Podstawowe wiadomości o falowaniu na powierzchni morza

    Na powierzchni morza zawsze występuje falowanie. Występujące falowanie (fale) można podzielić według ich genezy na:

- falowanie wiatrowe, tworzące się pod wpływem wiatru oddziałującego na powierzchnię wody. Przemieszczające się nad wodą powietrze przekazuje powierzchni wody część swojej energii kinetycznej, która następnie przemieszcza się wraz z powstałymi odkształceniami powierzchni wody (falami wiatrowymi, które są falami wymuszonymi). Fale wiatrowe po wyjściu spod działania generującego je wiatru przestają być falami wiatrowymi, stajc się falami rozkołysu (inaczej "martwymi falami") przemieszczają się dalej już jako fale swobodne, kosztem nagromadzonych w nich zasobach energii. Falowanie wiatrowe jest najczęściej obserwowanym rodzajem falowania występującego na powierzchni mórz i oceanów,

- fale pływowe, tworzą się pod wpływem grawitacyjnego oddziaływania Słońca i Księżyca. Najprościej można wyobrazić sobie to w ten sposób, że w rejonie Ziemi "najbliżej" skierowanym do Słońca i Księżyca oraz po stronie przeciwnej Ziemi, poziom wody się podnosi powyżej stanu średniego (tworzą się "wybrzuszenia" powierzchni wody). Ze względu na obrót Ziemi dookoła własnej osi, te "wybrzuszenia" opływają Ziemię, tworząc fale o bardzo dużej długości. W rzeczywistości ze wględu na rozkład lądów i oceanów, oraz odmienne położenie Słońca i Księżyca w danych momentach (i 100 jeszcze innych powodów) natura fal pływowych jest znacznie bardziej skomplikowana, niż tu, w pierwszym "naiwnym" przybliżeniu podano. Wielka długość fali pływowej (a tym samym i wielki jej okres) powoduje, że fali pływowej "nie widzimy" jako fali, lecz odbieramy jej występowanie jako zmiany poziomu morza. Te ostatnie możliwe jest do dostrzeżenia tylko w pobliżu brzegów (linii brzegowej). Na otwartym morzu czy oceanie fale pływowe nie są widoczne. Mimo, że fal tych na wodach otwartych się nie zauważa, fale pływowe występują powszechnie. Razem z falami wiatrowymi i falami rozkołysu są najpospoliciej i powszechnie występującym rodzajem falowania.

- fale anemobaryczne, powstają pod łącznym działaniem zmian ciśnienia atmosferycznego i towarzyszącemu tym zmianom wiatru. Ponieważ układy baryczne przemieszczają się w przestrzeni, generowana przez zmiany ciśnienia i wiatr odchylenia powierzchni morza również przemieszczają się, tworząc falę [ 1 ]. Fale anemobaryczne, jako fale długie, demonstrują swoją obecność jako zmiany poziomu morza. Są one szczególnie dobrze zauważalne na wybrzeżach. Na Bałtyku tak zwane "spiętrzenia sztormowe" to nic innego jak przejaw fali anemobarycznej.  Na morzach pływowych (np. na Morzu Północnym) na falę anemobaryczną nakłada się zazwyczaj jeszcze fala pływowa, tworząc łącznie spiętrzenie sztormowe. Typowe dla cyklonów tropikalnych podniesienia się poziomu morza również stanowią przejaw fali anemobarycznej.

- fale sejsmiczne (fale tsunami), powstają w wyniku zmian położenia skorupy ziemskiej pod oceanem (lub inaczej - kształtu dna). Ich geneza jest związana z zachodzącymi pod dnem ruchami sejsmicznymi (trzęsienia ziemi, wybuchy wulkanów pod- lub nadmorskich), ale też w występowaniem zsuwów podmorskich, zsuwami materiału z obszaru nadbrzeżnego do morza, oberwaniami lodu z uchodzących do morza (fiordu) lodowców, itp.  W przypadku wystąpienia fal tsunami powodowanych przez trzęsienia ziemi, fala taka może jako fala pojedyncza (rzadko) lub seria kilku po sobie nadchodzących fal, przemieszczać się na wielkie odległości. Na otwartym oceanie fala tsunami jest niezauważalna, bardzo dużą wysokość i niszczycielską siłę osiąga dochodząc do brzegu oraz na płyciznach.

