Off Canvas

Login Form

 


Andrzej A. Marsz i Anna Styszyńska
(wszelkie prawa autorskie zastrzeżone)
materiał pierwotnie przygotowany dla studentów nawigacji AM w Gdyni


Wiadomości podstawowe

O mgłach i zamgleniach można mówić wtedy, gdy widzialność poziomą ograniczają zawieszone w powietrzu mikrokrople wody, a ograniczenie widzialności sięga powierzchni morza lub powierzchni terenu. Pod względem fizycznym nie ma różnicy między mgłą i chmurą; można powiedzieć, że mgła jest chmurą, której dolny pułap jest równy 0 m. Określenia "mgła" można używać jedynie wtedy, gdy zasięg widzialności jest równy lub mniejszy od 0,5 Mm (mili morskiej) - mniej niż 1000 m. Jeśli zasięg widzialności poziomej mieści się w przedziale od 0,5 do 5 Mm (od 1 km do 10 km), a przyczyną takiego ograniczenia widzialności są zawieszone w powietrzu mikrokrople wody, występuje wtedy zamglenie. W zależności od zasięgu widzialności wyróżnia się:

  • wyjątkowo gęstą i gęstą mgłę: 0 - 200 m (0 - 0,1 Mm, 1 kabel),
  • umiarkowaną mgłę: 200 - 500 m (0,1 - 0,3 Mm),
  • słabą mgłę: 500 - 1000 m (0,3 - 05 Mm).
  • gęste zamglenie: 1000 - 2000 m (0,5 - 1.0 Mm)
  • umiarkowane zamglenie: 2000 - 4000 m (1,0 - 2.0 Mm),
  • słabe zamglenie: 4000 - 10000 m (2,0 - 5.0 Mm)

Warunkiem niezbędnym do powstania mgły bądź zamglenia jest spadek temperatury powietrza (tp) poniżej wartości jego temperatury punktu rosy (td) sprzed rozpoczęcia procesu ochładzania. Jeśli mimo spadku temperatury powietrza nie dojdzie do spełnienia tego warunku (tp < td), nie dojdzie również do wystąpienia w powietrzu procesów kondensacji, w rezultacie mgły ani zamglenia nie utworzą się, jedynie wzrośnie wilgotność względna powietrza. Nie każde więc, nawet silne, ochłodzenie powietrza doprowadzi do wystąpienia mgieł lub zamgleń. Przykładem tego może służyć rejon leżący przy atlantyckich wybrzeżach Maroko, Sahary Hiszpańskiej czy Mauretanii, gdzie nad chłodne wody morskie (około 17-19°C; Prąd Kanaryjski) wypływa, wynoszone przez passat, bardzo ciepłe powietrze znad Afryki (około 30-40°C; powietrze znad Sahary). Mimo ochłodzenia tego powietrza w warstwie przywodnej o 12-20°, wobec tego, że charakteryzuje się ono temperaturą punktu rosy 10-15°C, do procesów kondensacji i tym samym tworzenia się mgieł i zamgleń nie dochodzi (czynnikiem często (szczególnie zimą) ograniczającym widzialność poziomą w tym rejonie jest silne zapylenie powietrza, powodujące zmętnienia - patrz: widzialność pozioma).

W zależności od tego ile pary wodnej wykropli się w jednostce objętości powietrza zmieniać się będzie proporcjonalnie ilość mikrokropel wody. Im powietrze będzie miało większy zasób pary wodnej i im głębszy będzie spadek temperatury, tym więcej pary zmieni swój stan skupienia i tym samym więcej w jednostce objętości powietrza będzie mikrokropel. Każda z tych mikrokropel wody będzie rozpraszała i pochłaniała światło, w rezultacie im w jednostce objętości będzie więcej mikrokropel, tym widzialność będzie bardziej ograniczona. Tak więc czy będziemy mieli do czynienia z mgłą, czy z zamgleniem, zależeć będzie od tego, ile  zawieszonej wody w stanie ciekłym znajduje się w jednostce objętości powietrza.

Gęstość mgły lub zamglenia zależy:

  • w pierwszym rzędzie od prężności aktualnej (e). Im ta jest wyższa, potencjalnie mgła może być gęściejsza,
  • od stopnia wychłodzenia powietrza; dokładniej od tego, jaka będzie różnica między temperaturą punktu rosy a temperaturą po wychłodzeniu.

Jeżeli powietrze będzie miało temperaturę, np. tp = +20°C i td = +15°C (e = około 17 hPa) i zostanie ochłodzone (np. w czasie nocnego wypromieniowania) do 10°C (E = około 12,3 hPa), wykropli się 17 - 12,3 = 4,7 hPa pary. Mgła radiacyjna będzie gęsta.
Jeżeli powietrze będzie miało temperaturę tp = + 10°C i td = +5° (e = około 8,7hPa) i zostanie ochłodzone również o 10° (czyli do 0°C; E = 6,1 hPa), wykropli się  2,6 hPa pary. Mgła będzie znacznie słabsza od pierwszego przypadku.

Rodzaje mgieł

Ze względu na to, że charakter i przebieg procesów kondensacji w objętości powietrza wykazuje dość duże zróżnicowanie, mgły i zamglenia mogą powstawać w różny sposób. Klasyfikacja genetyczna mgieł wyróżnia następujące ich podstawowe, istotne z punktu widzenia żeglugi morskiej, kategorie:

  • mgły radiacyjne,
  • mgły adwekcyjne,
  • mgły z wyparowania,
  • mgły frontalne.

