Wiatr

Efekt dyszowy

    Efekt dyszowy, zwany również efektem tunelowym, polega na zmianie kierunku i prędkości wiatru w stosunku do kierunku i prędkości wiatru jaki wynika z cech mezoskalowego pola barycznego, pod wpływem występującej rzeźby terenu - głównie występowania obniżeń terenowych. Powszechnie występuje w cieśninach, zatokach mających wyraźnie zaznaczoną dłuższą oś, szczególnie takich, które są wąskie i mają wysokie brzegi (np. we fiordach).
    Przy przepływie powietrza nad obszarem cieśniny, ze względu na odmienność współczynnika tarcia nad lądem i nad wodą, dochodzi do konwergencji nad obszarem lądu. Przepływ powietrza nad lądem jest spowolniony. Prowadzi to do zagęszczenia linii prądów nad wodą, a tym samym wzrostu prędkości wiatru. Jednocześnie linie prądów mają tendencję do układania się równolegle do dłuższej osi cieśniny. To z kolei powoduje wyraźny wzrost częstości występowania wiatrów o kierunkach zgodnych z przebiegiem dłuższej osi cieśniny. W rejonie wlotu wiatru do cieśniny i wylotu wiatru z cieśniny oraz w jej przewężeniach, dochodzi do dodatkowego wzrostu prędkości wiatru, z reguły rośnie i jego porywistość. Im wyższe otoczenie cieśniny i większy gradient baryczny, tym efekt taki wyraźniej się zaznacza.
    W niektórych cieśninach, np. Cieśninie Gibraltarskiej, prowadzi to do dominacji dwóch kierunków wiatrów - z sektora wschodniego (Levanter) lub sektora zachodniego (Vendavales). Jedynie wiatry o mniejszej prędkości nie podlegają tam większym odchyleniom kierunku. Struktura wiatru w Cieśninie Gibraltarskiej jest tak, że suma częstości występownia wiatrów z E i wiatrów z W niemal we wszystkich miesiącach wynosi 50 lub więcej % całości obserwacji (na które składają się wiatry z pozostałych kierunków i cisze). Oto zestawienie % obserwacji wiatru z obu tych kierunków dla miesięcy zimowych i letnich:
 

miesiąc	wiatry W (%)	wiatry E (%)	suma E+W (%)
grudzień	24,0	20,5	44,5
styczeń	28,0	25,5	53,5
luty	25,0	25,0	50,0
lipiec	15,0	35,5	50,5
sierpień	13,0	38,0	51,0
wrzesień	16,0	39,5	55,5

W przypadku występowania Levantera i Vendavalesa mniejsze statki o małej mocy SG idące pod wiatr i falę mają kłopoty i czas ich przejścia przez Cieśninę Gibraltarską mocno się wydłuża.
    Podobne efekty występują w Cieśninie Cooka, oddzielającej Wyspę Północną od Wyspy Południowej (Nowa Zelandia). Przy występowaniu na W od Wyspy Północnej umiarkowanej siły wiatrów NW w Cieśninie Cooka występują bardzo silne i porywiste wiatry W. Przy umiarkowanych wiatrach wiejących z SE na E od Wyspy Południowej w Cieśninie Cooka występują bardzo silne, choć słabsze od wiatrów wiejących z W przy podobnych gradientach, wiatry wschodnie. W momencie, gdy silne wiatry wiejące wzdłuż Cieśniny Cooka wieją w kierunku przeciwnym do występującego tam prądu pływowego, fale stają się wyjątkowo strome.

    Na niektórych akwenach przybrzeżnych, położonych u wylotów przełęczy czy obniżeń terenowych w pasmach wyniesień zorientowanych poprzecznie do przeważających wiatrów występuje również efekt tunelowy. Na takich akwenach obserwuje się występowanie częstych silnych i bardzo silnych wiatrów. Do najbardziej znanych takich akwenów należy zatoka Tehuantepec (pacyficzne wybrzeże Południowego Meksyku, Ameryka Środkowa).
     Zatoka Tehuantepec nie należy do akwenów o wyraźnie zaznaczonej dłuższej osi, jednak w jej północno-wschodnim przedłużeniu leży szerokie obniżenie "kanalizujące" przepływ powietrza przez leżące na W i E od niego wyżyny Ameryki Środkowej. Passat z nad Morza Karaibskiego (lub inne wiatry) przepływając tym obniżeniem, wypływając nad zatokę Tehuantepec gwałtownie przyspieszają. W rezultacie częstość występowania wiatrów północnych o sile sztormów i wiatrów o sile 6-7°B jest tam bardzo wysoka a statki przechodzące zbyt blisko cięciwy tej zatoki często muszą, wobec silnego falowania, redukować prędkość.
    Występowanie częstych i silnych wiatrów odbrzegowych w Zatoce Tehuantepec powoduje istnienie tam silnego upwellingu obniżającego temperaturę wody, co jest doskonale widoczne na zdjęciach satelitarnych.

    Przy przepływie powietrza nad zatokami o stromych brzegach i wyraźnie zaznaczonych dłuższych osiach następuje "kanalizacja" przepływu wiatru zgodnie z dłuższą osią zatoki. Towarzyszy temu również wzrost prędkości wiatru przywodnego w stosunku do prędkości, jakie wynikają z gradientu barycznego. Z podobnymi, bardzo silnymi wiatrami, mogącymi osiągać siłę huraganu spotkać się można w przewężeniach Cieśniny Magellana, fiordach Wyspy Południowej (Nowa Zelandia) i innych akwenach. W niektórych przypadkach dochodzi do sytuacji, w których nawet w warunkach bardzo słabego gradientu barycznego lub znajdowania się obszaru w warunkach bezgradientowych mogą w takich zatokach wystąpić silne i porywiste wiatry. Dzieje się tak pod wpływem wystąpienia wiatrów katabatycznych. Powietrze zalegające nad wysoko wyniesionymi obszarami przylegającymi do zatoki nocą może ulegać silnemu wychłodzeniu radiacyjnemu i rozpocząć intensywny spływ w dół - do zatoki. W warunkach spływu do zatoki dużych ilości wychłodzonego powietrza, wypływa ono z zatoki tworząc silny wiatr, wiejący wzdłuż osi zatoki. Wiatry takie często określane są mianem "wiatrów spadowych".
    Do skrajnych sytuacji dojść może wtedy, gdy na wierzchowinach otaczających zatokę występują liczne lodowce lub kopuły lodowe. Przykładowo, na kotwicowisku we fiordzie Ezcurra (w Zatoce Admiralicji na Szetlandach Południowych, w pobliżu Polskiej Stacji Antarktycznej im. H.Arctowskiego), w warunkach pogody wyżowej, przy braku wiatru i słabym wietrze na otwartych wodach, występowały niekiedy w nocy wiatry o prędkości 12-15 m/s z porywami osiągającymi 18-19 m/s. Zatoka Ezcurra jest fiordem o szerokości około 1 Mm, którego północne brzegi mają wysokość 350-500 m, południowe - około 200 m, a zarówno nad północnymi, jak i południowymi brzegami znajdują się rozległe kopuły lodowe. W takich warunkach terenowych, przy dłuższej, kilkunastogodzinnej nocy, właśnie warunki pogody wyżowej sprzyjają silnemu radiacyjnemu wychłodzeniu powietrza i następnie jego gwałtownemu spływaniu w dół po stromych stokach fiordu.
    Ponieważ w wielu podobnych zatokach znajdują się kotwicowiska i przystanie, należy się liczyć z możliwościami wystąpienia niekorzystnych warunków wietrznych i przygotować do nich statek. Nie można bezgranicznie ufać analizie pola wiatru z mapy synoptycznej, ta przedstawia ogólną sytuację baryczną i nie uwzględnia detali możliwego zachowania się wiatru w strefie przybrzeżnej czy konkretnej zatoce.  W każdym wypadku wchodząc na takie akweny należy szczegółowo przestudiować locję - na ogół podane są w niej informacje o podobnych zjawiskach.

Efekt przylądkowy

    Wzrost prędkości wiatru, połączony często ze zmianą kierunku wiatru, w stosunku do wiatru wynikającego z rozkładu pola ciśnienia w skali mezosynoptycznej występujący w pobliżu wysuniętych w morze przylądków, półwyspów oraz po nawietrznej i wzdłuż brzegów wysp. Efekt przylądkowy spowodowany jest przez wzrost siły tarcia i spowolnienie przepływu powietrza nad lądem, co odkształca przebieg linii prądu. W rezultacie nad morzem dochodzi do zagęszczenia lini prądów i zmiany ich kierunku w stosunku do linii pradów wynikających z pola ciśnienia (patrz rysunek). Z zagęszczeniem linii pradów wiąże się zawsze wzrost prędkości wiatru - przez określony przekrój poprzeczny w jednostce czasu musi przepłynąć większa ilość powietrza (patrz twierdzenie Bernoulliego; podręcznik fizyki).
    W momencie, gdy trasa rejsu prowadzi w pobliżu brzegów wysuniętego w morze półwyspu, przylądka, etc., a wiatr wywołany przez mezoskalowy układ baryczny ma kierunek zbliżony do wzdłużbrzegowego, należy liczyć się, że w strefie przybrzeżnej (rzędu od kilku do kikunastu Mm od brzegu) prędkość wiatru może być znacznie większa od tej, która jest obliczona z mapy a kierunek wiatru odmienny. Jeśli brzeg jest dodatkowo wysoki (góry, wzgórza) należy dodatkowo liczyć się z silną porywistością wiatru w strefie przybrzeżnej.
    Efekt przylądkowy powoduje, że pewne rejony przybrzeżne charakteryzują się wyraźnie podwyższoną w stosunku do otaczająch akwenów częstością występowania wyższych stanów morza.
    Rejonów, w których silnie zaznacza się występowanie efektu przylądkowego, jest wiele. Szczególnie silnie efekt przylądkowy zaznacza się w tych rejonach, gdzie okresowo lub stale dominujący kierunek wiatru jest zbliżony do równoległego do brzegu i wiatr musi przepływać nad półwyspem czy przylądkiem. Oto dwa przykłady.
    Na wybrzeżu zachodnim USA znajduje się przylądek Mendocino (N Kalifornia, na N od San Francisco). W sytuacji, gdy Wyż Hawajski jest silniej rozwinięty a jego centrum przesunięte jest na E, wzdłuż wybrzeża stanów Oregon i Północnej Kaliforni wieją wiatry północne o umiarkowanej sile (około 5°B). W rejonie Przylądka Mendocino wiatr się wtedy wzmaga, często osiągając siłę sztormu (=< 8°B) i statki idące rutą przybrzeżną na N muszą pokonywać trasę ciężko pracując na fali, często zachodzi potrzeba redukcji prędkości. W takich sytuacjach wystarczy zawczasu wybrać na tym odcinku trasę dalszą od brzegu (20-30 Mm, na W od strefy rozgraniczenia ruchu) i przepływa się ten rejon w zupełnie dobrych warunkach wiatru i stanu morza.
    Na Morzu Śródziemnym, przy wybrzeżach Tunezji, w rejonie przylądka Ra's Addar, przy nawet stosunkowo słabych wiatrach zachodnich i NW siła wiatru wyraźnie rośnie w strefie przybrzeżnej (o około 3°) i tworzy się nieprzyjemna, silnie skłócona, wysoka i krótka fala. Dalej od brzegu (10-12 Mm) sytuacja jest już normalna.
    Skłócenie fali, występujące w pobliżu wychodzących w morze półwyspów i przylądków jest (może być) związane z kilku jednocześnie działającymi przyczynami. Jeśli w rejonie przylądka woda jest głęboka, najczęściej związane jest to z odmiennym kierunkiem prądu i propagacji fali oraz / lub interferencją dwu lub więcej systemów falowania dochodzących z różnych kierunków. W przypadku występowania w tym rejonie płytkowodzia dodatkowo może następować odkształcanie się profilu fali (zwłaszcza dochodzącego rozkołysu o dużej długości) na płyciznie.

