

Advektionsnebel (engl.: advection fog) entsteht, wenn warme, feuchte Luft horizontal über eine kühle Oberfläche oder Luftschicht gleitet, wie Öl auf Wasser. Eine Inversion entsteht. Im Grenzbereich kühlt sich die untere, aufliegende Luftschicht bis zum Taupunkt ab, so daß die Luftfeuchtigkeit kondensiert. Es bildet sich eine scheinbar am Boden klebende Wolke, Nebel. Er kann zu jeder Tageszeit auftreten und oftmals aufgrund seiner großen vertikalen Mächtigkeit von einige 100 m, in extremen Fällen können aber durchaus bis zu 1.000 m erreicht werden, tagelang anhalten, da er von der Sonne tagsüber nicht mehr aufgelöst werden kann.

Advektionsnebel ist damit die mächtigste und dauerhafteste Nebelart, der sich in Mitteleuropa typischerweise im Winterhalbjahr ausbildet, wenn feuchte Warmluft aus dem südatlantischen oder dem Mittelmeerraum in höhere Breiten herangeführt (Advektion = Heranführung) wird und dabei über eine bodennahe Kaltluftschicht strömt und über kalten Wasseroberflächen oder dem kalten winterlichen Festland zur Ruhe kommt. Bei stärkerem Wind (ca. 3 - 7 m/s) kann dann durch turbulente Durchmischung auch eine mehr oder weniger mächtige bodennahe Luftschicht von der Abkühlung erfaßt werden. Falls sich dann eine Hochdrucklage einstellt, kann dieser Nebel mehrere Tage oder sogar Wochen andauern. Erst ein Luftmassenaustauch kann ihn dann ausräumen.

Auch unter einem Hochdruckgebiet ohne horizontaler Luftmassenzufuhr kann es zu Advektionsnebel kommen, wenn sich die vertikal absinkende Luftmasse erwärmt und so zur Inversionsbildung führt.

Strahluns- und Advektionsnebel

Advektionsnebel in San Francisco

Im Frühjahr sind Meere und große Binnenseen meist kälter als das Festland. Strömt dann Luft vom Land aufs Meer, bildet sich dort Advektionsnebel. Ein bekanntes Beispiel ist der Advektionsnebels an der kalifornischen Pazifikküste (siehe Abbildung links), wo die warme Luft des kalifornischen Festlands bei östlichen Windrichtungen über dem kalten Pazifik abkühlt. Vor Kalifornien dringt kaltes Wasser aus den Tiefen des Pazifiks an die Oberfläche. Die warme Luft vom Festland bildet darum an 40 - 50 Tagen des Jahres Nebel vor der kalifornischen Küste. An den Randbereichen der Polargebiete kommt es an über 80 Tagen pro Jahr zu Advektionsnebel (vorzugsweise im Sommer), weil warme Luft über das kühle Schmelzwasser gleitet. Auch an den Küsten der gemäßigten Breiten entwickelt sich in den Jahreszeiten, in denen die Temperaturgegensätze zwischen Land und Meer markant ausgeprägt sind, häufig Advektionsnebel als Küstennebel. Dies ist einerseits im Frühjahr der Fall, wenn erwärmte, feuchte Festlandsluft auf das noch kalte Wasser trifft. Andererseits entsteht im Herbst und Winter Küsten-Landnebel bei auflandiger Luftströmung, der jedoch meist nur in einem schmalen Band entlang der Küste ausgeprägt ist, während der Küsten-Seenebel dagegen häufig wesentlich weiter seewärts reicht.

In Deutschland ist diese Nebelform vor allem im Spätfrühling an der Ostsee anzutreffen und durch Advektion warmer Luft aus dem südeuropäischen Raum bedingt. Besonders folgenreich ist dies, wenn es am Tag durch eine Erwärmung im Landesinneren zu Seewind kommt. Der eigentlich über dem Wasser lagernde Nebel wird dann an die Küsten geführt und kann mehrere Kilometer ins Landesinnere reichen. Ein solcher Küstennebeleinbruch ist von einem erheblichen Wechsel von Sicht- und Temperaturbedingungen geprägt und tritt zudem überaus plötzlich auf, kann also zu erheblichen Gefahren vor allem im Straßenverkehr führen. Insbesondere küstennahe Flughäfen und Landeplätze sind davon betroffen. Zudem ist durch die vergleichsweise kleinen Tröpfchengrößen des Küstennebels eine erhebliche Helligkeitsreduktion zu erwarten. Auch bei uns im Binnenland tritt Advektionsnebel auf, wenn nach einer längeren strengen Frostperiode Tauwetter einsetzt und sehr feuchte und warme Luft über den tiefgefrorenen Boden strömt. Dabei setzt dies ebenfalls eine nur geringe oder gar keine Luftbewegung vorraus. Lange dauert diese Episode gleichwohl nie, da der Boden sich schnell aufwärmt oder Wind einsetzt, der dem Spuk ein Ende bereitet.