Przedstawiona klasyfikacja nie ujmuje wszystkich kategorii (rodzajów) mgieł, z jakimi można się spotkać się w podręcznikach (nota bene i w podręcznikach spotyka się różne klasyfikacje mgieł). Pominięto w tym opracowaniu szereg mgieł; przykładowo mgła orograficzna (chmura orograficzna o podstawie równej 0 m nad poziom terenu) jest dla nas zwykłą chmurą orograficzną, z mgłami zboczowymi raczej nie spotkamy się na morzu, pojęcie mgieł "wewnątrzmasowych" nie wydaje się z synoptycznego punktu widzenia właściwe, gdyż de facto są to albo mgły adwekcyjne, albo mgły radiacyjne związane z inwersją osiadania, etc.

Mgły radiacyjne

Mgły radiacyjne (ang. radiation fog) tworzą się w wyniku spadku temperatury powietrza spowodowanego procesami wypromieniowania ciepła z przyziemnej warstwy powietrza. Z chwilą, kiedy temperatura powietrza spadnie poniżej temperatury punktu rosy tego powietrza, w powietrzu rozpoczynają się procesy kondensacji i powstaje mgła lub zamglenie. Procesy wypromieniowania ciepła zachodzą ciągle, jednak gdy ustaje dopływ promieniowania do powierzchni lub też dopływ ten jest silnie ograniczony, bilans radiacyjny staje się ujemny i temperatura powietrza spada. Z tego względu tworzenie się mgieł radiacyjnych następuje nocą, lub też, gdy zasoby ciepła w podłożu i przyziemnej warstwie powietrza są niewielkie, a powietrze zawiera dużo pary wodnej, tworzenie się mgieł radiacyjnych może rozpocząć się już w czasie zmierzchu.

Dla zachodzenia efektywnych procesów wypromieniowania niezbędna jest redukcja zachmurzenia. W przypadku wystąpienia dużego lub całkowitego zachmurzenia, promieniowanie zwrotne nie pozwala na szybki i tyle głęboki spadek temperatury przyziemnej warstwy powietrza, aby doszło do powstania mgieł radiacyjnych. Innym czynnikiem ograniczającym możliwość wystąpienia mgieł radiacyjnych jest występowanie silniejszego wiatru (Vw > 2-4 m/s), który niszczy (poprzez turbulencję) strukturę przyziemnej warstwy inwersyjnej. Stąd też występowanie mgieł radiacyjnych związane jest na ogół z obszarami centralnych części wyżów, osiowych partii klinów wyżowych (w których występuje pogoda bezchmurna lub o zredukowanym zachmurzeniu i bezwietrza jednocześnie), centralnymi rejonami obszarów siodeł, czyli z obszarami bezgradientowymi lub o bardzo słabo wyrażonym gradiencie barycznym. Na obszarach lądowych tworzenie się mgieł radiacyjnych następuje szczególnie często we wszelkiego rodzaju obniżeniach terenu (dolinach rzecznych, kotlinach, rynnach jeziornych...) oraz na bardziej rozległych obszarach równinnych. Przyczyna tego leży w działaniu dwu czynników:

  • spływaniu wychłodzonego (a więc o większej gęstości) powietrza w obniżenia terenowe, w których to następuje dalsze wypromieniowanie ciepła z powietrza (tzw. "zastoiska chłodnego powietrza") lub braku możliwości spływu w obniżenia (rozległe tereny równinne),
  • większej na ogół wilgotności przyziemnych warstw powietrza w obniżeniach, związanej z parowaniem z silniej nawilgotnionego terenu, a więc i większej wilgotności powietrza w obniżeniach (wyższej temperatury jego punktu rosy, dzięki czemu wystarczy do rozpoczęcia procesów kondensacji mniejszy spadek temperatury powietrza niż na wyżej wyniesionych obszarach, gdzie temperatura punktu jest niższa (patrz fot. 1).


Fot. 1. Niska mgła radiacyjna w Pradolinie Kaszubskiej (między Redą a Rumią) 2 września 2002 roku, około pół godziny po wschodzie Słońca. Mgła tworzy przylegającą do ziemi warstwę o grubości około 2-4 m, zajmującą najniższe, podmokłe fragmenty wielkiego obniżenia. W oddali - widoczne zachodnie dzielnice Gdyni (elektrociepłownia, suwnica bramowa Stoczni Gdynia, dźwigi portowe...)

Letnie mgły radiacyjne są na ogół mgłami niskimi, jedynie w głębszych obniżeniach terenu ich grubość może wzrosnąć na tyle, że niebo będzie niewidoczne. Zimowe mgły radiacyjne nad wychłodzonymi obszarami lądowymi w czasie występowania wyżu blokującego (mgły inwersji osiadania), początkowo niskie, mogą przy przedłużającej się bezwietrznej pogodzie stopniowo przekształcać się w mgły wysokie a czas ich trwania dochodzić może do kilku dób. Nad obszarami gęsto zamieszkałymi w takich warunkach mgły, początkowo radiacyjne, mogą przekształcić się w mgłę smogową (wobec istnienia inwersji, spaliny i dymy z licznych pieców nie mogą ulegać rozproszeniu, gromadząc się w przyziemnej warstwie powietrza). Dopiero zmiana układu barycznego, połączona z silniejszym wiatrem może rozproszyć takie mgły. Takie mgły obejmują zazwyczaj duże obszary i mogą przysporzyć wiele kłopotów wszystkim rodzajom transportu; od lotniczego poczynając, na morskim kończąc. W tym ostatnim przypadku pojawiają się nie tyle większe utrudnienia dla nawigacji (choć praca portów jest wysoce utrudniona), ile związane są z opóźnieniami i zakłóceniami w odbiorze ładunków z portów i dostawą ładunków do portów.

Ze względu na dużą pojemność cieplną wód, w czasie nocnego spadku temperatury przywodnej warstwy powietrza, natychmiast zostaje uruchomiony strumień ciepła z powierzchni wody do powietrza, który nie dopuszcza do wystąpienia w nim głębokiego spadku temperatury. Jednocześnie w przywodnej warstwie powietrza rozwijają się ruchy konwekcyjne, niedopuszczające do wykształcenia się poziomu inwersyjnego. Z tego względu mgły radiacyjne nad morzem się nie tworzą, lecz jedynie nad obszarami lądowymi. Nie oznacza to jednak, że mgły radiacyjne nie występują nad morzem.