Samodzielne obliczanie gradientu barycznego z mapy pola ciśnienia         (mapy dolnej)

    Poziomy gradient baryczny jest wektorem, prostopadłym do izobar, skierowanym w stronę niższego ciśnienia, którego wartość charakteryzuje spadek ciśnienia na jednostkę odległości (dp/dl) i jest mianowana w hPa na 1° na kole wielkim. Istnienie gradientów barycznych powoduje poziomy ruch powietrza (wiatr). Od wartości gradientu barycznego zależy prędkość wiatru, od zwrotu gradientu - kierunek wiatru (pomija się tu działanie innych sił). Do samodzielnego obliczania prędkości wiatru niezbędna jest umiejętność obliczenia gradientu barycznego (patrz "prędkość wiatru przywodnego").

    Obliczanie gradientu prowadzi się w sposób następujący:

1. określa się wartość cięcia izobar na mapie faksymilowej (czyli różnicę ciśnienia między sąsiadującymi izobarami, jeszcze inaczej - co ile hPa prowadzone są izobary na danej mapie). Tu uważaj - zazwyczaj izobary prowadzi się co 5.0 lub co 4.0 hPa, są jednak wydawane mapy mapy z cięciem izobar co 2.0 lub 2,5 hPa, niektóre mapy obejmujące duże obszary mają cięcie 10 hPa !). Różnicę ciśnienia między izobarami na danej mapie zapisujemy jako Dp [są to hPa].

2. identyfikujemy cięcie równoleżników na tej samej mapie (co ile stopni prowadzone są równoleżniki). Wartość tą zapisujemy jako D(fi) [są to stopnie na kole wielkim].

3. mierzymy nanośnikiem (przenośnikiem) odległość między sąsiadującymi izobarami na obszarze zainteresowania, tak, aby zmierzyć minimalną odległość między izobarami (do stycznej w punkcie).

4. na najbliższym pomiarowi łuku południka między kolejnymi równoleżnikami kroczkujemy zmierzoną odległością między izobarami, określając, ile odłożeń mieści się w D(fi). Wymagana dokładność szacunku do 0.1 odłożenia (interpolujemy ostatnie, niepełne odłożenie). Liczbę odłożeń zapisujemy jako N

5. Liczymy:
- krok pierwszy: D(fi) / N = L [w tym kroku obliczamy odległość między izobarami w ° na kole wielkim (południku)],
- krok drugi i ostatni: Dp / L = GB  [w tym kroku obliczyliśmy gradient baryczny; dzieląc różnicę ciśnienia między izobarami (hPa) przez odległość w stopniach, jaka jest między nimi (°), otrzymujemy różnicę ciśnienia, jaka przypada na 1° na kole wielkim.

I to wszystko. Opowieść o tym, jak to się robi trwa znacznie dłużej od określenia gradientu.

Krótki komentarz:
Mapy faksymilowe wydawane są w różnych projekcjach, w związku z czym mają bardzo różne charakterystyki zniekształceń odległościowych. Mierząc wartość N na najbliższym łuku południka, minimalizujemy błąd zniekształecnia odległościowego wynikający z zastosowanej na mapie siatki(tak samo zniekształcona jest odległość między izobarami, jak i długość łuku południka). Mapy wydawane są w różnych skalach, nawet ta sama mapa, odbierana na różnych odbiornikach, lub drukowana na różnych drukarkach, będzie w innej skali. Nie mamy co zawracać sobie głowy skalą mapy - odcinek łuku południka (między równoleżnikami) traktujemy tu jako podziałkę liniową mapy, wiedząc, jaką ma on długość w ° (D(fi)). Znajomość rzeczywistej skali mapy ani odległości między izobarami w Mm czy w kilometrach, wbrew temu co piszą uczeni w niektórych polskich podręcznikach, nie jest nam do niczego potrzebna. Wymagana dokładność, z jaką obliczamy gradient wynosi 2 miejsca po przecinku (setne). Jest oczywistym, że dokładność pomiaru określona będzie przez precyzję odłożeń zmierzonych odległości między izobarami na łuku południka oraz dokładność oszacowania części dziesiątych ostatniego odłożenia (od nóżki nanośnika do równoleżnika wyznaczającego koniec odcinka łuku). Te pomiary należy wykonać starannie.

Przykłady obliczeń (wprawki oswajające z techniką liczenia)

1. mapa A. Cięcie między izobarami - 4 hPa (wartości kolejnych izobar 1016, 1020, 1024 ... Dp = 4 hPa). Równoleżniki prowadzone co 5° (D(fi) = 5°).  Liczba odłożeń = 2.1 (N = 2.1):
krok 1: 5 / 2.1 = 2.38; krok 2: 4 / 2.38 = 1.68 [hPa / 1°]

2. mapa B. Cięcie między izobarami 5.0 hPa (wartości kolejnych izobar: 990, 985, 980, ... Dp = 5 hPa). Równoleżniki prowadzone co 10° (40, 50, 60°, D(fi) = 10). Liczba odłożeń 7.7 (N = 7.7):
krok 1: 10 / 7.7 = 1.298, zaokrąglamy do 1.30; krok 2: 5 / 1.30 = 3.846, zaokrąglamy do 3.85 [hPa / 1°]

Przykłady obliczeń z mapy (wprawki do pomiarów na mapie):

Mapa przedstawia fragment mapy pola ciśnienia (analiza), wydanej przez Bracknel w dniu 21.02.2001.

A. Chcemy określić gradient baryczny w obszarze A (niebieska linia między izobarami). Sprawdzamy cięcie izobar: oznaczenia izobar 1020, 1016, 1012, .... Cięcie izobar (Dp) = 4.0 hPa. Sprawdzamy jaka jest na tej mapie wartość (D(fi); odległości w stopniach między równoleżnikami; opis 50, 60, ... wskazuje, że D(fi) = 10°. Mierzymy nanośnikiem odległość między izobarami (linia A) i odkładamy te odległości na najbliższym odcinku łuku południka w tej samej strefie szerokości (tu na 040°W). Odłożenia oznaczone są niebieskimi kreskami, cyfry obok są numerami kolejnych odłożeń. N = 5.1. Obliczmy:
krok 1: D(fi) / N = L; 10 / 5.1 = 1.96; L = 1.96° (odległość między izobarami w stopniach na kole wielkim),
krok 2: Dp [hPa] / L [ ° ] = GB; 4.0 / 1.96 = 2.04 [hPa / 1°]; GB = 2.04 hpa / 1°

B. Szacujemy gradient baryczny w obszarze B (czerwona linia między izobarami). Wartości Dp i D(fi) pozostają takie same jak w przykładzie A. Mierzymy odległośc między izobarami i kroczkujemy tą odległością łuk południka (tu 010°W). Kolejne odłożenia oznaczone są czerwonymi kreskami. Liczba odłożeń wynosi 9.0 (N = 9.0). Obliczamy:
krok 1: 10 / 9 = 1.11 (L = 1.11°)
krok 2: 4.0 / 1.11 =  3.6 (GB = 3.6 hPa / 1°).

    Analizując rozkład gradientów barycznych na przedstawionej mapie zauważamy, że największe gradienty baryczne występują nad środkową i wschodnią Grenlandią, tam bowiem odległości między izobarami są najmniejsze. Tam też wystąpią najsilniejsze wiatry (siła huraganu). Strefa dość dużego gradientu barycznego występuje nad Północnym Atlantykiem między Grenlandią a Półwyspem Skandynawskim. W tym rejonie wiatry osiągają siłę sztormu między Grenlandią a Islandią, dalej na wschód od 7 do 6°B, nad Morzem Północnym 5 - 6°B. Najmniejsze gradienty baryczne, w tym i obszary bezgradientowe, związane są z wyżem, którego centrum (1041 hPa) znajduje się w rejonie 48°N, 017°W i klinem wyżowym z nim związanym, którego centrum (1035 hPa) oznaczone jest w rejonie 56°N, 025°W. W tym obszarze występują cisze i słabe wiatry (1-3°B). Proszę jednak zwrócić uwagę, że na skraju wyżu występują już dość duże gradienty baryczne (rejon A).

Pomiar parametrów wiatru

Definicje, uwagi ogólne

Mianem wiatru określa się ruch powietrza. Ruch powietrza jest (może być) opisany wektorem o określonej wielkości (prędkość wiatru) i zwrocie (kierunek wiatru). Wektor ten jest odniesiony do punktu na powierzchni Ziemi. Stan, w którym powietrze znajduje się w bezruchu określa się mianem ciszy (cisza; ang. Calm). Określenie "cisza" jednoznacznie określa, że wiatru nie ma (wiatr nie występuje). W czasie ciszy prędkość ruchu powietrza jest zerowa, zaś pojecie kierunku ruchu traci sens logiczny (kierunek nie istnieje)
Pomiar wiatru sprowadza się określenia jaki jest kierunek i jaka jest prędkość wiatru.

Kierunek wiatru jest kierunkiem z jakiego wiatr wieje ("wiatr wchodzi do róży kompasowej"). Określenie "wiatr zachodni" oznacza że wiatr wieje z kierunku zachodniego, wiatr północny - że wiatr wieje z północy itd. W praktyce obserwacyjnej kierunek wiatru powinien być określony z dokładnością nie mniejszą niż 10° (miary kątowej, współrzędne azymutalne). W zależności od rodzaju pomiaru i charakteru wiatru (przyrządy, metoda pomiaru) realną dokładnością kierunku wiatru są granice od 2 do 8-10°. Podawane niekiedy wartości kierunku wiatru z dokładnością do 0.1° stanowią jedynie przejaw głębokiej wiary i nijak się mają do rzeczywistości.
Jeśli kierunek wiatru mierzony jest względem nieruchomego punktu na powierzchni Ziemi, kierunek taki jest kierunkiem rzeczywistym wiatru (kierunek wiatru rzeczywistego). Jeśli pomiar kierunku wiatru prowadzony jest przez przyrząd znajdujący się w ruchu względem powierzchni Ziemi (znajdujący się na statku, samolocie, innym obiekcie ruchomym) taki kierunek jest kierunkiem wiatru pozornego.
Prędkość wiatru określa drogę, jaką w jednostce czasu powietrze przebywa względem przyrządu pomiarowego. Jeśli przyrząd pomiarowy jest w momencie pomiaru nieruchomy względem punktu na powierzchni Ziemi, przyrząd będzie mierzył prędkość wiatru rzeczywistego. jeśli przyrząd znajduje się na obiekcie poruszającym się względem powierzchni Ziemi (statek, samolot, wózek inwalidzki, ...) mierzona będzie prędkość wiatru pozornego.
Prędkość wiatru określa się w metrach na sekundę (m/s). Dopuszczalną (legalną) wielkością są również węzły (w; 1 w = Mm/godz; 1 w  ~ 0.5 m/s). Spotyka się często z podawaniem prędkości wiatru w km/godzinę, milach statutowych na godzinę, itp; takie są jednostkami nielegalnymi - WMO nie dopuszcza ich stosowania w wymianie informacji meteorologicznych (co nie znaczy, że służby meteorologiczne niektórych państw kompletnie lekceważą te zalecenia (dotyczy państwa silnego militarnie i gospodarczo) lub nie są wystarczająco wewnętrznie zdyscyplinowane (zarządy czy dyrekcje służb meteorologicznych same nie znają obowiązujących w tym względzie norm lub nie panują nad zatrudnionym personelem). Wobec tego, że ta sama prędkość wiatru podawana w różnych jednostkach będzie miała całkowicie rożne wartości, przekazana wartość prędkości wiatru bez jednoznacznie określonego miana staje się bezwartościowa, w niektórych sytuacjach stwarza wręcz zagrożenie. Z tego względu, przy korzystaniu z informacji (danych) zewnętrznych należy się zawsze upewnić, w jakich jednostkach jest podawana prędkość wiatru.