Der vor allem im Herbst anzutreffende Fall noch recht warmer Wassertemperaturen und vergleichsweiser kalter Luft führt zu vergleichbaren Situationen, wobei hier die Abkühlung dadurch erfolgt, daß kalte Luft über warmes Wasser streicht. Es handelt sich dann um Warmwassernebel, bei dem im Regelfall Mischungsprozesse dominieren, weshalb er auch hier eher den Mischungsnebeln zugeordnet wird.

Vor allem im Winter ist der Hochnebel oft recht zäh. Er wird sich zwar in den Bergen meist mit dem Tagesgang auflockern oder auflösen, es kann aber bei starken Hochdrucklagen, was nicht selten vorkommt, auch zu tagelangem Hochnebel nicht nur im Flachland, sondern auch in den Bergen kommen. Die Hochnebeldecke überzieht dann häufig das ganze Alpenvorland und dringt oft bis in die Alpentäler vor. Darunter sind die Sichten häufig schlecht bis sehr schlecht. Im Winter ist die Kraft der Sonneneinstrahlung zu gering um den Nebel aufzulösen, so daß in dieser Jahreszeit während des ganzen Tages eine geschlossene Hochnebeldecke die Regel ist.

Im Frühling oder Herbst kann sich diese Stratusschicht im Tagesgang dagegen, wenn auch manchmal nur vereinzelt und vorübergehend, auflösen. Das dann möglicherweise anfangs angetroffene "Loch vom Dienst" in dieser Stratusdecke kann sich aber auch sehr schnell wieder schließen! Wer dann durch eine solche Lücke versucht hat die Stratusschicht zu übersteigen, sieht sich so unvermittelt über einer geschlossenen Wolkendecke, ohne daß sich irgendwo die Möglichkeit zum Abstieg abzeichnen würde.

Fliegerisch kann anhand des Hochnebels die Höhe der Inversion abgeschätzt werden. Die Webcams von vielen Bergstationen können dazu hilfreich sein. Steigt man deutlich über die Hochnebelgrenze (Inversion) auf, ist darüber an nach Süden ausgerichteten Hängen selbst im Herbst und Winter, je nach Schneelage und Untergrund, eine leichte, aber auch nur sehr dünne Hangthermik anzutreffen. Zweckmäßigerweise nutzt man, wenn überhaupt und auch dann nur bei aller gebotenen Vorsicht, dazu am besten die Rückseiten nach Durchgang einer Kaltfront, weil dann die Hochnebelgefahr am geringsten ist.

"Loch vom Dienst"

 

Orografischer Nebel

Bergnebel bzw. Hangnebel oder meteorologisch exakter orografischer Nebel bildet sich, wenn feuchte, ungesättigte, stabil geschichtete Luft gegen den ansteigenden Hang eines Hügels oder Berges zum Aufgleiten gezwungen wird. Dabei kann die adiabatische Abkühlung bereits nach einem geringen Hebungsprozeß zur Abkühlung unter den Taupunkt und damit zur Kondensation führen. Er gehört daher sachlich zu den Abkühlungsnebeln, wobei die Abkühlung hier jedoch aufgrund der adiabatischen Hebung und nicht über Ausstrahlung oder Advektion erfolgt. Man könnte daher auch von einem Hebungsnebel sprechen. Zu diesem Nebel kommt es nur, wenn das Kondensationsniveau unterhalb Berghöhe, d.h.des Gipfels bzw. Grats liegt.

Abhängig von der Form und der räumlichen Ausdehnung des Hindernisses kann sich ein mehr oder weniger mächtiger Stratus oder Hochnebel ausbilden, so daß oberhalb des Hebungskondensationsniveaus trübes Wetter herrscht. Orografischer Nebel entsteht besonders im Herbst oder Winter auf der Luvseite von Geländehindernissen, weil dann das Kondensationsniveaus häufig sehr tief liegt. Bei einem sehr niedrigem Hebungskondensationsniveau kann der Hangnebel den Talboden erreichen und so das ganze Tal ausfüllen. Voraussetzung ist jedoch immer, daß die thermische Schichtung der Luft sehr stabil sein muß, da sonst wegen der durch das Gelände erzwungenen Hebung bei geringer Stabilität das Niveau der freien Konvektion erreicht würde (bedingte bzw. latente Labilität), was die Ausbildung kräftiger Quellbewölkung zur Folge hätte.

Dauerhafte orographische Nebel können sich überall dort bilden, wo eine stabile Windströmung beständig Luftmassen an ein Gebirge führt. Insoweit weist diese Nebelform auch ein Element des Advektionsnebels auf. Solche Gegebenheiten sind vor allem in Regionen mit Passateinfluß anzutreffen, also z.B. in den südlichen Anden oder in Madagaskar. Es gibt sie aber auch in den Alpen und den deutschen Mittelgebirgen, jedoch tritt diese Nebelform hier meistens nur bei bestimmten Wetterlagen und daher nur in kurzen Zeiträumen auf.