W strefach przybrzeżnych mgły radiacyjne mogą być wynoszone znad lądu na morze, szczególnie często ma to miejsce u wylotów dolin (np. reda Gdyni, wylot doliny Kaczej na morze - Orłowo). Sięgają wtedy na odległość od ułamka do 2-3 Mm od linii brzegowej. Zanik wyniesionych nad morze mgieł radiacyjnych jest szybki - latem ustępują 1-2 godziny po wschodzie Słońca, w okresie zimowym w szerokościach umiarkowanych 2-3 godziny po wschodzie Słońca. Wystąpienie nawet niezbyt silnego wiatru skutecznie likwiduje wyniesione nad przybrzeżne akweny morskie mgły radiacyjne. Na otwartych obszarach morskich czy oceanicznych mgły radiacyjne nie występują.

Mgły radiacyjne mogą stosunkowo często występować na akwenach portowych, zwłaszcza wtedy, gdy port leży w pewnym oddaleniu od otwartego morza (porty ujściowe), w obniżeniach terenowych (np. Gdynia, Szczecin) lub na terenach równinnych (np. Gdańsk). Mgły takie, nad akwenami portowymi szczególnie długo mogą utrzymywać się zimą - jeśli grubość powstałej wieczorem i w nocy warstwy mgły będzie duża, a dzień będzie bezwietrzny, nawet wtedy gdy świeci Słońce mgły mogą utrzymywać się niekiedy do późnych godzin popołudniowych.

Prognozowanie mgieł radiacyjnych (istotne w czasie pobytu statku w porcie) jest stosunkowo proste. Jeśli już w godzinach przedwieczornych temperatura powietrza zbliża się do temperatury punktu rosy (różnice 2-4°), a noc zapowiada się bezwietrzna i bezchmurna, prawdopodobieństwo wystąpienia mgły radiacyjnej staje się bardzo duże. Uwzględniając tempo obniżania się temperatury powietrza (deg/godz), można w przybliżeniu oszacować moment wystąpienia początku mgły (zamglenia) radiacyjnego. Jeśli jednak tak wyznaczony moment wystąpienia mgły przypada na drugą połowę nocy, wystąpienie mgły radiacyjnej staje się problematyczne - spadek temperatury powietrza w drugiej połowie nocy staje się wolniejszy niż w jej pierwszej połowie i rzeczywisty spadek temperatury powietrza może okazać się mniejszy od obliczonego.

Mgły adwekcyjne

Adwekcja to napływ mas powietrza nad daną powierzchnię (lądową, akwen) o innych właściwościach, niż powietrza, dla którego powierzchnia ta stanowi obszar źródłowy.
Mgły adwekcyjne (ang. advection fog) powstają w wyniku napływu cieplejszego i wilgotnego powietrza nad powierzchnię, której temperatura jest niższa od temperatury punktu rosy napływającego powietrza. W rezultacie wymiany ciepła między powietrzem a podłożem (strumień ciepła skierowany do podłoża) następuje stopniowy spadek temperatury powietrza, najsilniejszy w warstwie najniższej (inwersja). Jeśli dojdzie do sytuacji, w której temperatura w przyziemnej (przywodnej) warstwie spadnie poniżej temperatury punktu rosy, w powietrzu rozpoczną się procesy kondensacji. Jeśli ilość mikrokropel wody w jednostce objętości powietrza będzie wystarczająco duża - wystąpi mgła lub zamglenie. Im większa będzie różnica między temperaturą podłoża a temperaturą punktu rosy powietrza, oraz, im temperatura punktu rosy będzie wyższa, tym bardziej gęsta będzie mgła, a tym samym silniej będzie ograniczony zasięg widzialności poziomej.

Dla wystąpienia mgieł adwekcyjnych (zasięg widzialności do 0,5 Mm) prędkość wiatru musi utrzymywać się w dość wąskim przedziale od 0,3-0,5 m/s do 5-7 m/s, czyli wiatr nie może być ani zbyt słaby, ani zbyt silny. W przypadku, jeśli prędkość wiatru wzrasta powyżej 7 m/s (około 14 w), w przywodnej strefie na skutek wzrastającej turbulencji mgła się rozrzedza, wyżej występującą, nie stykającą się z powierzchnią morza mgłę "odbiera się" jako chmurę Stratus. W takich warunkach, między chmurą a powierzchnią morza występuje na ogół gęste zamglenie (zasięg widzialności od 0,5 do 2 Mm), w którym zasięg widzialności jest zmienny. Im większa prędkość wiatru, tym wyżej leży pułap chmury Stratus. Mgły adwekcyjne tworzą się niezależnie od pory roku i pory doby, zawsze wtedy, gdy zostaną spełnione warunki wymienione na wstępie. Nie oznacza to jednak, że w występowaniu mgieł adwekcyjnych nie zaznacza się sezonowość.

Mgły adwekcyjne często nazywane są "mgłami morskimi" (choć oczywiście występują i nad lądem). Na wielu akwenach w strefie szerokości umiarkowanych częstość występowania mgieł adwekcyjnych rośnie w okresie wiosennym i początku lata. Wobec szybkiego ogrzewania się powietrza nad obszarami lądowymi wyniesienie takiego ciepłego i zawierającego dużą ilość pary wodnej powietrza nad znacznie chłodniejszą, nienagrzaną jeszcze wodę, z reguły doprowadza do powstania mgły lub zamglenia adwekcyjnego. Takiego rodzaju mgły są częste nad Zatoką Biskajską, Kanałem Angielskim, Morzem Północnym, Bałtykiem. Jeśli po kilku ciepłych, bezwietrznych dniach zaistnieją niezbyt silne wiatry odlądowe, można spodziewać się wystąpienia mgły. Mgła ta będzie na ogół szczególnie gęsta w strefach przybrzeżnych, gdyż występujące wiatry dodatkowo będą "spychać" w głąb morza cienką, nagrzaną warstwę wód powierzchniowych, a na ich miejsce na powierzchnię wypłyną silnie wychłodzone wody spod termokliny. Różnica temperatury powietrza i wody może wtedy osiągnąć bardzo duże wartości (kilkanaście stopni). Z takiego rodzaju mgłami często spotyka się m.in. w strefie przybrzeżnej polskiego wybrzeża (fot. 2).