Przyrządy do pomiaru prędkości i kierunku wiatru

Przyrządy służące do pomiaru elementów wiatru można podzielić na:

• wiatromierze stacjonarne, czyli instalowane na stałe w wyznaczonych miejscach (najczęściej na wytykach na masztach, powyżej pokładu pelengowego),

• "wiatromierze ręczne", które na statkach morskich, uprawiających żeglugę międzynarodową, stanowią wymagany przepisami element wyposażenia dodatkowego (zapasowego).

Obecnie, na statkach powszechnie stosuje się wiaromierze stacjonarne najróżniejszych typów, których zasada działania również może być bardzo różna. Wiatromierze stacjonane najczęściej mają dwa odrębne czujniki:

• czujnik mierzący prędkość wiatru,

• czujnik mierzący kierunek wiatru.

Ryc. 1. Czujniki wiatromierza stacjonarnego. Lewy (z czaszami) - czujnik pomiaru prędkości wiatru, prawy - czujnik kierunku wiatru (brzechwa).

Czujniki wiatromierzy stacjonarnych najczęściej zamieniają mierzone wielkości prędkości i kierunku wiatru na wielkości elektryczne (napięcie, częstotliwość prądu zmiennego, liczby impulsów prostokątnych, etc.) które następnie są przekazywane drogą kablową do  urządzenia odbiorczego znajdującego wewnątrz statku (wewnątrz pomieszczeń stacji meteorologicznej), w nim odpowiednio dekodowane i przedstawiane za pomocą wskaźników wychyłowych (obecnie rzadziej) lub wyświetlaczy cyfrowych (częściej).
    Najprostsze układy pomiaru prędkości wiatru to układy czaszowe (patrz ryc. 1). Najczęściej 3 lub 4 czasze, dokładnie wyważone, osadzone są na obrotowej, łożyskowanej osi. W czasie działania wiatru powstające różnice ciśnienia na wypukłej i wklęsłej części czasz doprowadzą do powstania siły wprawiającej w ruch obrotowy układ czasz. Prędkość obrotów czasz (i ich osi) zamieniana jest na wielkość elektryczną (np na liczbę impulsów - co 2 pełne obroty czasz pojawia się 1 impuls elektryczny lub w innym przyrządzie - oś obraca wirniczek mikrosilnika elektrycznego ze stałymi magnesami stojana - im większa prędkość obrotowa wirnika, tym większa częstotliwość prądu (jeśli prądniczka prądu zmiennego) lub wyższe napięcie, jeśli prądniczka prądu stałego tętniącego). Generowane przez czujnik prędkości wiatru impulsy następnie są systematycznie zliczane w jednostce czasu (np. co 1 sek) przez układ pomiarowy. Jeśli np. do obrotu układu czasz o 360° wiatr musi przebyć względem czasz np. 60 cm, układ zliczył w ciągu sekundy 3 impulsy, to:

1 impuls na 2 obroty czasz: 3 impulsy * 2 * 0.6 m = 3.6 m/s (prędkość wiatru).

Odpowiedni układ przeliczający, sterujący jednocześnie wyświetlaczem cyfrowym, dokonuje tych operacji obliczeniowych i wyświetlacz wyświetla podaną przez sterownik wartość. W przypadku pomiaru częstotliwości, napięcia, oporu lub innej wartości elektrycznej, stosuje odpowiednio inne układy analizująco-zliczające i odpowiednie, dostosowane do tych urządzeń urządzenia wizualizujące (od wskaźników wychyłowych po monitory).
    Czujniki kierunku wiatru najczęściej konstrowane są jako "oś z brzechwą". Do dobrze ułożyskowanej, pionowej osi, przymocowany jest element poprzeczny (horyzontalny), na którego jednym z końców znajduje się brzechwa (element pionowy o jakiejś, na ogół niewielkiej powierzchni), na drugim - obciążenie, równoważące masę brzechwy. W przypadku działania wiatru, na powierzchni brzechwy powstają różnice ciśnień, w wyniku ich istnienia pojawia się moment skręcający. Brzechwa stabilizuje swoje położenie względem wiatru. gdy różnice ciśnienia na obu jej powierzchniach bocznych wyrównują się. Jest to sytuacja, gdy brzechwa ustawia się zgodnie z kierunkiem wiatru (równoległe do kierunku przepływu powietrza). W tym przypadku przeciwny do położenia brzechwy koniec wlementu horyzontalnego wskazuje kierunek z którego wieje wiatr (kierunek wiatru). Orientacja względem początku układu odniesienia (na przyrządach na lądzie - północy, na statkach - osi symetrii (diametralnej) kadłuba) jest zamieniana na wielkość elektryczną (np. za pomocą silika synchronicznego - układ selsynowy), która w układzie pomiarowym zostaje dekodowana i wizualizowana.
    Istnieją wiatromierze, pozwalające na pomiar prędkości i kierunku wiatru, nie zawierające żadnych części ruchomych. Działają one na zasadzie pomiaru różnic ciśnienia występujących na 4 (na ogół, niekiedy 5 lub 6) rurkach Pittota, których wyloty są odpowiednio odchylone. Tam, różnice ciśnienia, proporcjonalne do kierunku i prędkości wiatru względem każdego z wylotów rurek Pittota, zamieniane na wielkości elektryczne (przetwornik analogowo-cyfrowy), są odpowiednio przeliczane przez wyspecjalizowany mikroprocesor i wizualizowane.
    Jak więc można się domyślić z przedstawionego opisu, rozwiązań technicznych i konstrukcyjnych wiatromierzy jest bardzo wiele. Każdy jednak z prototypów wiatromierzy konstrowanych do użytku jako narzędzie pomiarowe, przechodzi skomplikowany proces badania w tunelu aerodynamicznym, gdzie podlega określeniu szereg jego cech (charakterystka prędkościowa i kierunkowa, czułość, zakres pomiarowy, etc.). Każdy wyprodukowany i dostarczony wiatromierz powinien mieć świadectwo dopuszczenia (stwierdzające jego przydatność jako narzędzia pomiarowego; dotyczy to danego typu wiatromierza), świadectwo tarowania (gwarantujące odpowiednią dokładność pomiaru konkretnego przyrządu) i świadectwo techniczne (stwierdzające wykonanie zgodnie z określoną normą/normami i przejście wszystkich badań sprawdzających). Bez tych świadectw przyrząd jest przyrządem, który coś powinien mierzyć, ale nie do końa wiadomo, co i jak. Z punktu widzenia przydatności do pomiarów meteorologicznych takiego przyrządu, jest on bezwartościowy.  Należy zdecydowanie preferować przyrządy wytwarzane przez firmy legitymujące się odpowiednim certyfikatem ISO.
Przykłady niektórych układów wiatromierzy przedstawiają ryciny 2 i 3.

Ryc. 2. Układ czujników i zespół mierników wiatromierza jachtowego (prod. MORS, Gdynia). Czujnik kierunku wiatru i prędkości wiatru znajdują się w tym samym bloku, na wytyku (zółta, ugięta rurka). Z wytyku wyprowadzony jest kabel wielożyłowy, zakończony wtykiem, służącym do połączenia z następnym odcinkiem kabla, doprowadzojącego sygnał do mierników (w szarej  obudowie). Prawy miernik - prędkość wiatru pozornego, mierniki lewy i środkowy - wskaźniki sektorowe kąta wiatru pozornego.

Ryc. 3. Czujnik prędkości wiatru (3.czaszowy) i miernik prędkości i kierunku wiatru (wiatromierz prod. polskiej). Tu kierunek wiatru oznaczony jest przez świecenie diody półprzewodnikowej na obwodzie róży wiatrów. Przyrząd konstruowany dla stacji lądowych, na których istnieje możliwość (i potrzeba) stałego zorientowania czujnika kierunku wiatru względem stron świata, stąd geograficzne oznaczenia kierunków N, NE, E, itd.

Przyrządy ręczne to proste i niewielkie urządzenia pozwalające na pomiar prękości wiatru. Dzielą się one na:

• anemometry

• anemotachometry.

Anemometr mierzy średnią prędkość wiatru. Przyrząd taki zlicza drogę wiatru przebytą względem przyrządu. W najprostszym przypadku zapisuje się stan licznika przyrządu przed pomiarem, następnie trzymając przyrząd w ręku uruchamia się licznik na określony czas (100 lub 60 sekund) i po upływie tego czasu wyłącza. Następnie odczytuje się stan licznika po pomiarze. Od stanu licznika po pomiarze odejmuje się stan licznika przed pomiarem; otrzymana wartość stanowi drogę powietrza względem przyrządu. Dzieląc tą wielkość przez czas pomiaru uzyskujemy średnią (100 sekundową lub 60 sekundową) prędkość wiatru. Tak działa na przykład anemometr Robinsona. Są anemometry, w których odpowiednim przyciskiem można skasować wynik wcześniejszego pomiaru, wtedy licznik zlicza drogę wiatru względem przyrządu od zera - uzyskana po pomiarze wartość dzielona jest przez czas.
Pewną odmianą anemometrów są anemometry całkujące (nap. anemometr całkujący Rosemillera). W tych przyrządach znajduje się mechanizm zegarowy, który wraz z rozpoczęciem pomiaru uruchamia się i wyłącza pomiar automatycznie po 100 sekundach. Jednocześnie wewnątrz przyrządu znajduje się mechaniczny układ całkujący, "liczący" od razu wartość średniej prędkości wiatru. Tak więc, po zakończeniu pomiaru, ze skali przyrządu odczytuje się natychmiast gotową średnią 100.sekundową prędkość wiatru, co czyni zbędnym wykonywanie jakichkolwiek obliczeń.

Ryc. 4. Anemometr całkujący Rosemillera. Widoczny przycisk z prawej strony przyrządu służy do zerowania licznika średniej prędkości wiatru. Na dużej skali - średnie prędkości wiatru w m/s (0.0-9.9). Okrągły mały licznik (prawo-góra od osi dużej strzałki) zlicza dziesiątki metrów; jeśli wskazówka na liczniku "głównym" pokazuje wartość np. 2.3 m/s a wskazówka małego licznika znajduje się w położeniu między 1 a 2, średnia prędkość wiatru wynosi 12.3 m/s (suma przekroczonych wartości dziesiątek i m/s). Anemometry całkujące Rosemillera okazują się być bardzo wytrzymałymi przyrządami - takim anemometrem autor zmierzył na statku stojącym na kotwicy w Zatoce Ezcurra (Anatraktyka, Wyspa Króla Jerzego) średnią prędkość wiatru 52 m/s (luty 1978) i przyrząd nadawał się jeszcze do użytku.