- fale wymuszone przez działanie przemieszczających się po wodzie obiektów (np. statków). Te ostatnie nie odgrywają na otwartych wodach żadnej istotnej roli, mogą jednak wpływać na różne procesy (np. rozmywanie brzegów) w kanałach i na farwaterach.

Pod względem stosunku długości fali ( l ) do głębokości akwenu ( H ), na którym przemieszcza się fala wszystkie fale można podzielić na fale długie i fale krótkie. Falami długimi nazywa się fale, których długość jest większa od głębokości akwenu ( l > H  oraz l >> H ). Falami długimi są fale tsunami, fale anembaryczne i fale pływowe. Fale krótkie to fale których długość jest mniejsza od głębokości akwenu ( l < H). Fale wiatrowe, w zależności od swojej długości i głębokości akwenu mogą być zarówno falami długimi (np. fala o długości 100 m przemieszczająca się po akwenie o głębokości 50 m), jak i falami krótkimi (np. fala o długości 100 m przemieszczająca się na powierzchni akwenu o głębokości 3000 m).
Fala dwuwymiarowa to fala, której grzbiet jest wielokrotnie dłuższy od jej długości, fala trójwymiarowa to fala, której długość grzbietu jest krótsza lub współmierna z długością fali. Fale trówymiarowe powstają jako rezultat interferencji dwóch lub więcej systemów falowania. Na ogół na powierzchni morza interferują fale wiatrowe z falami rozkołysu.

Pojęcia:
grzbiet fali - część powierzchni wody, najczęściej linearnie rozciągnięta, znajdująca się powyżej średniego poziomu wody,
wierzchołek grzbietu fali - najwyższa część grzbietu,
dolina fali - część powierzchni wody, najczęściej linearnie wyciągnia, mniej lub bardziej równoległa do grzbietu fali, znajdująca sę poniżej średniego poziomu wody,
dno doliny fali - najniższa część doliny fali.


Rozmiary każdej fali postępującącej (postępowej; przemieszczającej się w przestrzeni) mogą być opisane za pomocą kilku charakterystycznych wielkości, którymi są:
długość fali (oznaczenie najczęściej małą grecką literą lambda), jest to odległość między dwoma charakterystycznymi punktami (elementami) sąsiadujących ze sobą fal. Najczęściej liczona jest jako odległość między najwyższą częścią grzbietu jednej, do najwższej części grzbietu następnej fali. Mierzymy w metrach (m).
okres fali (oznaczany najczęściej małą grecką literą tau). Jest to czas, jaki upływa między przejściem charakterystycznych elementów dwu kolejno po sobie przechodzących fal względem nieruchomego punktu (np. czas jaki jest potrzebny, aby względem danego punktu przez który właśnie przechodzi grzbiet fali przeszedł grzbiet następnej fali). Inna prosta definicja okresu - to czas, w którym fala przemieszcza się o swoją długość. Mierzymy w sekunadach (s).
prędkość fali (oznaczana najczęściej małą literą c). Jest to prędkość z jaką przemieszcza się w przestrzeni charakterystyczny element fali (np. grzbiet). Określamy w m/s [m·s^-1]. Nie trudno domyślić się, że c = lambda / tau.
wysokość fali (oznaczona najczęściej małą lierą h) jest różnicą wysokości między najniższym fragmentem dna doliny fali a najwyższym fragmentem grzbietu fali. Inaczej amplituda poziomu wody poszczególnej fali.

Pomiędzy długością fali, okresem fali i prędkością fali występują ścisłe związki funkcjonalne. Pozwala to, przy znajomości jednego parametru fali obliczyć dwa pozostałe parametry (na przykład znając okres fali możemy bez problemu obliczyć jej długość i prędkość).

	l	t	c
l =	-	1.56·t^2	0.64·c^2
t =	0.8·l^0.5	-	0.64·c
c =	1.25·l^0.5	1.56·t	-

gdzie: l - długość fali (m), t - okres fali (s),  c - prędkość fali (m·s^-1)

 Wysokość fali nie jest funkcjonalnie związana z wymienionymi parametrami. Oznacza to, że z długości fali nie możemy w sposób ścisły wnioskować o wysokości fali, i odwrotnie - z wysokości fali nie wynika  [ 2 ] ani jej długość, okres ani też prędkość. Istniejące związki między wysokością a długością fali i innymi jej parametrami mają charakter statystyczny i wynikają z analizy obserwacji empirycznych

Stromość fali jest współczynnikiem bezwymiarowym, najczęściej definiowanym jako h/l (stosunek wysokości fali do jej długości. Wartość ta nie ma sensu fizycznego. Znacznie rzadziej możemy spotkać się ze stromością fali definiowaną jako h/0.5·l (stosunek wysokości fali do połowy jej długości). Taka warość informuje o nachyleniu powierzchni wody w obrębie fali - od doliny do grzbietu. Wartość ta stanowi średni tangens nachylenia powierzchni wody.