Fot. 2. Mgła adwekcyjna przed portem w Gdyni 15 kwietnia 2011 roku (fot. A. Styszyńska). Polskie wybrzeże Bałtyku znajdowało się w słabo gradientowym polu ciśnienia związanym z klinem Wyżu Azorskiego

Mgły adwekcyjne w strefach wysokich szerokości (Arktyka, Antarktyka) występują często i związane są z niemal każdą adwekcją powietrza z niższych szerokości, jeśli tylko prędkości wiatru nie są zbyt duże - patrz fot. 3. Ze względu na utrzymującą się w okresie arktycznego/antarktycznego lata niską temperaturę powierzchni wody (często temperatura wody jest nieznacznie tylko wyższa od 0°C, na wodzie utrzymuje się mniej lub bardziej rozrzedzony lód morski lub lodowcowy) - patrz fot. 4, napływ wilgotnego i ciepłego powietrza z południa, przy malej prędkości wiatru, skutkuje powstaniem mgieł adwekcyjnych które utrzymują się na wielkich obszarach. Na Polskiej Stacji Polarnej w Hornsundzie, jak wykazały prowadzone tam obserwacje meteorologiczne, największą frekwencję dni z mgłą obserwuje się w okresie arktycznego lata (lipiec, sierpień).


Fot. 3. Mgła adwekcyjna wchodząca do fiordu Hornsund (Spitsbergen) znad Morza Grenlandzkiego 18 sierpnia 2005 roku w rezultacie powolnego (1-4 m/s) napływu ciepłego (tp = około 5°C) i wilgotnego (td = 4,6°C) powietrza z SW. Mgła ta wolno przemieszczając się po stokach nadbrzeżnego pasma górskiego zamykającego od NW Hornsund (Rotjesfiellet) przekształca się w mgłę orograficzną dobrze widoczną na dolnych zdjęciach. Powstaje ona w wyniku wymuszonego przepływu powietrza nad wzniesieniami po ich nawietrznej stronie. W tym czasie wnętrze fiordu wolne od mgły (© fot. T. Palmowski i A. Styszyńska)


Fot. 4. Zdjęcie lewe – Spitsbergen, Hornsund, Isbjornhamna. Słaba mgła adwekcyjna. Zasięg widzialności poziomej – 0,3-0,5 Mm. Zdjęcie środkowe - Morze Barentsa, Storfjord. Mgła adwekcyjna. Zdjęcie prawe - Morze Barentsa (78,8°N), mgła adwekcyjna – rezultat napływu powietrza z południa nad wychłodzoną wodę, zasięg widzialności – około 0,2 Mm (© fot. AAM, 10-15.08.2005).

W rejonie wybrzeży (np. Spitsbergenu) mgły w czasie dnia polarnego tworzą się tam dość często w warunkach pogody niemal bezchmurnej i z bardzo słabym wiatrem, przy zniesieniu wygrzanego nad lądem powietrza nad chłodną wodę; są to więc lokalne mgły typu mgieł adwekcyjnych. Zdjęcia poniżej (fot. 5) stanowią obrazy z kamer zainstalowanych w Longyearbyen (WebCam: http://www.svalbard.com/webcam/) i przedstawiają te same momenty lub bardzo zbliżone w czasie momenty tworzenia się i nadchodzenia mgły rejestrowane z dwu różnych kamer. Longyearbyen to największa osada Spitsbergenu, będąca centrum administracyjnym Svalbardu (około 1700 mieszkańców), położony jest nad Adventfjorden, będącym odnogą Isfjordu (około 78°N) – patrz mapka poniżej.


Fot. 5. Występowanie lokalnej mgły adwekcyjnej. Zdjęcie 1 - 6 lipca 2005 r., godzina 1604 LST. Wyjątkowo ciepły dzień; nagrzane nad lądem powietrza przenoszone jest przez bardzo słaby (1,0 - 1,5 m/s) północny wiatr nad wody Isfjordu (temp. wody 0 - 1°C). Mgła tworząca się nad Isfjordem i wschodnią częścią Adventfjordu tworzy wyraźną granicę, która przesuwa się w kierunku lądu. Zdjęcie 2 - Godzina 1704 LST. Granica mgły przekroczyła linię brzegową, mgła wchodzi nad ląd. Zdjęcie 3 - Godzina 1904 LST. Mgła wypełnia Adventfjord i niższe części Adventdahlen. W azymucie Słońca (lewy górny róg obrazu) widoczne wyraźnie rozjaśnienie mgły. Zdjęcie 4 - Ta sama mgła rejestrowana przez kamerę w rejonie nowego portu (Bykaia) w Longyearbyen. Godzina 1607 LST. Granica mgły w środkowej części Adventfjordu. Zdjęcie 5 - Ta sama mgła rejestrowana przez kamerę w rejonie nowego portu (Bykaia) w Longyearbyen. Godzina 1907 LST. Granica mgły niemal dokładnie pokrywa się z granicą woda - wygrzana promieniami słonecznymi powierzchnia kei. Nad wygrzaną powierzchnią kei powietrze się ogrzewa i brak jest warunków do utrzymania się mgły (temperatura powietrza wyższa od temperatury punktu rosy). Statek widoczny na poprzednim zdjęciu w międzyczasie odpłynął.