Anemotachometr mierzy chwilową prędkość wiatru. Jego konstrukcja oparta jest najczęściej na podobnej zasadzie, co i konstrukcja szybkościomierza motocyklowego (napędzana przez wirujące czasze oś pionowa obraca niewielki magnes, wzbudzający prąd wirowy w znajdującej się pod magnesem aluminiowej tarczy, która skręca się o kąt proporcjonalny do prędkości wirowania magnesu). Wystawiony na działanie wiatru przyrząd wskazuje aktualną prędkość wiatru. Przyrządy skalowane są w metrach na sekundę lub w węzłach, niekiedy dodatkowo znajduje się pomocnicza skala siły wiatru (skala Beauforta).

Ryc. 5. Anemotachometr (produkcji czechosłowackiej, firma "Metra"). Widoczne dwie skale - górna (czarna) w m/s, dolna - czerwona w stopniach Beauforta (siła wiatru). Zasadniczą wadą przedstawionego na rycinie przyrządu jest ograniczenie zakresu prędkości pomiaru do 25 m/s i delikatność przyrządu. Przy większych prędkościach wiatru ulega on zniszczeniu, nawet prawidłowo stosowany, w warunkach morskich wykazywał krótką żywotność, ze względu na szybko postępującą korozję elementów metalowych od zasolonego pyłu wodnego, znajdującego się w powietrzu.

W czasie pomiaru prędkość wiatru odczytuje się w tym miejscu skali, wokół którego strzałka przyrządu znajduje się najczęściej (odpowiada to w przybliżeniu średniej prędkości wiatru). Za pomocą anemotachometru można określić maksymalną prędkość wiatru w porywach, czego nie można dokonać korzystając z amemometrów.
    Wykonując pomiary anemometrem czy anemotachometrem ręcznym, należy wyjść na otwartą przestrzeń (np. pokład pelengowy), na statku w ruchu i przy występowaniu silniejszego wiatru tworzą się silnie zróżnicowane pod względem prędkości strugi powietrza opływającego statek. W niektórych miejscach (np. na nawietrznej forszotu przy kursie pod wiatr) prękości powietrza mogą być znacznie większe od prędkości wiatru, w innych - mniejsze.

Ogólne uwagi do przyrządów służących do pomiaru wiatru.
1. Każdy z przyrządów służących do pomiaru prędkości wiatru ma górną granicę zakresu pomiaru. W wielu przyrządach jest ona stosunkowo niska (np. 40 m/s, 30 m/s (np. w anemotachometrach produkcji ZSRR), 25 m/s (w anemotachometrach prod. CSSR). Wykonując pomiar przy dużej prędkości wiatru, jeśli miernik pokazuje górny zakres pomiarowy, należy sprawdzić, czy prędkość wiatru w rzeczywistości nie wykracza poza górny zakres pomiaru przyrządu.
2. Największe prędkości wiatru nad morzem nie zostały zarejestrowane, gdyż wiatromierze nie wytrzymują naporu wiatru. Te prędkości zostały oszacowane w inny, skomplikowany sposób (metodą prób zniszczeniowych). Po przejściu ekstermalnie silnego wiatru, wiatromierze statkowe powinny zostać sprawdzone przez odpowiedni serwis. Nawet jeśli wiatromierz "coś pokazuje", istnieje duże prawdopodobieństwo, że to "coś" ma niewiele wspólnego z rzeczywistością.
3. Proszę mi na egzaminie i kolokwiach nie bredzić na temat wiatromierzy Wilda. To, że w polskich podręcznikach znajdują się informacje na ten temat, nie znaczy, że te przyrządy są stosowane do obserwacji meteorologicznych, stanowi to jedynie przejaw głębokiego przywiązania do tradycji. Wiatromierze Wilda, były stosowane wyłącznie na stacjach lądowych (nigdy na morzu, gdzie stosowano bezpośrednio skalę Beauforta) w okresie od końca XIX wieku do lat 50. XX wieku; nie mierzyły one prędkości wiatru, lecz siłę wiatru (patrz siła wiatru). Nie pozwalały one na określenie siły wiatru większej niż 8°B - przy tej sile wiatru płytka wiatromierza ustawiała się już poziomo (od 17.2 m/s) i dalszy wzrost prędkości wiatru nie dawał żadnych rezultatów (przynajmniej do momentu, kiedy pod naporem wiatru nie łamał się słup, na którym był zamocowany wiatromierz).

Obserwacje wiatru

Pomiar kierunku i prędkości wiatru powinien być pomiarem instrumentalnym, tylko w wyjątkowych przypadkach można zastąpić go w części lub w całości obserwacją. Standardy wykonywania obserwacji meteorologicznych wymagają, aby podawana w depeszach SHIP (ale i SYNOP) oraz zapisywane w dziennikach obserwacyjnych prędkość wiatru była średnią 10 minutową. Dopuszcza się również przekazywanie w depeszy i notowanie w dziennikach obserwacyjnych średnich 100 lub 60.sekundowych, lecz fakt taki musi być wyraźnie zaznaczony w uwagach zawartych w Dzienniku Obserwacji (wpis dokonany przez obserwatora; dotyczy to sytuacji pomiaru wiatru w cyklonie tropikalnym). Żadne inne okresy uśredniania prędkości wiatru nie są dopuszczalne. W związku z powyższym autora tych słów wprawiają w zdumienie rozważania (spotykane również na konferencjach naukowych) na temat ":jaki okres uśredniania daje najlepsze rezultaty", czy też "czy lepsza jest średnia 5.minutowa czy 15.minutowa". "Badania" tego typu są bezsensowne z punktu widzenia jakości obserwacji, zaś z logicznego punktu widzenia, dowolna średnia, jeśli jest tylko poprawnie policzona, jest prawdziwa. Jeśli wiatromierz znajdujący się na statku ma możliwość regulacji okresu uśrednienia, a nie jest fabrycznie ustawiony na 1.sekundowy okres próbkowania, należy ustawić okres próbkowania na 1-10 sekund.
Podana wartość średniej prędkości wiatru powinna być zaokrąglona do pełnych metrów na sekundę, zgodnie z obowiązującymi zasadmi zaokrąglania. Należy zdawać sobie sprawę z tego, że rzeczywista dokładność pomiaru prędkości wiatru standardowymi urządzeniami pomiarowymi jest równa około 1 m/s. Uzyskanie wartości z kilkoma miejscami po przecinku stanowi jedynie wynik operacji arytmetycznej (dzielenie), nie stanowi zaś o rzeczywistej dokładności pomiaru.
Kierunek wiatru odczytuje się ze wskazań wiatromierza, dokładność odczytanego kierunku powinna być zgodna z wskazywaną wartością. Ponieważ na statku w ruchu odczytuje się parametry wiatru pozornego, wiatr pozorny należy zamienić na wiatr rzeczywisty (patrz "parametry wiatru rzeczywistego"). Na statku stojącym w dryfie lub na kotwicy, można efekty dryfu czy łukowania uznać za nieistotne i przyjąć, że odczytane z wiatromierza stacjonarnego wartości są parametrami wiatru rzeczywistego.
Wykorzystując anemometry czy anemotachometry ręczne, uzyskujemy tylko prędkość wiatru. Kierunek wiatru ustalamy wtedy na podstawie obserwacji (np. bandery, icka, spalin uchodzących z komina, ...). Obserwacja powinna być dokładna, nie gorsza niż 10°. Ponieważ obserwacje te można wykonać tylko w jasnej porze doby, dobrze jest (jeśli go jeszcze nie ma) zainstalować reflektor, podświetlający icka.
Należy pamiętać, aby nie określać na statku znajdującym się w ruchu kierunku wiatru z przemieszczania się fali wiatrowej - odtwarza on kierunek wiatru rzeczywistego. Przyjęcie do dalszych kalkulacji prędkości wiatru pozornego i kierunku wiatru rzeczywistego (zamiast kierunku wiatru pozornego), skutecznie doprowadzi do uzyskania błędnego określenia parametrów wiatru rzeczywistego.
W przypadku braku lub uszkodzenia wiatromierzy (anemometru, anemotachometru), określenia parametrów wiatru rzeczywistego można dokonać bezpośrednio z obserwacji powierzchni morza (patrz: wiatr pozorny). Dokładność takiego szacunku jest jednak mniejsza (wymaga pewnego doświadczenia) i powinna być stosowana wyłącznie w wyjątkowych przypadkach

Siłę wiatru określa się za pomocą umownej,opisowej skali Beauforta. Podstawą, na której opiera się określenie siły wiatru jest wygląd powierzchni morza (nie wyskość fal !). Jest to skala 13.stopniowa (0 - 12). Dla objaśnienia, że dana wartość liczbowa stanowi określenie siły wiatru stosuje się zapis (mianowanie) typu X B lub X°B, gdzie X - wartość od 0 do 12 (np zapis 8 B lub 8°B oznacza, że siła wiatru jest równa 8). Każdemu stopniowi skali siły wiatru odpowiada określony przedział prędkości wiatru. Jedynie najwyższy, 12°B stanowi przedział jednostronnie otwarty (Vw > 32.6 m/s lub Vw > 64 w), gdyż dalszy wzrost, powyżej dolnej granicy, prędkości wiatru nie daje już widocznych zmian w wyglądzie powierzchni morza.. Z każdym stopniem skali siły wiatru związane jest znormalizowane określenie słowne; w związku z tym użycie określenia np. "silny wiatr" oznacza nie byle jakiś wiatr, który ktoś uważa za "silny", lecz wiatr mający siłe 6°B. Podobnie - użycie w komunikacie określenia "wiatry umiarkowane do silnych" oznacza, że wystąpią wiatry od 4 do 6 B.
Zestawienie stopni siły wiatru, odpowiadających im przedziałów prędkości wiatru i nazw polskich i angielskich odpowiednich stopni siły wiatru zawiera poniższa tabela.
 

stopień	określenie polskie	określenie angielskie	m/s	w
0	cisza	calm	0,0 - 0,2	do 1
1	powiew	light air	0,2 - 1,5	1 - 3
2	słaby wiatr	light breeze	1,6 - 3,3	4 - 6
3	łagodny wiatr	gentle breeze	3,4 - 5,4	7 -10
4	umiarkowany wiatr	moderate breeze	5,5 - 7,9	11 - 15
5	dość silny wiatr	fresh breeze	8,0 - 10,7	16 - 21
6	silny wiatr	strong breeze	10,8 - 13,8	22 - 27
7	bardzo silny wiatr	near gale	13,9 - 17,1	28 - 33
8	sztorm	gale	17,2 - 20,7	34 - 40
9	silny sztorm	strong gale	20,8 - 24,4	41 - 47
10	bardzo silny sztorm	storm	24,5 - 28,4	48 - 55
11	gwałtowny sztorm	violent storm	28,5 - 32,6	56 - 63
12	huragan	hurricane	> 32.6	> 63