Słownik. Informacje dodatkowe
Omawiane fale są falami powierzchniowymi. Oprócz fal powierzchniowych występują w oceanie fale wewnętrzne, tworzące się na granicach mas wód o różnych gęstościach, jeśli te [granice] są ostre.
Fala pojedyncza - fala, przemieszczająca się jako pojedynczy grzbiet (często niewidoczny na otwartym oceanie)
Fala postępowa (postępująca) - fala, której grzbiet i dolina wykazuje ruch postępowy w przestrzeni.
Fala stojąca - fala, która tworzy się wyłącznie w rezultacie pionowych ruchów wody, nie wykazuje przemieszczania w przestrzeni. W tym samym miejscu powierzchnia wody raz się pdonosi tworząc grzbiet fali lub "pagór" wodny, następnie opada i w tym samym miejscu powstaje dolina fali lub "zagłębienie bezodpływowe". Obok następuje taki sam ruch wody, przesunięty w fazie o 180°. Powierzchnia morza jakby pulsowała. Obserwujemy często w sytuacji odbijania się fali od pionowej ścianki, na przedpolu takiej ścianki często tworzy się fala stojąca, podobnie przed pionowymi skalnymi klifami. Wielokrotnie było opisywane występowanie stojących w oku cyklonu tropikalnego.

Odnośniki:

  [ 1 ] Powierzchnia morza jest powierzchnią izobaryczną, czyli jednakowego ciśnienia. W przypadku, gdy nad wodą spada ciśnienie, swobodna powierzchnia morza podnosi się, aby zrekompensować ten spadek ciśnienia, i znaleźć się w stanie równowagi (i odwrotnie - gdy ciśnienie atmosferyczne wzrasta, poziom morza się obniża). Spadek ciśnienia o 1 hPa powoduje statyczny wzrost powierzchni morza o około 10 mm, wzrost ciśnienia o 1 hPa - obniżenie się powierzchni morza o 10 mm. Jeśli przemieszcza się układ niżowy, wraz z układem przemieszcza się, jako fala anemobaryczna  znajdująca się pod niżem "kopuła wody". Dodatkowo na podniesienie się poziomu wody wpływają naprężenia styczne wiatru, które przemieszczają wodę. W rezultacie wysokość fali anemobarycznej może być większa (ale też może być mniejsza) od od samej wysokości generowanej przez zmiany ciśnienia.  Zazwyczaj przed podniesieniem się poziomu morza związanego z falą anemobaryczną obserwuje się obniżenie poziomu morza. Fala anebaryczna reperezentuje tak zwaną falę pojedynczą.

[ 2 ] Podobnie jak z częstotliwości wysyłanego sygnału radiowego nie wynika jego amplituda (częstotliwość nic nie mówi o amplitudzie), ani też natężenie sygnału w punkcie (mV/m) nie ma związku z częstotliwością odbieranego sygnału.