Die Entstehung des orografischen Nebels ist somit im Grunde identisch mit einer durch Hebung entstandenen Wolke. Anders als bei der freien Konvektion ist der Hebungsprozeß hier aber an ein orografisches Hindernis gebunden. Dabei steigt die anströmende Luftmasse mit der mit Erdoberfläche auf. Das führt zu einer oberflächengebundenen Kondensation der Luftfeuchtigkeit, sobald die Temperatur infolge des adiabatischen Hebungsprozesses unter den Taupunkt sinkt. Wie schon dargestellt, kann es dabei aber stets auch zu Kombinationen der unterschiedlichen Prozesse kommen, die sich dann zudem gegenseitig verstärken, aber auch abschwächen können.

Orografischer Nebel

Orografischer Nebel

 

Flußnebel

Verdunstungsnebel

Im Unterschied zu den bisherigen Nebelformen, die jeweils mit einer Abkühlung einher gingen, handelt es sich bei dem Verdunstungsnebel um eine Nebelart, die durch die Erhöhung der absoluten Luftfeuchtigkeit und damit auch des Taupunkts hervorgerufen wird. Dieses geschieht durch eine verstärkte Verdunstung, während die Temperatur der Luft konstant bleibt bzw. sich nur unmaßgeblich ändert.

In der Natur tritt dieses vor allem bei herbstlich warmen Seen oder Flüssen auf (Fluß- oder Seenebel). Auch wenn feuchte Luft von gemäßigter Temperatur über eine Schneedecke oder einen gefrorenen Boden streicht und durch deren Erwärmung die Verdunstungsrate steigert, kann eine solcher Nebel entstehen.

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

Mischungsnebel

Mischungsprozesse spielen bei vielen Nebelarten eine Rolle und sind daher in der theoretischen Einteilung nicht klar abgrenzbar. Das Grundprinzip ist jedoch immer das gleiche: Mischungsnebel entsteht, wenn sich kalte, ungesättigte Luft mit warmer, ungesättigter Luft vermischt. Vor der Vermischung sind daher beide ungesättigten Luftmengen also noch nebelfrei. Danach hat das Luftgemisch eine mittlere Temperatur, was eine Unterschreitungdes Taupunkts zur Folge haben kann. Da Luft mit steigender Temperatur sehr viel mehr Wasserdampf aufnehmen kann als bei niedereren, ist der durch die Vermischung resultierende mittlere Feuchtegehalt möglicherweise größer ist als die maximale Menge an Wasserdampf, welche die Luft bei der mittleren Temperatur aufnehmen kann. Wasserdampfsättigung wird also erzielt, indem die Abkühlung der Luft und die Erhöhung des Wasserdampfgehalts gleichzeitig stattfinden. Dann bildet sich Mischungsnebel. Dieser Vorgang kann insbesondere im Grenzbereich von wärmerer und kälterer Luft auftreten. Dabei fällt zum einen oft leichter Regen oder Sprühregen in die bodennahe Luftschicht und erhöht durch Verdunstung deren Feuchtegehalt, zum anderen führt die turbulente Durchmischung der Warm- und Kaltluft zu einem Temperaturwert, dessen Sättigungsdampfdruck dem vorhandenen Dampfdruck entspricht. Da man diesen Grenzbereich von Luftmassen als Front bezeichnet, spricht man bei dieser Nebelform auch von Frontnebel.

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. Dabei dringt zunächst 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 labile 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 Effekt 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.

 

Haloerscheinung im Eisnebel

Eisnebel

Beim Eisnebel schweben - anders als beim "normalen" Nebel - keine Wassertröpfchen, sondern kleine Eiskristalle in der Luft. Eisnebel bildet sich in polaren Breiten bei klarem Wetter über offenen Wasserflächen. Der vorhandene Wasserdampf resublimiert in sehr kalter Luft von − 20 °C oder kälter direkt zu Eiskristallen, d.h. ohne den Umweg über die Kondensation zu flüssigem Wasser. Je kälter es dabei ist, desto häufiger tritt Eisnebel auf. Bei Temperaturen unter − 45 °C und dem Vorhandensein von Wasserdampf ist sein Auftreten dann fast zwangsläufig.

In der Natur treten Eisnebelfelder überall da auf, wo seine Entstehungsbedingungen zusammentreffen, also extrem niedrige Temperaturen einerseits und ein Wassedampf andererseits. Da die Wasserdampfmengen hierzu aufgrund der extrem geringen Sättigungsmenge nicht besonders groß sein müssen, kommen neben offenen Wasserflächen auch anthropogene Emissionen, vulkanische Aktivitäten oder sogar Tierherden in Frage. Im größeren Maßstab sind Eisnebel vor allem über dem Polarmeer zu beobachten, sie zeigen sich jedoch auch in den Fjorden Norwegens und in Alaska recht häufig.

Eisnebel stellt meteorologisch einen Sonderfall dar, denn er ist nicht an Kondensationsprozesse geknüpft. Er wird daher entweder als Sonderform dem Nebel zugerechnet oder als eigene Form vom Nebel abgegrenzt. Eisnebel kann recht eindeutig von normalem Nebel unterschieden werden, da nur bei ihm Haloerscheinungen auftreten und auch die Reduktion der Sichtweite normalerweise nicht zu einer Verdeckung der Sonne führt. Da die Zahl der Eiskristalle erheblich geringer ist als die der Wassertropfen, ist die Sicht in Eisnebel besser als in Wassernebel.

 

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