Cechy charakterystyczne wyglądu powierzchni morza dla każdego stopnia siły wiatru są następujące:
0. Morze gładkie jak lustro.
1. Na powierzchni wody tworzą się zmarszczki o wyglądzie łusek.
2. Na powierzchni morza występują krótkie, dość wyraźne falki o szklistych grzbietach. Żadna z tych falek nie załamuje się.
3. Grzbiety falek stają się wyraźnie wydłużone i zaostrzone, pojedyńcze grzbiety zaczynają się załamywać, tworząca się piana ma szklisty wygląd. Na powierzchni morza pojawiają się pierwsze, pojedyńcze białe grzebienie w dużym oddaleniu od siebie.
4. Poprzednio małe fale zaczynają się wydłużać, na powierzchni morza pojawia się sporo białych grzebieni.
5. Fale stają się wyraźne i dobrze wykształcone, ich długość wyraźnie wzrosła. Duży odstek fal załamuje się, na powierzchni wody dużo białych grzebieni, plamy piany utrzymują się się dość długo, pojawiają się pierwsze bryzgi.
6. Zaczynają się tworzyć duże fale o silnie wykształconych, stromych i pienistych grzbietach. Fale intensywnie załamują się, bryzgi tworzą się powszechnie.
7. Silnie asymetryczna, łamiąca się fala. Porywana przez wiatr z łamiących się grzbietów piana zaczyna się układać w pasma równoległe do kierunku wiatru.
8. Odrywane od wierzchołków łamiących się fal bryzgi zaczynają wirować w powietrzu. Piana układa się w długie, bardzo wyraźnie wyraźnie wykształcone pasma zgodne z kierunkiem wiatru.
9. Niemal każda fala załamuje się, gęste pasma piany układają się w szerokie pasma wzdłuż kierunku wiatru, duża ilość bryzgów unoszona w powietrze. Granica między wodą a powietrzem w niektórych miejscach staje się niewyraźna.
10. Powierzchnia morza niemal w całości biała od piany, również między pasmami piany, piana i woda bezpośrednio z powierzchni morza zaczyna być wyrywana przez wiatr w powietrze. Widzialność pozioma zaczyna się wyraźnie zmniejszać od wzrastającej ilości pyłu wodnego w powietrzu.
11. Wiatr wszędzie porywa i rozpyla wierzchołki fal, powierzchnia morza całkowicie biała. Widzialność pozioma zmniejszona, powierzchni morza w większym oddaleniu od statku słabo widoczna.
12, Zatraca się granica między powietrzem a wodą; powietrze przesycone pyłem wodnym, bryzgami i unoszonymi przez wiatr płatami piany. Widzialność bardzo ograniczona.

W wyglądzie powierzchni morza zaznaczają się pewne charakterystyczne cechy, związane z siłą wiatru:
- przy 3°B - pojawiają się pierwsze białe grzebienie,
- przy 5°B - dużo plam piany, utrzymującej się na powierzchni wody przez dłuższy czas, pojawiają się pierwsze bryzgi,
- przy 7°B - piana zaczyna się układać w pasma zgodne z kierunkiem wiatru,
- przy 8°B - porywane z powierzchni łamiących się fal bryzgi zaczynają wirować,
- przy 9°B - miejscami granica między wodą a powietrzem staje się niewyraźna,
- przy 10°B - nemal cała powierzchnia morza staje się biała, wiatr "wyrywa" wodę bezpośrednio z powierzchni morza i unosi ją w powietrze; nawet na nawietrznych stokach fal.

Komentarz:

- Proszę pamiętać, że skala siły wiatru jest wykorzystywana "na codzień" - kierunek i siłę wiatru w Dzienniku Okrętowym notować powinno się co godzinę. W skali Beauforta podawana jest charakterystyka wiatru w większości komunikatów; np. cała informacja pogodowa sprowadza się do " Finisterre, S 5, sea 6, rain", co oznacza, że na obszarze prognostycznym "Finister" wiatr jest południowy, o sile 5 B (16-21 w), stan morza VI (wysokość fali 4 - 6 m), pada deszcz. Z tego względu skalę Beauforta każdy musi znać na pamięć. Jest to wymóg konwencyjny.

- Proszę pamiętać, że skala siły wiatru służy do określania siły wiatru (jak sama nazwa to wskazuje), nie zaś do określana stanu morza. To są dwie różne skale! Między skalą siły wiatru a skalą stanów morza tylko na otwartym oceanie, i przy długotrwałym działaniu wiatru, zachodzić mogą bezpośrednie związki. Na akwenach osłoniętych, ze względu na skrócony rozbieg wiatru nad wodą fala może nie osiągnąć odpowiedniej do siły wiatru wysokości. Podobnie  w początkowym okresie wiania silniejszego wiatru stan morza, nawet na otwartym oceanie, nie będzie odpowiadać sile wiatru. Ta uwaga bierze się stąd, że w szeregu podręczników i niektórych omówieniach internetowych znajduje się stwierdzenie, że skala Beauforta służy do określenia stanu morza. Podobnie "pokręcone" są niektóre polskie określenia słowne stopni siły wiatru (jakieś "zefirki", "sztorm" od 10°B (?), etc.). Aż człowiek popada w najwyższy podziw, jak "eksperci" potrafią popieprzyć najprostsze sprawy.

- W niektórych opracowaniach napotkacie Panowie stwierdzenie, że skala Beaufotra ma nie 12° ale 17° (!, patrz trzeci w kolejności link). Nie jest to prawdą. "Eksperci" poplątali w cudowny sposób (czyli nader precyzyjnie) dwie odrębne kwestie. Otóż; najwyższy stopień skali siły wiatru nosi nazwę "huragan". Taką samą nazwę "huragan" nosi najsilniejsze stadium cyklonu tropikalnego (kolejne stadia to: depresja tropikalna (TD), sztorm tropikalny (TS) i huragan (H). w kórym maksymalna prędkość wiatru osiąga 64 i więcej w. Cyklony tropikalne (CT) będące  w stadum huraganów mogą mieć różną intensywność. Dla określenia intensywności CT wprowadzono odpowiednią, 5.stopniową skalę (skala Saffir-Simpsona; patrz ostatni link na tej stronie), w której każdemu stadium intensywności huraganu, oprócz wartości ciśnienia w centrum, wysokości piętrzenia sztormowego, przypisany jest również odpowiedni przedział prędkości wiatru. Siłą rzeczy, dla "najsłabszych" CT będących w stadium huraganu, dolna granica prędkości wiatru w takim CT, będącym w 1 kategorii klasyfikacji Saffiro-Simpsona, wynosi 64 w, co jest jednocześnie dolną granicą 12°B. Ktoś, kto nie rozróżniał pojęcia "huraganu" w skali siły wiatru od pojęcia "huraganu" w klasyfikacji cyklonów tropikalnych (wszak huragan to huragan) "poprawił" skalę siły wiatru, dodając do niej 5 dalszych stopni, a następnie "eksperci" bezmyślnie przepisywali to z jednego podręcznika do następnego (i nadal przepisują), kolejni "eksperci" twórczo rozwijają skalę Beauforta o wysokość piętrzeń sztormowych, wysokość fal i ciśnienie atmosferyczne. No coż.

Wiatr geostroficzny

     Mianem wiatru geostroficznego określa się wiatr wiejący powyżej warstwy tarcia (to jest w tej warstwie, w której na ruch powietrza nie wywiera już żadnego wpływu powierzchnia Ziemi). Grubość warstwy tarcia nad lądami jest większa i może być szacowana średnio na około 700-1500 m, nad morzami i oceanami, ze względu na ogólnie mniejszą od lądu szorstkość powierzchni, jest mniejsza i wynosi około 600 m.
    Pod wpływem zrównoważenia siły gradientu barycznego przez silę Coriolisa wiatr geostroficzny wieje równolegle do izobar w ten sposób, że na półkuli północnej pozostawia wyższe ciśnienie po stronie prawej, na półkuli południowej po lewej stronie (patrzymy zgodnie z kierunkiem, w którym wiatr wieje).
    Prędkość wiatru geostroficznego uzależniona jest od wielkości gradientu barycznego (GB; patrz obliczanie gradientu barycznego) i wielkości siły Coriolisa. Ta ostatnia stanowi funkcję szerokości geograficznej (fi). Prędkość wiatru geostroficznego (VG) oblicza się według formuły:

VG = (4.81 * GB) / sin (fi) [m/s],

gdzie: GB - gradient baryczny, mianowany w hPa / 1° na kole wielkim.

    Z prędkości wiatru geostroficznego oblicza się prędkość wiatru przyziemnego, stąd znajomość powyższego wzoru jest bezwzględnie wymagana. W epoce "przedkalkulatorowej", aby uniknąć obliczeń, do szacowania prędkości wiatru geostroficznego z map synoptycznych stosowano różnego rodzaju nomogramy. Infomacje na ten temat można spotkać w starszych podręcznikach i kompendiach. Obecnie, w praktyce nawigacyjnej, nie są one stosowane.
    Posługując się analizą przepływu powietrza, zgodnym z kierunkiem wiatru geostroficznego, można na mapie dolnej w orientacyjny sposób określić kierunek adwekcji i jej prędkość. Dzięki temu można zorientować się z jaką masą atmosferyczną mamy do czynienia nad interesującym nas obszarem i w jakim stopniu masa ta może być przetransformowana.

Wiatr stały czy porywisty?

    Odczytana z mapy prędkość wiatru przywodnego jest prędkością średnią. Taką samą prędkość średnią może mieć wiatr wiejący równomiernie, którego chwilowe prędkości niewiele odbiegają od średniej prędkości zmierzonej w dłuższym odcinku czasu, jak i wiatr, który charakteryzuje się występowaniem gwałtownych chwilowych wzrostów prędkości i dłuższymi okresami spadku prędkości (osłabienia siły wiatru). Taki ostatni wiatr nazywamy wiatrem porywistym. Ponieważ energia wiatru jest energią kinetyczną ((m*v^2)/2), energia wiatru w porywach (chwilach gwałtownego wzmożenia prędkości wiatru) jest wielokrokrotnie większa od energii średniej prędkości wiatru. Choćby z tego względu ważną informacją jest, czy występujący wiatr będzie wiatrem porywistym, czy wiatrem stałym.
    Struktura chwilowych prędkości wiatru uzależniona jest od działania wielu czynników jednocześnie; określa ona tak zwaną turbulentną strukturę wiatru. Na wodach otwartych, z dala od brzegu główny wpływ na turbulentną strukturę wiatru wywiera sama prędkość wiatru i różnice temperatury powietrza i wody.
    Jeśli średnie prędkości wiatru przywodnego (obliczone z mapy synoptycznej) będą duże (rzędu 12 i więcej m/s) wiatr taki, z natury swojej będzie wiatrem porywistym; wraz ze wzrostem prędkości średniej rosnąc będzie i stopień porywistości wiatru. Wiąze się to ze wzrostem burzliwości przepływu powietrza w warstwie przywodnej.
    W sytuacji, gdy nad cieplejszą wodą przemieszczać się będzie powietrze od niej znacznie chłodnejsze (różnica tw i tp większa od 4°C) zachodzić będzie intensywny przenos ciepła z powierzchni oceanu do atmosfery. Powietrze szybko ogrzewa się od wody i zmniejsza się jego gęstość, pod działaniem sił hydrostatycznych pewne jego objętości (można sobie to wyobrazić jako "bąble", choć uczenie nazywa się to komórkami konwekcyjnymi) odrywają się od wody i unoszą w górę. W miejscu i chwili odrywania się takiego "bąbla" następuje chwilowy ubytek masy (lokalny spadek ciśnienia) przy powierzchni wody. Jest on natychmiast uzupełniany przez "wlewające" się tam nowe objętości powietrza (prawo ciągłości). W zależności od tego, czy kierunek tego "wlewania się" jest zgodny z kierunkiem dotychczasowego wiatru, czy też niezgodny, dochodzi do gwałtownych chwilowych wzrostów lub spadków prędkości wiatru i zmian jego kierunku. Innymi słowy, w takich warunkach wystąpi silna porywistość wiatru, charakteryzująca się dużą zmiennością prędkości i kierunku w funkcji czasu.
    Maksymalną prędkość wiatru w porywach (Vw max) w takich warunkach szacować możemy jako:

Vw max = 1.4 ÷ 1.5 * Vw,

gdzie mianowanie Vw max takie samo jak średniej prędkości wiatru przywodnego (Vw).