Na otwartych wodach strefy szerokości umiarkowanych do powstania mgieł adwekcyjnych często dochodzi w okresie drugiej połowy zimy, wczesnej wiosny i wiosny w rezultacie napływu mas powietrza morskiego - zarówno przetransformowanego powietrza zwrotnikowo-morskiego, jak i mniej przetransformowanych mas powietrza polarno-morskiego, formującego się w pobliżu południowej granicy zasięgu obszarów źródłowych tych mas.
Szczególnie często do tworzenia się mgieł adwekcyjnych dochodzi na niektórych obszarach, tam gdzie występują specyficzne warunki hydrologiczne - w stosunkowo bliskim sąsiedztwie występują wody o skrajnym zróżnicowaniu temperatury powierzchni oceanu. Do najbardziej znanych takich obszarów należy rejon Wielkich Ławic - Nowej Szkocji - Nowej Fundlandii.
Na tym akwenie temperatura wód powierzchniowych jest niska - zimowa temperatura wynosi od -1°C w rejonie N wybrzeża Nowej Fundlandii (o ile nie ma tam lodów) do + kilku stopni na południu, temperatura letnia to od około 6-8 do 10-13°C na południu. Bezpośrednio na S i SE od tego akwenu występują wody Golfstromu, których temperatura na powierzchni w okresie zimowym nie spada poniżej 18-21°C, latem zaś wynosi około 27-28°C. I latem, i zimą, wilgotność względna tego powietrza jest równa 80-85% (td = około 15-16°C zimą, 22°C latem). W każdej sytuacji, gdy powietrze zalegające wcześniej i formujące się nad wodami Golfstromu zostanie przez procesy cyrkulacyjne przeniesione nad chłodne wody labradorskie, dochodzi do tworzenia się gęstych i długo utrzymujących się mgieł. W rezultacie, na tych akwenach odnotowuje się od 96 do 80 dni z mgłą w ciągu roku.
Bardzo często, choć nie z taką częstością jak na NW Atlantyku, tworzą się w okresie letnim podobne mgły nad północną częścią Morza Japońskiego, Morzem Ochockim, rejonem Kuryli, gdy relatywnie ciepłe powietrze znad kontynentu (Wschodniej Syberii) wyniesione zostanie nad chłodne wody morskie. Tak sam jest mechanizm tworzenia się częstych mgieł adwekcyjnych na wodach południowych partii szelfu argentyńskiego (nad Prądem Falklandzkim).

Prognozowanie mgieł i zamgleń adwekcyjnych jest stosunkowo proste, choć posiada tylko orientacyjny charakter. Jeśli z mapy synoptycznej wynika, że następuje silny i szybki transfer powietrza morskiego z niskich szerokości nad relatywnie chłodne wody (patrz rozkład przestrzenny temperatury powierzchni oceanu), to:

  • jeśli prędkość przepływu powietrza nad obszarem zainteresowania się zmniejsza (rozbieżność linii prądów lub rozbieżność izobar) należy oczekiwać wystąpienia mgły lub gęstego zamglenia,
  • jeśli prędkość przepływu powietrza będzie nad obszarem zainteresowania duża (10 m/s i więcej) należy oczekiwać wystąpienia zachmurzenia całkowitego (N = 8), chmury St i wystąpienia warunków ograniczonej widzialności. W takich warunkach zazwyczaj wystąpi gęste lub umiarkowane zamglenie, niekiedy towarzyszyć mu będzie opad mżawki lub słaby opad drobnokroplistego deszczu, dodatkowo obniżający zasięg widzialności.

Jeżeli powietrze morskie z niskich szerokości napływa powoli i pokonuje długą drogę nad oceanem, z reguły następuje powolna transformacja masy atmosferycznej i w takich warunkach wystąpienie mgły jest mało prawdopodobne; zazwyczaj wystąpi ciągła powłoka chmur niskich i słabe zamglenie. Na wodach przybrzeżnych należy, przy prognozowaniu wystąpienia mgły, uwzględnić przypadki napływu powietrza znad lądu (kontynentu), o których była mowa wyżej.

Uwaga. W niektórych podręcznikach, ich autorzy piszą, że mgły adwekcyjne powstają w wyniku silnego obniżenia temperatury powietrza, napływającego nad chłodniejsze od niego podłoże. Wbrew temu co można tam przeczytać, do powstania mgieł adwekcyjnych nie jest wystarczające nawet silne, czy bardzo silne ochłodzenie powietrza. Jeśli ochłodzenie to nie doprowadzi do spadku temperatury powietrza poniżej jego temperatury punktu rosy, nie dojdzie do powstania mgły. Jako przykład może służyć bardzo ciepłe powietrze (o temperaturze od +35 do +40°C) wypływające znad Sahary na Atlantyk, nad chłodne wody Prądu Kanaryjskiego (temperatura wody około 17-18°C). Powietrze to szybko i mocno ochładza się od wody (o 18-23 deg !), powstaje w nim bardzo silna inwersja, jednak ponieważ temperatura punktu rosy tego powietrza wynosi około 12-13°C, do zaistnienia procesów kondensacji i wystąpienia mgły nie dochodzi.

