11652 SNC03608

Tab. 5.14. Częstość (%) występowania zachmurzenia w skali 0-10 nad europejską częścią R_0Sj;; „ ,

ziemską (wg Sedunowa, 1991)    I

Stopień zachmurzenia

Pule*	0	1	2	3	4	5	6	7	8	9
0	51	0	0	0	0	0	0	0	0	0^
0,5 x 0,5	34	7	7	2	3	2	2	3	4	12
lxł	26	10	8	5	5	2	3	5	5	13
4x4	11	10	10	10	8	6	6	9	12	14
10 x 10	5	5	7	14	14	9	14	14	1°	8
Ziemia	0	0	0	0	0	0	-100	0	0	0

* Pole kwadratów o boku w stopniach szcrokoSci/dtugości geogr.

⁰

Rys. 5.6. Chmury, opady i prądy powietrzne towarzyszące frontowi ciepłemu (rysunek lewy) i chłodnemu (rysunek prawy) (wg Brandta, 1990)

60-70 S reprezentuje największe zachmurzenie na Ziemi (ponad 8/10), drugie maksimum leży w pobliżu 60. równoleżnika na półkuli północnej (7/10), dopiero między nimi znajduje się równikowe maksimum zachmurzenia, które wynosi 6/10 (Witwicki, 1980). Strefowy rozkład zachmurzenia nawiązuje więc bezpośrednio do ciśnienia atmosferycznego - w strefach obniżonego ciśnienia obserwujemy większe zachmurzenie.

W Polsce także roczny przebieg zachmurzenia wiąże się z częstością występowania wyżów i niżów batycznych. Jesienno-zimowe maksimum łączy się ze zwiększoną frekwencją układów niżowych, minimum na przełomie lata i jesieni - z częściej występującymi wyżami, wyraźny jest też związek zachmurzenia z frontami atmosferycznymi (tab. 5.15).

Tab. S ¹S Średnie miesięczne zachmurzenie w Polsce (skała 0-10), liczba dni z utdądąnu Yyfijryymi j niżowy mi oraz łkaba frontów atmosferycznych nad Polską (wg Wosia, 1999)

Miesiąc	f	(1	Ul	IV	V	VI	VU	vm	DC 1	X	XI	XU
} Tm hnirrnir	7,6	7,5	6*	63	63	5,9	5.9	53	55	65	7,9	73
lwyte	13,9	IM	16,9	13,6	163	16.4	15,9	18,9	153	195	14,1	12a
i NiAt	!ó<6	15,1	12,1	14.2	133	12j0	12.9	KM	123	93	14,9	16.6
| [ Fronty	208	17,6	15,8	193	195	18,6	203	17,9	175	17,6	[?G3	20,1

Średnie wartości zachmurzenia, wskutek „wklęsłego" rozkładu, reprezentują rzadko pojawiający się stopień zachmurzenia. Niemniej, stanowią dość cenny wskaźnik klimatologiczny, ponieważ wykazują korelację z takimi charakteiystykami warunków ne-fologicznych i solamych, jak liczba dni pogodnych, pochmurnych i usłonecznienie. I tak na przykład, najniższej miesięcznej średniej zachmurzenia w Polsce (wrzesień, N = 5,5, tab. 5.15) odpowiadają liczby dni pogodnych (średnio 4,8) i pochmurnych (średnio 6,3), najwyższej średniej miesięcznej (grudzień, N = 7,9) odpowiada 1,9 dnia pogodnego i 17 dni pochmurnych.

Korelacja średniego zachmurzenia dobowego z usłonecznieniem pozwala ocenić liczbę godzin słońca według zależności, którą wyrażają wartości usłonecznienia względnego, przedstawione w tab. 5.16. Usłonecznienie rzeczywiste (w godzinach) otrzymamy, obliczając czas, stanowiący odpowiednią część usłonecznienia możliwego, czyli długości określonego dnia w roku.

Tab. 5.16. Usłonecznienie względne w Polsce U w zależności od średniego stopnia zachmurzenia (0-8) (wg Koźmińskiego i Michalskiej, 1999)

Zachmurzenie	0	1	i	3	4	5	6	7	7,9
u*	100	93	84	74	63	49	34	18	2

5.8, Mgły

Mgłą nazywa się zjawisko, występujące w przyziemnej warstwie powietrza, które wskutek obecności w tej warstwie skondensowanej pary wodnej (kropelek, rzadziej także kryształków lodu, które pojawiają się dopiero przy silnym mrozie) ogranicza poziomą widzialność poniżej 1 km. Mniejsze ograniczenie widzialności nazywa się zamgleniem. Mgła jest zbudowana z kropelek wody o rozmiarach, podobnych do kropelek chmurowych (ok. 5-20 pm).

Mgły tworzą się wtedy, gdy temperatura przyziemnych warstw powietrza obniża się poniżej punktu rosy. Ze względu na zróżnicowane przyczyny takiego oziębienia, wyróżnia się kilka typów genetycznych mgieł:

1 Mgły radiacyjne, powstające wskutek wypromieniowania ciepła przy ujemnym saldzie bilansu promieniowania, zarówno atmosfery, jak i powierzchni ziemi. Ponieważ ochłodzenie atmosfery przez wypromieniowanie jest procesem dość powolnym, obniżenie temperatury do punktu rosy w powietrzu następuje zwykle przy udziale przewodnictwa ciepła, którego strumień skierowany jest od atmosfery do szybciej wychładzającego się podłoża atmosfery. Ochłodzenie podłoża może wywołać osadzanie się na nim rosy; do powstania mgły natomiast przyczynia się przewodnictwo turbulencyjne, powodujące, iż oziębia się cała mieszająca się przyziemna warstwa powietrza. Wówczas pionowy zasięg rozprzestrzeniającego się od ziemi spadku temperatury do punktu rosy wyznacza górną granicę mgły radiacyjnej. Powstawaniu tego rodzaju mgieł sprzyja pogoda bezchmurna, duża zawartość pary wodnej w powietrzu i niewielka (ale jednak różna od zera) prędkość wiatru. Mgłom radiacyjnym towarzyszy