    Tak więc z dużą porywistością wiatru należy liczyć się w każdej sytuacji, gdy następuje szybka adwekcja mas chłodnego i bardzo chłodnego powietrza nad cieplejszą od niego wodę. Sytuacje takie często mają miejsce na przykład nad Morzem Labrador, gdy silnie wychłodzone zimowe Powietrze Polarno-kontynentalne z nad kontynentu wypływa nad wodę (mimo tego, że temperatura wody jest niska, w pobliżu 0°C, różnice tw i tp mogą być bardzo duże, gdyż typowe wartości temperatury powietrza mieszczą się w granicach około od minus kilkunastu do minus dwudziestukilku stopni). Podobne sytuacje występują zimą nad całym Północnym Atlantykiem (spływ Powietrza Arktycznego z nad Grenlandii, z nad lodów morskich), Morzem Norweskim (zwłaszcza, gdy nad Półwyspem Skandynawskim występuje mroźny wyż), nad Morzem Północnym (spływ chłodnego zimowego powietrza z nad NE Europy i Europy Centralnej), nad Morzem Śródziemnym przy spływach powietrza z N-NE... Warto zwrócić uwagę, że we wszystkich takich sytuacjach, w których temperatura powietrza będzie niższa od -2°C a temperatura wody niższa od 7°, grozi wystąpienie oblodzenia statku.

    W sytuacji, gdy nad chłodniejszą wodę napływa cieplejsze powietrze, ochładza się ono od wody, jego gęstość i lepkość kinematyczna rośnie. Rośnie wtedy również i współczynnik tarcia powietrza o wodę, powodujący zmniejszenie się prędkości wiatru. Spada tym samym i turbulentność przepływu powietrza w warstwie przywodnej, przepływ staje bardziej zbliżony do laminarnego. Zmniejsza się wtedy i porywistość wiatru, wiatr staje się bardziej stabilny, tak w zakresie prędkości, jak i kierunku.
    Tego rodzaju jak opisane, zmiany charakteru wiatru obserować można również w krótkich skalach czasowych. Jeśli w dzień, zwłaszcza gdy jest to dzień słoneczny, występuje wiatr o umiarkowanej sile i wyraźniejszej porywistości, to po zachodzie Słońca jego prędkość i jego porywistość wyraźnie się zmniejsza. Wiąże się to ze zmniejszeniem różnic temperatury powietrza i wody.
    Wiatry silnie porywiste występować mogą na obszarach przybrzeżnych niezależnie od różnic temperatury powietrza i wody, co jest spowodowane oddziaływaniem rzeźby terenu przyległego do akwenu lądu. Przy większych prędkościach przepływu powietrza, zwłaszcza z niektórych kierunków, oddziaływanie ukształtowania terenu wymuszać będzie występowanie silnej lub bardzo silnej turbulencji, powodującej wystąpienie bardzo dużej porywistości wiatru. Szczególnie kłopotliwe bywa to na niektórych kotwicowiskach, położonych we fiordach lub niektórych innych zatokach, głęboko wcinających się w górzysty lub wyżynny ląd. Informacje na ten temat znajdują się zazwyczaj w locjach.
    Dodatkowo w cieśninach i zatokach, w pobliżu przylądków mogą występować charakterystyczne osobliwości w polu wiatru, związane z występowniem "efektu dyszowego" (tunelowego) i "efektu przylądkowego".

Wiatr przywodny, kierunek i prędkość,
                                  samodzielne odczytanie z mapy pola ciśnienia
 
 
 
 

    Wiatr przywodny, czyli wiejący na poziomie około 10 m nad powierzchnią morza stanowi w codziennej praktyce nawigacyjnej jeden z najważniejszych elementów meteorologicznych. Wywiera on bezpośrednie działanie na statek (parcie wiatru, opory aerodynamiczne...) jak i wpływ na powierzchnię morza, generując falowanie wiatrowe i prąd wiatrowy. Parcie wiatru stanowi dodatkową siłę (dodatkowe siły) przyłożoną do statku, stanowiącą przyczynę dryfu i wymagające korygowania kursu (poprawka na dryf). Wprowadzane opory aerodynamiczne powodują zmiany prędkości statku. Falowanie wiatrowe wprowadza (tak jak i falowanie rozkołysu) wystąpienie dodatkowych oporów falowych, mających na ogół znacznie większe znaczenie niż same opory aerodynamiczne. Dodatkowo falowanie wiatrowe powoduje występowanie przechyłów bocznych i wzdłużnych statku i związanych z tym przyspieszeń, oddziałujących na kadłub, ładunek, pracę mechanizmów okrętowych i załogę. Z tego względu wymogi konwencyjne (STCW) wymagają od każdego oficera pokładowego, niezależnie od klasy dyplomu, biegłej umiejętności odczytywania z mapy pola ciśnienia kierunku i prędkości wiatru. Kierunek i prędkość wiatru odczytuje się tak samo na mapach analiz i mapach prognoz.

Określanie kierunku wiatru przywodnego z mapy faksymilowej (mapy dolnej pola ciśnienia)

    Reguła: wiatr przywodny wieje od ciśnienia wyższego do ciśnienia niższego. Wiatr przywodny przecina izobarę pod kątem 15-25°. Im mniejszy promień krzywizny izobary, tym kąt odchylenia bardziej zbliża się do wartości 25°. Im większa prędkość wiatru, tym kierunek wiatru staje się bardziej zbliżony (bliższy równoległemu) do przebiegu izobary. Uwaga: pamiętaj, żekierunek wiatru, to ten kierunek z którego wiatr wieje!

    Kierunek wiatru przywodnego (występującego na wysokości około 10 m nad powierzchnią morza) w strefie szerokości od 15° do 80° na obu półkulach odczytujemy z mapy faksymilowej w następujący sposób:
1. identyfikujemy, w którą stronę w obszarze naszego zainteresowania spada ciśnienie,
2. jeśli przez obszar zainteresowania nie przebiega żadna izobara, wyznaczamy przebieg izobary drogą interpolacji, jej wartość nie ma znaczenia,
3. określamy po której stronie izobary panuje wyższe ciśnienie,
4. odczytujemy z mapy kierunek (zwrot) wektora skierowanego 15-25° w lewo w stosunku do przebiegu izobary w stronę ciśnienia wyższego na półkuli północnej, w prawo na półkuli południowej. Ten kierunek jest kierunkiem wiatru.

Przykłady:
a. N półkula, przebieg izobary: W - E, wyższe ciśnienie na S od izobary.
    kierunek wiatru: od: 270° - 15° = 255°; do: 270° - 25° = 245° (~WSW)
b. N półkula, przebieg izobary N - S, wyższe ciśnienie na E od izobary.
    kierunek wiatru: od: 180° - 15° = 165° do: 180° - 25° = 155° (~SSE)
c. N półkula, przebieg izobary SW - NE, wyższe ciśnienie na SE od izobary.
    kierunek wiatru: od: 225° - 15° = 210°do: 225° - 25° = 200° (~SSW)
d. S półkula, przebieg izobary W - E, wyższe ciśnienie na S od izobary.
    kierunek wiatru: od: 90° + 15° = 105° do: 90° +25° = 115° (~ESE)
e. S półkula, przebieg izobary N - S, wyższe ciśnienie na E od izobary.
    kierunek wiatru: od: 0° + 15° = 015° do: 0° + 25° = 025° (~NNE)
f. S półkula, przebieg izobary SW - NE, wyższe ciśnienie na SE od izobary.
    kierunek wiatru: od: 45° + 15° = 060° do: 45° + 25° = 070° (~ENE).

Jeśli masz wątpliwości - przeanalizuj podane przykłady, wykonując dla każdego z nich rysunek. Zastanów się nad tym, które wartości azymutu izobary przyjmujemy do obliczeń na półkuli N, które na półkuli S. Z czego to wynika? Przyjrzyj się wyznaczonym kierunkom wiatrów na załączonych mapach pola ciśnienia.

Dalsze wskazówki:
1. Pamiętaj, że w obszarach bezgradientowych, takich jak centralne części układów wyżowych, w pobliżu osi klinów wysokiego ciśnienia, w siodłach barycznych, wiatru nie będzie (wystąpią cisze) lub występować mogą słabe, zmienne wiatry. Wyznaczanie kierunku wiatru w takich sytuacjach barycznych powinno się sprowadzić do stwierdzenia wystąpienia cisz lub wiatrów zmiennych (kierunku brak lub nieustalony).
2. Pamiętaj, że w momencie przejścia osi zatoki niżowej następuje gwałtowny skręt kierunku wiatru (patrz "zatoka niżowa").
3. Pamiętaj, że kierunek N - S na mapach pogody wyznacza południk lokalny, który może nie być równoległy do pionowej ramki mapy, gdyż wiele z tych map jest wykonywanych w innych projekcjach niż prostokątne, do których jesteśmy przyzwyczajeni z racji posługiwania się mapami w odwzorowaniu Merkatora (np. stożkowych czy stereograficznych). Znaczna część błędów popełnianych przy odczytywaniu kierunku wiatru z mapy wynika z nieuwzględnienia tego prostego faktu.
4. Określenie kierunku wiatru z mapy z dokładnością 10° jest w praktyce morskiej zupełnie wystarczające. Często zadawaljące jest określenie kierunku wiatru w granicach 22.5 - 45°. Z tego względu nie ma sensu silenie się na określanie kierunku wiatru z mapy ze stopniową dokładnością, tym bardziej, że przebieg izobar na mapach analizy i prognozy obarczony jest często znacznie większym błędem.
5. W niskich szerokościach (przyrównikowych; od 15°N do 15°S) odczytywanie w ten sposób kierunku wiatru z mapy jest niedopuszczalne. Siła Coriolisa tam bardzo szybko się zmniejsza (0 na równiku) i kierunki wiatru szybko zmieniają kąt przecięcia izobar (na równiku kierunek wiatru jest prostopadły do izobar). Z tego względu, kierunki wiatru w szerokościach okołorównikowych winny być odczytywane z map analiz tropikalnych (patrz "mapy analiz tropikalnych"). Jeśli odczuwamy nieprzepartą potrzebę odczytania kierunku wiatru z mapy pola ciśnienia w niskich szerokościach, to pamiętajmy, że kąt  tworzony przez kierunek wiatru z izobarą zmienia się w funkcji szerokości (fi) następująco:
fi = 0° - 90°
fi = 5° - 58°
fi = 10° - 38°
fi = 20° - 22°
 

Obliczanie prędkości wiatru z mapy faksymilowej (mapy dolnej pola ciśnienia)

    Reguła: prędkość wiatru przywodnego stanowi funkcję gradientu barycznego, współczynnika tarcia powietrza o wodę i siły Coriolisa. Inne czynniki (np. siła odśrodkowa) odgrywają tu mniejszą rolę i mogą zostać pominięte. W pierwszym przybliżeniu można założyć, że współczynnik tarcia jest stały; w takim razie prędkość wiatru stanowić będzie funkcję gradientu barycznego i szerokości geograficznej. Im większy gradient baryczny tym większa będzie prędkość wiatru. Im większa szerokość geograficzna, przy tej samej wartości gradientu barycznego, tym mniejsza będzie prędkość wiatru.