Mgły z wyparowania

Procesy tworzenia się mgieł z wyparowania zasadniczo różnią się od procesów tworzenia się mgieł radiacyjnych i adwekcyjnych. Dla tworzenia się mgieł z wyparowania (ang. steam fog lub evaporation fog) potrzebny jest normalny profil temperatury powietrza w przyziemnej / przywodnej warstwie powietrza i to o stosunkowo dużej wartości pionowego gradientu temperatury (rzędu 2-4°C/m), gdy z mgłami radiacyjnymi i adwekcyjnymi związane jest wystąpienie inwersji temperatury w przyziemnej warstwie powietrza. Dla wystąpienia mgieł z wyparowania musi być spełniony następujący warunek - istnienie silnie nawilgoconego lub wodnego podłoża, cieplejszego od kilku do kilkunastu stopni od zalegającego nad tym podłożem powietrza. Mechanizm tworzenia się mgieł z wyparowania jest (w uproszczeniu) następujący:

  • znacznie chłodniejsze od podłoża powietrze ogrzewa się (oczywiście od podłoża),
  • w trakcie ogrzewania tego powietrza rośnie w nim gwałtownie niedosyt wilgotności,
  • wzrost niedosytu wilgotności prowadzi do gwałtownego wzrostu parowania z podłoża,
  • ciepłe i wzbogacone w parę wodną powietrze odrywa się od podłoża i unosi,
  • w trakcie unoszenia się tego powietrza zachodzi turbulentne mieszanie się z powietrzem otaczającym i temperatura "wymieszanego" powietrza spada,
  • w momencie, gdy temperatura wymieszanego powietrza spadnie poniżej temperatury jego punktu rosy, rozpoczynają się procesy kondensacji i tworzą się mgły lub zamglenia.

Na morzu możemy spotkać się z dwoma rodzajami mgły z wyparowania: dymieniem morza i mgłami ujściowymi, których drugorzędne mechanizmy powstawania nieco różnią się od siebie.

Dymienie morza

tworzy się najczęściej wtedy, gdy nad wodę o temperaturze od nieco wyższej od temperatury zamarzania do plus kilku stopni Celsjusza napłynie silnie wychłodzone powietrze, o temperaturze niższej co najmniej o 10-12° od temperatury wody. Zasób pary wodnej w tym powietrzu nie gra istotnej roli, może to być nawet powietrze bardzo suche. Powietrze to gwałtownie ogrzewa się od wody i wzbogaca w parę wodną (pobierając ciepło i parę z powierzchni morza), następnie unosi, ochładza w rezultacie mieszania się z powietrzem nadległym i tworzy się mgła lub zamglenie. Nad powierzchnią morza widoczne są słupy, kłęby i smugi "pary" (mgły) sprawiające wrażenie unoszącego się dymu (stąd i nazwa "dymienie morza" (ang. sea smoke lub steam fog) - patrz fot. 6). Widzialność jest stale zmienna, dotyczy to zarówno widzialności w różnych kierunkach, jak i w tym samym kierunku. Mgła lub zamglenie raz staje się bardzo gęsta, raz zdecydowanie się rozrzedza. W przypadku silnego wiatru, występującego w trakcie tworzenia się takiej mgły, widoczne są wyraźne pasma niesione gwałtownie przez wiatr.

Kropelki wody występujące w tym rodzaju mgły są zazwyczaj przechłodzone (ich temperatura jest niższa od temperatury zamarzania wody słodkiej). W rezultacie, uderzając o płynący statek niemal natychmiast zamarzają, powodując oblodzenie, Oblodzenie jest zdecydowanie silniejsze na nawietrznych częściach kadłuba, nadbudówek, osprzętu pokładowego, etc. Powstający tą drogą lód jest lodem zwartym, bardzo mocno przylegającym do powierzchni, na której się osadza.

Przedstawione poniżej zdjęcia pochodzą z kamery, zainstalowanej w Longyearbyen (http://www.svalbard.com/webcam/) na Spitsbergenie. Nad niezamarznięty fiord (Adventfjorden) o temperaturze wody około -1.2°C, w nocy napłynęło silnie wychłodzone, suche Powietrze Arktyczne kontynentalne o temperaturze około -22°C. Nad niezamarzniętą wodą unosi się skłębiona, niska mgła, o nieostrej górnej granicy. Należy zwrócić uwagę na niemal bezchmurne niebo (tylko nadciągające ze wschodu chmury wysokie - Ci), sprzyjające nocnemu wychłodzeniu. O godzinie 09 temperatura powietrza -16°C, wiatr słaby - 2-3°B, spływający z lądu, z doliny Advent (Adventdalen) i wynoszący mgłę nad otwarte wody Isfjordu.


Fot. 6. Mgła z wyparowania - dymienie morza na Spitsbergenie 10 marca 2006 roku. Zdjęcie lewe - godz. 09 LST - dymienie morza (mgła z wyparowania). Zdjęcie środkowe - godz. 10 LST - dymienie morza (mgła z wyparowania). Widoczny "słupowy" charakter unoszących się kłębów mgły. Wysokość warstwy mgły można ocenić na około 100-120 m nad lustro wody. Granica zasięgu mgły niemal dokładnie pokrywa się z linią brzegową. Siła wiatru wzrosła w ciągu godziny, o 10 LST jest już ok.3-4°B. Rozwija się konwekcja - nad Isjordem tworzą się chmury Cu.
Zdjęcie prawe - godz. 13 LST - Dymienie morza (mgła z wyparowania). Wzrost temperatury (-12°C) i zmniejszenie się siły wiatru (1-2°B) oraz wzrost zachmurzenia ogólnego (Sc). Mikrokrople wody tworzące mgłę są przechłodzone.

Dymienie morza wystąpić może również w dodatniej temperaturze powietrza, jeśli między wodą a napływającym nad nią powietrzem zaistnieją duże (> 12-15°C) różnice temperatury, czyli pionowy gradient temperatury w warstwie przywodnej będzie bardzo duży. Stosunkowo często taką sytuację obserwować można nad Golfstromem (poza okresem letnim; patrz fot. 7), kiedy wychłodzone powietrze znad kontynentu napłynie nad ciepłe wody "rdzenia" tego prądu. W takiej sytuacji, co oczywiste, mikrokrople tworzące mgłę nie są przechłodzone.