    W praktyce morskiej (i synoptycznej) wykorzystuje się trzy metody określania prędkości wiatru z mapy pola ciśnienia. Tak samo określa się prędkości wiatru z map analiz, jak i map prognoz.

 A.  Określenie prędkości wiatru za pomocą skal wiatrowych
    Na mapach wydawanych przez niektóre ośrodki (np. Bracknell) znajdują się nomogramy służące do określenia prędkości wiatru. Są one potocznie nazywane "skalami wiatrowymi". W zdecydowanej większości przypadków pozwalają one określić prędkość wiatru geostroficznego (patrz "wiatr geostroficzny"). Budowa tych nomogramów jest zazwyczaj następująca: na osi y oznaczona jest szerokość geograficzna, w polu osi x znajduje się rodzina krzywych, opisanych wartościami prędkości wiatru.

Skala wiatrowa dla wiatru geostroficznego i cięcia izobar co 4 hPa na mapie prognozy pola ciśnienia wydanej przez Bracknell

Odczytanie prędkości wiatru z mapy sprowadza się do następujących działań:

1. za pomocą przenośnika mierzymy odległość między sąsiednimi izobarami w obszarze zainteresowania, zwracając uwagę, aby zmierzona odległość była najkrótszą odległością między izobarami (prostopadła do stycznej w punkcie),

2. odczytujemy średnią szerokość geograficzną w miejscu (rejonie) pomiaru (dokładość do 1-2°),

3. na lewej osi y nomogramu odszukujemy szerokość geograficzną odpowiadającą szerokości miejsca pomiaru, nakłuwamy jedną igłą nanośnika wybraną szerokość i starając się zachować równoległość rozpiętości nanośnika do osi x oznaczamy (nakłuwamy) punkt  drugą igłą między (niekiedy na) krzywymi prędkości wiatru,

4. interpolujemy liniowo wartość prędkości wiatru wyznaczonego punktu z opisanych wartości sąsiednich krzywych. Jest to odczytana średnia prędkość wiatru (V).

5. Jeśli skala wiatru jest skalą wiatru geostroficznego, zachodzi potrzeba sprowadzenia odczytanej prędkości wiatru geostroficznego (VG) do prędkości wiatru przywodnego (Vw). Jeśli nie znamy różnicy temperatury powietrza i wody, lub jeśli nie zależy nam na specjalnej precyzji, przyjmujemy średnią wartość współczynnika redukcyjnego równą 0.7:

Vw = VG * 0.7

przy czym mianowanie obliczonej prędkości wiatru przywodnego (Vw) jest takie samo, jak mianowanie prędkości wiatru geostroficznego (VG; węzły lub m/s).

Wskazówki praktyczne
a. Przed rozpoczęciem określania prędkości wiatru tą metodą należy upewnić się, czy skala wiatrowa na danej mapie jest skalą wiatru geostroficznego, czy skalą wiatru przywodnego (wind in sea-level, sea-level wind) oraz w jakich jednostkach jest mianowana prędkość wiatru (węzły, m/s). W przypadku, jeśli jest to skala dla wiatru przywodnego nie stosuje się reducji prędkości - odczytana prędkość jest prędkością wiatru przywodnego (punkt 5 procedury zbędny). Skale wiatru na poziomie morza są stosowane rzadko. Jeśli skala nie jest wyraźnie opisana, należy przyjąć, że jest to skala wiatru geostroficznego, jednak przy pierwszym korzystaniu z mapy wydawanej przez dany ośrodek, uzyskany wynik należy sprawdzić jedną z dwóch dalej omówionych metod.
b. Choć jest to oczywiste, z naciskiem podkreślam, że skale wiatrowe wolno stosować wyłącznie na tych mapach, na których są zamieszczone. Skala wiatrowa jest dostosowana do cięcia izobar występującego na danej mapie (5 lub 4 hPa), skali mapy i jej projekcji. Nie wolno stosować skali wiatrowej z jednej mapy do odczytywania prędkości wiatru na innej mapie pola ciśnienia (spotkałem się z takimi działaniami!), tak otrzymane wyniki mają się nijak do rzeczywistości.

B. Określanie prędkości wiatru metodą przybliżenia geostroficznego
    Prędkość wiatru przywodnego określić możemy obliczając prędkość wiatru geostroficznego a następnie zredukować ją do prędkości wiatru przywodnego, możąc przez współczynnik redukcyjny, stosowny dla różnicy temperatury powietrza i wody.
    Formuła pozwalająca określić prędkość wiatru geostroficznego w metrach na sekundę (VG) jest następująca:

VG = (4.81 * GB) / sin(fi) [ m/s],

gdzie: (fi) - szerokość geograficzna (dokładność 1-2°)
            GB - gradient baryczny (hPa / 1°)
Mnożąc obliczoną prędkość wiatru geostroficznego przez współczynnik redukcyjny (k):

VW = VG * k,

otrzymamy prędkość wiatru przywodnego.

Wskazówki praktyczne
a.    Metodą przybliżenia geostroficznego można szacować prędkość wiatru w szerokościach od 85 do 20°. Obliczanie tą metodą prędkości wiatru w niskich i bardzo niskich szerokościach da wartości silnie zawyżone, absurdalnie wielkie w bezpośredniej bliskości równika (sin(fi) dąży do zera!)
b.   Aby móc skorzystać z tej metody należy wcześniej obliczyć występujący w obszarze zainteresowania gradient baryczny (patrz "obliczanie gradientu barycznego").
c.    W sytuacji, gdy nie jest wymagana precyzja w obliczaniu prędkości wiatru przywodnego, współczynnik reducyjny k przyjmuje się jako równy 0.7

C. Obliczanie prędkości wiatru przywodnego metodą współczynników gradientowych
    Podobnie, jak w poprzednio omówionej metodzie, i tej metodzie, do określenia prędkości wiatru przywodnego niezbędna jest znajomość wartości gradientu barycznego (GB) w interesującym nas obszarze.
Można założyć, że prędkość wiatru przywodnego jest funkcją gradientu barycznego, szerokości geograficznej (siła Coriolisa) i siły tarcia powietrza o wodę. Zakładając, że siła tarcia jest stała (patrz "Reguła" we wstępie), można napisać:

VG = K * GB

gdzie: K jest współczynnikiem proporcjonalności, uwzględniającym jednocześnie wartość siły Coriolisa i średniego współczynnika tarcia.
    W ten sposób K staje się jedynie funkcją szerokości geograficznej. Wartości współczynnika K, dla prędkości wiatru mianowanej w metrach na sekundę (m/s) są następujące:
 

szerokość geograf.	wartość K
0 - 5.0°	10.5
5.1 - 10°	9.0
10.1 - 20°	7.5
20.1 - 30°	6.5
30.1 - 40°	6.0
40.1 - 50°	5.0
50.1 - 60°	4.0
60.1 - 70°	3.6
70.1 - 90°	3.2

Wystarczy przemnożyć znaną wartość gradientu barycznego w interesującym nas obszarze (patrz "obliczanie gradientu barycznego") przez wartość wpółczynnika dla danej strefy szerokościowej. Współczynników nie należy interpolować, przyjmuje się taki sam współczynnik dla wszystkich szerokości mieszczących się w danej strefie (zarówno gdy np. liczy się prędkość wiatru dla gradientu zmierzonego na szerokości 42° czy szerokości 47° przyjmuje się taki sam współczynnik, równy 5).
    Otrzymane w ten sposób prędkości wiatru (w metrach na sekundę) są już prędkościami wiatru przywodnego
i nie wymagają żadnych redukcji !.

Porównanie metod określania prędkości wiatru przywodnego
    Wszystkie trzy przedstawione metody charakteryzują się praktycznie takim samym stopniem dokładności, który wynosi około plus minus 10% obserwowanej prędkości wiatru. Oznacza to, że im większa jest prędkość wiatru, tym większy jest błąd bezwględny (przy wietrze 2.0 m/s błąd 0.2 m/s, przy wietrze 20 m/s błąd około 2 m/s).
Głównymi źródłami błędów w określaniu prędkości wiatru są:
- w metodzie "skal wiatrowych" - dokładność interpolacji między krzywymi prędkości wiatru, dokładność pomiaru odległości między izobarami
- w obu pozostałych metodach - dokładność i prawidłowość obliczenia gradientu barycznego,
- we wszystkich trzech metodach - błędy (przybliżenia) wnoszone przez obraz pola barycznego, przedstawionego na mapach faksymilowych, na mapach prognozy - dodatkowo ewentualne błędy prognozy.
Dodatkowe, większe odstępstwa samodzielnie obliczonej prędkości wiatru od obserwowanej wiążą się z przyjęciem średniej wartości współczynnika redukcyjnego na siłę tarcia, niezgodnej z wartościami rzeczywistymi (patrz "współczynniki redukcyjne prędkości wiatru przywodnego", "siła tarcia", "struktura wiatru").

Wskazówki praktyczne
    Należy zdawać sobie sprawę z tego, że dobry pomiar prędkości wiatru ma dokładność około 1 m/s (2 węzły). Uzyskiwane dokładności rzędu 2 czy 3 miejsc po przecinku dotyczą obliczania uśrednionej prędkości wiatru i stanowią wynik operacji arytmetycznej, nie zaś pomiaru. Z tego względu dążenie do uzyskiwania, jak często sądzą naiwni, dokładnych wyników (typu 14.711 m/s zamiast 11-13 m/s) jest pozbawione sensu. W praktyce (morskiej, rzecz jasna) dokładności 1 - 2 m/s, czy 10% prędkości są całkowicie zadawalające i poza jakimiś szczególnymi przypadkami, mieszczą się w granicach odpowiednich stopni skali Beauforta.

Współczynniki redukcyjne prędkości wiatru przywodnego (związane z siłą tarcia)

    Prędkość wiatru przywodnego uzależniona jest od gradientu barycznego, siły Coriolisa i wartości współczynnika tarcia powietrza o wodę. Na tej samej szerokości geograficznej (limituje wartość siły Coriolisa) i przy tym samym gradiencie barycznym prędkość wiatru może dość istotnie zmieniać się w zależności od współczynnika tarcia.
    Współczynniki tarcia powietrza o wodę zależą od różnic temperatury powietrza i wody. W każdym przypadku, gdy temperatura wody jest wyższa od temperatury powietrza współczynnik tarcia ulega zmniejszeniu. Dzieje się tak, ze względu na występującą w przywodnej warstwie powietrza konwekcję i zmiejszenie współczynnika lepkości kinematycznej powietrza. W dużym uproszczeniu można sobie wyobrazić, że od powierzchni wody stale "odrywają" się pewne objętości powietrza, unoszą do góry i niszczą laminarną strukturę przepływu w warstwie granicznej. Działa to jak poduszka powietrzna dla wyżej przesuwających się warstw powietrza. W przypadku, gdy woda jest chłodniejsza od powietrza, najniższe, przywodne warstwy powietrza ochładzają się od wody, jako cięższe (o większej gęstości i większej lepkości) przylegają silniej do powierzchni wody.
    Ponieważ przy szacowaniu prędkości wiatru z map pola ciśnienia (map synoptycznych) wykorzystuje się jako prędkość odniesienia zazwyczaj prędkość wiatru geostroficznego, który wieje powyżej warstwy tarcia, oszacowaną prędkość wiatru geostroficznego należy odpowiednio pomniejszyć o wielkość związaną z występującą w warstwie przywodnej siłą tarcia. Służą do tego współczynniki redukcyjne, informujące, jaką część (ewentualnie %) prędkości wiatru geostroficznego będzie miała prędkość wiatru przywodnego.
    Wartości współczynników redukcyjnych (kw), jak można się po wstępie domyślić, zależą od różnic temperatury powietrza i wody i są zawsze mniejsze od 1.0.

Jeśli:
woda jest chłodniejsza od powietrza a różnica temperatur jest większa od 0.5°C - kw = 0.5
woda jest chłodniejsza od powietrza a różnica temperatur mieści się w granicachod 0.5°C do 0.1°- kw = 0.6
woda jest cieplejsza od powietrza a różnica temperatur mieści się w granicach od 0.0 do 2.0°C - kw = 0.7
woda jest cieplejsza od powietrza a różnica temperatur jest większa od 2.0°C - kw = 0.8.
W przypadku, gdy różnice temperatury wody i powietrza są szczególnie duże (woda cieplejsza o 12 i więcej stopni, co zdarza się np. w przypadku, gdy nad wody morskie wypływa zimą silnie wychłodzone powietrze polarno-kontynentalne z nad lądu czy akwenów pokrytych całkowicie zwartą pokrywą lodową) wartość współczynnika kw może dochodzić nawet do 0.85 - 0.90.
    Najczęściej woda jest nieco cieplejsza od powietrza (0 - 2 deg), stąd przeciętną wartością współczynnika kw jest 0.7. Taką również wartość kw należy stosować we wszystkich przypadkach, gdy nie zna się dokładniej różnic temperatury powietrza i wody.

Jednak:
analizując mapę synoptyczną i określając kierunki adwekcji napływających mas nad dany akwen, można z wystarczająco dobrym przybliżeniem określić (przy znajomości generaliów rozkładów temperatury wody - kłaniają się prądy) różnice temperatury powietrza i wody i dobrać dokładniej wartość kw do szacowania prędkości wiatru.

Przykłady:

a. obliczona prędkość wiatru geostroficznego (VG) równa 20 m/s. Powietrze cieplejsze od wody o 8 deg.
kw = 0.5;  Vw = kw * VG = 0.5 * 20 = 10 m/s [ taką sytuację obserwujemy np. w przypadku wypływu mas powietrza zwrotnikowo-kontynentalnego, z nad Sahary nad Prąd Kanaryjski]

b. obliczona prędkość wiatru geostroficznego (VG) równa 20 m/s. Powietrze chłodniejsze od wody o 2 deg.
kw = 0.7;  Vw = kw * VG = 0.7 * 20 = 14 m/s

c. obliczona prędkość wiatru geostroficznego (VG) równa 35 m/s. Powietrze chłodniejsze od wody o 4 deg.
kw = 0.8;  Vw = kw * VG = 0.8 * 35 = 28 m/s [lepiej, aby tam nas nie było]

Różnice temperatury powietrza i wody, poprzez zarówno wartość współczynnika tarcia, jak i działanie innych współwystępujących procesów (czynników) mają wpływ na strukturę wiatru (stały, porywisty)

Wiatr pozorny i rzeczywisty

Wiatr mierzony w czasie ruchu statku stanowi ruch powietrza mierzony względem początku układu współrzędnych, jakim jest statek. Wiatr taki nazywamy wiatrem pozornym. Stanowi on wypadkową ruchu statku oraz występującego wiatru rzeczywistego, to jest mierzonego względem układu współrzędnych związanego z nieruchomym punktem na powierzchni oceanu. W Dzienniku Okrętowym oraz sporządzanych depeszach i raportach meteorologicznych podaje się parametry wiatru rzeczywistego; czyli kierunek i prędkość wiatru wiejącego nad powierzchnią morza.

Zamiana wiatru pozornego na wiatr rzeczywisty sprowadza się do odtworzenia wektora wiatru rzeczywistego ze znanych jednej składowej i wypadkowej równoległoboku sił. Znany jest kurs i prędkość statku (składowa) oraz prędkość i kierunek wiatru pozornego (wypadkowa). Znalezienie parametrów wiatru rzeczywistego może być przeprowadzone na kilka sposobów:

1. za pomocą specjalnych diagramów wiatru rzeczywistego, zamieszczanych na przykład w polskich Tablicach Nawigacyjnych (TN 89). Tamże znajduje się szczegółowa instrukcja posługiwania się diagramami. Należy wtedy pamiętać o konieczności zamiany kąta kursowego wiatru na kierunek rzeczywisty (patrz przykład).

2. za pomocą nakresu manewrowego. Przyjmuje się jednolitą skalę prędkości dla prędkości statku i prędkości wiatru pozornego. Na nakresie oznacza się punktem kurs i prędkość statku (koniec wektora ruchu własnego statku) oraz drugim punktem kierunek i prędkość wiatru pozornego (koniec wypadkowej). Prędkość wiatru odczytuje się jako odległość między oznaczonym punktami, w przyjętej skali dla prędkości. Kierunek wiatru odczytuje się, przenosząc równolegle, za pomocą ekierek nawigacyjnych, prostą łączącą oba punkty do środka nakresu i odczytując kierunek na obwodzie nakresu (współrzędne azymutalne). Należy uważać, aby nie pomylić kierunku wiatru o 180° ! (patrz przykład)

3. posiadacze kalkulatorów programowalnych mogą określić parametry wiatru rzeczywistego analitycznie. Wymaga to napisania prostego programu na rozwiązanie trójkąta płaskiego (dane długości dwu boków i kąt między nimi)

4. w ostateczności można wykreślić w skali, zorientowany geograficznie równoległobok sił i odczytać z rysunku kierunek i prędkość wiatru. W tym przypadku należy dokładnie odkładać kąty, sam rysunek nie powinien być zbyt mały, gdyż rośnie wtedy błąd graficzny. Metoda jest pracochłonna, zajmuje dużo czasu.

5. większość systemów map elektronicznych i systemów ARPA współpracujących z DGPS lub GPS ma wejście do wprowadzenia sygnału z wiatromierza. Parametry wiatru rzeczywistego liczone są wtedy na bieżąco. Niektóre systemy mają opcję wprowadzenia parametrów wiatru pozornego z klawiatury, system oblicza parametry wiatru rzeczywistego automatycznie.

6. w sytuacji, gdy występuje uporządkowane falowanie wiatrowe, kierunek wiatru rzeczywistego może być określony z pomiaru namiernikiem (namiernik ustawiamy zgodnie z liniami grzbietów fal, następnie skręcamy o 90°, w kierunku z którego wieje wiatr). Prędkość wiatru szacujemy ze skali Beauforta, korzystając (dokąd nie dojdziemy do wprawy) z tabeli (patrz Tablice Nawigacyjne, instrukcja do wypełniania polskich Dzienników Okrętowych), określając ją w węzłach lub m/s. Szacunek musi być oparty na wyglądzie powierzchni morza, nie zaś wysokości fal ! Dokładność szacunku kierunku i prędkości staje się niewielka przy dużych prędkościach wiatru (Vw > 20-22 m/s). W innych przypadkach ocena prędkości wiatru rzeczywistego rzadko kiedy jest gorsza od  2 m/s, kierunku od 10°.

Przykłady:

Wykorzystanie nomogramu z TN89

Dane:
Na statku płynącym kursem 240° z prędkością 15 w zmierzono wiatr pozorny wiejący z kąta kursowego 70°LB i mający prędkość 10 m/s. Określamy parametry wiatru rzeczywistego:
a: ujednolicamy prędkości do węzłów: 10 m/s = 20 w,
b. przyjmujemy jednolitą skalę dla prędkości statku i wiatru - 1 półokrąg na nomogramie równy 4 w; czerwony opis półokręgów - 4, 8, 12, 16, 20 w.

c. w punkcie odpowiadającym parametrom wiatru pozornego (70°, v = 20 w) oznaczmy punkt; tu czerwona kropka oznaczona Wp(Kk, v),
d. z tego punktu prowadzimy w dół (przeciwnie do ruchu statku) równoległą do pionowych linii na nomogramie, o długości odpowadającej prędkości statku w przyjętej skali prędkości; tu niebieska linia, kończąca się kropką oznaczoną jako Vs,
e. przez punkt Vs prowadzimy prostą z centrum nomogramu (punkt oznaczony jako 0), poza granice ostatniego kręgu; tu zielona linia, oznaczona jako Kkwr.
f. kąt kursowy wiatru rzeczywistego odczytujemy z punktu przecięcia prostej z ostatnim kręgiem; tu ~108°,
g. prędkość wiatru rzeczywistego odczytujemy jako odległość punktu Vs od środka diagramu; tu ~23 w.
    Zachodzi teraz potrzeba zamiany kąta kursowego wiatru rzeczywistego na kierunek wiatru rzeczywistego:

240° - 108° = 132° (odejmujemy; lewa burta),

i ostatecznie określamy parametry wiatru rzeczywistego: kierunek = 132°, prędkość 23 w.
W zależności od tego, z której burty wieje wiatr (LB, PB), wykorzystujemy właściwą część nomogramu.

Wykorzystanie nakresu manewrowego

Dane:
Na statku płynącym kursem 345° z prędkością 15 w zmierzono wiatr pozorny wiejący z kąta kursowego 50°PB o prędkości 10 m/s.
a. Określamy kierunek wiatru pozornego:

345° + 50° = 395°; 395° - 360° = 035° (dodajemy; prawa burta),

b. ujednolicamy prędkości: 10 m/s = ~20 w.
c. przyjmujemy skalę prędkości na nakresie: 1 okrąg = 2 w.

d. W punkcie, odpowiadającym współrzędnym azymutalnym ruchu statku oznaczmy kropkę (punkt); tu na kierunku 345° i 7.5 okręgu (=15 w) niebieska kropka oznaczona S,
e. W punkcie odpowiadającym końcu wektora wiatru pozornego oznaczamy na nakresie kropkę; tu punkt o współrzędnych 035°/10.0, na nakresie oznaczony jako WP (czerwona kropka)
f. prędkość wiatru rzeczywistego określa odległość między punktami S i Wp; zdejmujemy tą odległość nanośnikiem i mierzymy ją od środka nakresu; na rysunku oznaczona przerywaną niebieską linią zakończona czerwoną kropką i oznaczona jako Wr(v) [ Wiatr rzeczywisty, prędkość]. Odległość ta jest w przybliżeniu równa 7.8 kręgu, czyli prędkość wiatru rzeczywistego wynosi 7.8 * 2 = 15,6 w (7.8 m/s),
g. kierunek wiatru rzeczywistego określamy przenosząc równolegle do środka nakresu prostą, łączącą punkty S i Wp o odczytując na obwodzie nakresu kierunek; tu 084° (czerwona ciągła linia oznaczona jako Wr (k)).
    Określony w ten sposób kierunekm wiatru rzeczywistego jest już kierunkiem rzeczywistym i nie wymaga żadnych dalszych przeliczeń.

---