Fot. 7. Bardzo intensywne dymienie morza w dodatniej temperaturze powierzchni morza 20 grudnia 2004 r. na Golfsztromie (na wysokości Georgetown (około 33°N), które rozwinęło się w wyniku adwekcji silnie wychłodzonego powietrza znad kontynentu nad ciepłe (około +24°C) wody Golfsztromu. Zdjęcie lewe - 09 LST - początek dymienia morza, napływ chłodnego powietrza znad kontynentu. Stan morza niski, jednak wraz z nasileniem adwekcji wiatr się wzmaga. Mgła jeszcze nie występuje - zasięg widzialności mieści się w granicy ok. 2-3 Mm (zamglenie). Widnokrąg przybliżony, nieostry, miejscami niewidoczny. Zdjęcie środkowe - 15 LST - intensywne dymienie morza. Mimo silnego wiatru (6°B) mgła gęstnieje; widnokrąg niewidoczny, zasięg widzialności ok. 3 kabli. Widać unoszące się z powierzchni morza słupy i pasma  "pary", Zasięg widzialności w różnych kierunkach jest zmienny. Stan morza wyraźnie wzrósł w stosunku do tego, jaki był o godz. 09. Zauważalny rozwój pokrywy chmur Cu cumulogenitus, będący skutkiem bardzo intensywnej konwekcji. Zdjęcie prawe - 16 LST - intensywne dymienie morza. Zasięg widzialności poziomej w warstwie przywodnej ograniczony do 1-2 kabli, widnokrąg niewidoczny. Niebo całkowicie zachmurzone. Widoczne odrywające się od przywodnej warstwy mgły strzępy i płaty unoszącej się "pary". Dalszy wzrost stanu morza.

Występowanie dymienia morza można prognozować stosunkowo łatwo - każda intensywna adwekcja bardzo mroźnego powietrza nad niezamarzniętą powierzchnię wód da taki rodzaj mgły. Szczególnie intensywne procesy obniżenia widzialności poziomej nastąpią, gdy adwekcji takiej towarzyszy wiatr o sile sztormu (9-10 B), tworzą się dodatkowo w powietrzu marznące bryzgi (freezing spray), prowadzące do silnego obladzania.
Dymienie morza jest typowe w okresie zimowym na wodach przylegających do atlantyckich wybrzeży Kanady (wypływ zimowego powietrza polarno-kontynentalnego nad Morze Labrador, Zatokę Św. Wawrzyńca, wody Atlantyku przylegające do wybrzeży Nowej Szkocji), na wodach znajdujących się wokół południowej i wschodniej Grenlandii, wokół Islandii, na niezamarzniętej powierzchni Morza Barentsa, Grenlandzkiego (napływ powietrza Arktycznego), Norweskiego (napływ powietrza Arktycznego lub polarno-kontynentalnego znad Skandynawii). Stosunkowo często z dymieniem morza spotkać się można również na środkowym i północnym Bałtyku, rzadziej nad południowymi częściami Bałtyku. Dymienie morza jest również częste na wodach Pacyfiku - występuje na Morzu Beringa, w Zatoce Alaska, Morzu Ochockim, północnej i wschodniej części Morza Japońskiego.

Zjawisko podobne do dymienia morza występuje również w okresie zamarzania akwenów; może wtedy wystąpić nawet przy niezbyt niskiej temperaturze powietrza (około -5 do -7°C), związane jest wtedy z wydzielaniem utajonego ciepła krystalizacji. W tym przypadku obniżenie widzialności nie jest silne, tworzy się najczęściej umiarkowane zamglenie, które, jeśli występuje wiatr o prędkości przekraczającej 5 m/s, jest szybko rozwiewane.

Uwaga. Piękne zdjęcia dymienia morza 7 stycznia 2016 roku na polskim wybrzeżu Bałtyku można obejrzeć pod adresem: https://trojmiasto.onet.pl/niezwykle-zjawisko-nad-polskim-baltykiem/ft5s5c

Mgły ujściowe

powstają na tych obszarach przybrzeżnych, na których występują duże skoki pływów a dno opada łagodnie (wybrzeża wattowe). W trakcie odpływu tworzą się rozległe osuchy o mokrej, silnie nawilgotnionej powierzchni. Jeśli na przykład nad takim obszarem utrzymuje się dość chłodne powietrze i jednocześnie w trakcie odpływu wystąpi silna operacja słoneczna, powierzchnia osuchów szybko i silnie się nagrzewa, stając się cieplejsza od powietrza. Powietrze ogrzewające się od powierzchni osuchów pochłania duże ilości pary wodnej, unosi się, miesza z wyżej zalegającym chłodnym powietrzem i w momencie, gdy temperatura tej mieszaniny powietrza spadnie poniżej temperatury punktu rosy nastąpi kondensacja pary wodnej, w rezultacie czego wytworzy się mgła lub zamglenie. Jeśli prędkość wiatru nie jest zbyt duża, taka mgła lub zamglenie może być zniesiona na przybrzeżne partie morza.

Nazwa takiej mgły - mgła ujściowa - bierze się stąd, że najczęściej szlaki żeglugowe kierują się przez wybrzeża wattowe w kierunku portów zlokalizowanych w ujściowych partiach rzek, stąd też najczęściej spotkać się z nimi statek może wchodząc w ujścia rzek. Na wodach europejskich mgły ujściowe często można napotkać na przykład przy wchodzeniu w ujście Elby (Łaby) w drodze do Kanału Kilońskiego lub Hamburga, Bremy/Bremerhaven, w rejonach ujściowych Tamizy, etc. Wobec tego, że nawigacja na torach wodnych prowadzących w rejonach pływowych na rzekach i podejściach do nich jest trudna (potrzeba zachowania dużej precyzji nawigowania w warunkach jednocześnie dużego ruchu), występowanie mgieł ujściowych stanowi istotne dodatkowe utrudnienie nawigacji, stając się często jedną z przyczyn kolizji lub wejść na mielizny.

Mgły ujściowe częściej występują w okresie dnia, niż nocy. Ich występowanie w nocy jest częstsze w warunkach pogody wyżowej, wtedy, gdy temperatura wody jest wysoka (druga połowa lata, jesień) a odpływ występuje w drugiej połowie nocy. Odsłaniające się osuchy często mają wtedy znacznie wyższą temperaturę od radiacyjnie wychłodzonego powietrza napływającego powoli znad lądu nad osuchy. Rzadko mgły ujściowe w typowej postaci występują zimą. Przy adwekcjach bardzo chłodnego powietrza, tworzące się mgły lub zamglenia nie różnią się pod względem genezy od omówionego wyżej dymienia morza. Zasięg mgieł ujściowych w stronę morza jest niezbyt duży - zazwyczaj 2-4 Mm, tak że np. wychodząc z ujścia Łaby na Morze Północne, z reguły już przy "Elbe 1" widzialność zdecydowanie się poprawia. Najczęściej mgły ujściowe dają ograniczenia widzialności w zakresie ‘gęstego zamglenia’ (0,5-1,0 Mm) lub ‘umiarkowanego zamglenia’ (1-2 Mm), rzadziej ‘słabej mgły’ (0,3 -0,5 Mm).

Inne przypadki mgieł z wyparowania
Z mgłami z wyparowania można się stosunkowo często spotkać w strefie równikowej nad lądem. Mgły takie tworzą się najczęściej bezpośrednio po opadzie, gdy ponownie zaczyna zza chmur wychodzić Słońce. Tworzą się wtedy ‘poszarpane’ płaty mgły o niewielkich rozmiarach poziomych. Na stokach wzgórz czy gór sprawiają wrażenie strzępów chmur, wychodzących z dżungli.

Mgły frontalne (frontowe)

Ten rodzaj mgły związany jest ze strefami frontów atmosferycznych. Mogą one powstać przed linią frontu ciepłego (ang. warm-front pre-frontal fog), za linią frontu chłodnego (ang. cold front post-frontal fog) oraz w strefie mieszania się powietrza ciepłego i zimnego na linii frontu (ang. frontal-passage fog).
Najczęściej mgły występują przed linią frontu ciepłego. Gdy opady deszczu wypadają z chmur Nimbostratus tworzących się w ciepłym i wilgotnym powietrzu wślizgującym się nad powietrze chłodne, to pod powierzchnią frontalną trafiają do powietrza chłodnego, które szybko ulega nasyceniu przez parowanie kropel wody tego opadu. Dochodzi do kondensacji pary wodnej w przyziemnej warstwie powietrza.
Mgły związane z frontami chłodnymi pojawiają się po przejściu linii frontu chłodnego o małej aktywności (front chłodny I-rodzaju), na którym też dochodzi do opadów deszczu w chłodnym powietrzu. Podobnie jak poprzednio parowanie rozwija się wskutek wzrostu temperatury parujących kropli w powietrzu o temperaturze niższej od punktu rosy.
Gdy na linii frontu stykają się masy ciepłego i zimnego powietrza i każda z nich jest bliska nasycenia, to wystarczy bardzo słaby wiatr by doszło do nagłego schłodzenia względnie ciepłego powietrza i kondensacji pary wodnej. Dodatkowo opad parujący z wilgotnej powierzchni dodaje wystarczającą ilość pary wodnej do wytworzenia mgły. Turbulencje powietrza powodują tworzenie się mgły lub bardzo niskiej chmury Stratus.
Mgły frontalne na ogół nie przekraczają grubości 30 m. Taka mgła jest zazwyczaj krótkotrwała i rozprasza się w ciągu 1-2 godzin, w miarę przechodzenia przez dany obszar frontu.

Inne materiały dotyczące mgieł dostępne w sieci Internetu

Omówienie mgieł frontalnych
Adres: http://stream1.cmatc.cn/pub/comet/AviationWeather/FogItsProcessesandImpactstoAviationandAviationForecasting/comet/fog_int/navmenu.php_tab_1_page_4.3.0.htm
Pod tym adresem znaleźć można szereg schematycznych diagramów prezentujących procesy tworzenia się mgieł oraz mapek pokazujących różne strefy występowania mgieł frontalnych

Ryzyko wystąpienia mgły
[w;] Identyfikacja i ocena ekstremalnych zdarzeń meteorologicznych i hydrologicznych w Polsce w II połowie XX wieku
Adres: http://klimat.imgw.pl/wp-content/uploads/2013/01/4_6.pdf
Krótka charakterystyka wystąpienia mgły na obszarze Polski oraz opis różnych rodzajów mgieł. Mapa pokazująca średnią liczbę dni z mgłą w okresie 1971-2005 na obszarze Polski. Tabela określająca liczbę przypadków mgły w godzinowych przedziałach czasowych w ciągu doby w okresie 2001-2005 na wybranych stacjach Polski.

Worldwide Marine Fog Occurrence and Climatology
[w:] Marine Fog: Challenges and Advancements in Observations, Modeling, and Forecasting
Clive E. Dorman, John Mejia, Darko Koracin, Daniel McEvoy
Springer Atmospheric Sciences. Springer, 2017, s. 7-152.
Adres: www.dri.edu/images/stories/divisions/das/dasfaculty/978-3-319-45229-6_Book_Ch02.pdf
Kompleksowa charakterystyka występowania mgieł na morzu oparta na obserwacjach wykonywanych na statkach w latach 1950-2007 (ICOADS).

Frequency of fog - a global outlook
Adres: http://fog-conf.meteo.uni.wroc.pl/index.php/frequency-of-fog-a-global-outlook
Możliwość wglądu w rozkład przestrzenny rocznej i sezonowej liczby dni z mgłą w skali globalnej. Zbiory danych w formacie KMZ. Jest to rozszerzenie pliku oznaczenia miejsca używanego przez Google Earth.

Global distribution of fogs
Adres: http://www-das.uwyo.edu/~geerts/cwx/notes/chap08/global_fog.html
Mapa pokazująca rozkład średniej liczby dni z mgłą na świecie.