Falowanie rozkołysu

    Fala wiatrowa posiada zapas energii, proporcjonalny do jej wysokości. W momencie, kiedy fala taka, poruszając się w określonym kierunku wyjdzie z pola oddziaływania generującego ją wiatru, lub też kiedy wiatr ustaje, nie zanika. Z fali wymuszonej staje się falą swobodną, poruszając się dalej kosztem posiadanych zasobów energii. Falę taką określa się mianem rozkołysu. Stosunkowo często spotkać się można również z pojęciem "fali martwej" lub "martwej fali", co praktycznie oznacza to samo. Tylko niektórzy, w ich mniemaniu, puryści językowi, uważają, że określenie "martwa fala" należy rezerwować dla sytuacji, gdy przy całkowitym braku wiatru (ciszy) na powierzchni morza występuje falowanie.
    W trakcie przemieszczania się fali rozkołysu, jej energia jest stopniowo zużytkowana na pokonywanie oporów lepkości kinematycznej wody (sił tarcia międzycząsteczkowego wody). Ponieważ wartość lepkości kinematycznej wody jest niewielka, proces utraty energii przez fale rozkołysu zachodzi wolno.
    W trakcie przemieszczania się fali rozkołysu zachodzi szereg procesów. Przypomnijmy, że prędkość przemieszczania się fali jest funkcją jej długości.To powoduje, ze fale o większej długości przemieszczają się szybciej od fal krótszych. Ponieważ pierwotnie falowanie wiatrowe jest falowaniem zinterferowanym, tworzącym grupy falowe, w sytuacji gdy fala wiatrowa przekształci się w falę rozkołysu następuje stopniowa dekompozycja grup falowych. W trakcie drogi, fale dłuższe, jako szybsze, "wyprzedzają" fale krótsze, przez co, w falowaniu rozkołysu, zwłaszcza gdy będziemy dalej od obszaru źródłowego tego falowania, obserwować będzie się falowanie zbliżone do falowania monochromatycznego - długości i wysokości kolejno przechodzących fal będą do siebie zbliżone. Gdybyśmy byli w odległości rzedu kilkuset mil od granicy np. silnego pola sztormowego, od którego stopniowo będzie dochodziła do nas martwa fala, początkowo obserwować będziemy nadchodzenie fal o dużym okresie (rzędu 18-22 s), bardzo długich i na ogól niezbyt wysokich. W miarę upływu czasu długość nadchodzących fal i ich okres będą się stopniowo zmniejszać. Zmienia się również profil fali - staje się wraz upływem czasu coraz bardziej symetryczny, przypominający klasyczną falę trochoidalną (długa dolina, krótki grzbiet o dość ostrym wierzchołku). Również wraz z upływem czasu i długością przebytej drogi fala rozkołysu się wydłuża i tym samym jej prędkość wzrasta.
    Zasięg martwej fali uzależniony jest od początkowej energii fali. Ponieważ energia fali zależy w głównym stopniu od jej wysokości, fale, których początkowa wysokość jest duża, będą mogły przemieszczać się na większą odległość. Fale o dużej wysokości są na ogół jednocześnie falami o większej długości, zatem fale takie takie będą przemieszczać się i szybciej, i na większą odległość. 

    Od strony fizycznej proces zmian parametrów fali rozkołysu jest dość skomplikowany, gdyż w funkcji czasu i energii początkowej fali zmieniają się jej przynajmniej trzy parametry, które następnie określają swój "stan początkowy". Procesy, występujące w falowaniu rozkołysu dobrze charakteryzuje poniższa tabela.

Tabela:
Odległość (D, Mm) na którą rozprzestrzenia się fala rozkołysu w czasie t (godziny) i wysokość fali rozkołysu h (m) po pokonaniu tej odległości

początkowa wysokość fali rozkołysu (m)	czas (t, godziny)
		6		12		18		24		30
		D	h	D	h	D	h	D	h	D	h
10	110	8,0	220	6,4	350	5,2	475	4,4	600	4,0
9	100	7,9	200	5,8	310	4,9	430	4,1	560	3,4
8	90	6,4	180	5,2	275	4,6	380	3,8	495	3,3
7	80	5,6	160	4,6	240	4,2	335	3,5	420	3,2
6	65	4,8	135	4,1	205	3,7	290	3,2	370	2,8
5	50	4,0	110	3,5	170	3,1	240	2,9	300	2,5
4	40	3,2	90	2,8	140	2,6	190	2,3	240	1,9
3	30	2,3	70	2,0	110	1,7	150	1,5	180	1,3
2	20	1,5	50	1,3	75	0,8	100	0,7	-	-

Źródło tabeli: L.I.Skriptunova; Metody morskikh gidrologičeskikh prognozov. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1984, ss. 278

Tabelę tą należy odczytywać w ten sposób, że fala o początkowej wysokości 10 m, po 6 godzinach pokona odległośc 110 Mm i po pokonaniu tej odległości będzie miała wysokość 8.0 m, po dalszych 6 godzinach (czyli 12 godzinach propagacji) pokona odległość 220 Mm i jej wysokość będzie wtedy równa 6.4 m, itd.
    Analizując wartości zestawione w tej tablicy trzeba zwrócić uwagę na to, że fale o dużej wysokości początkowej mogą rozprzestrzeniać się na wielkie odległości w stosunkowo krótkim czasie; np. fala o początkowej wysokości 10 m, po 30 godzinach pokona odległość 600 Mm (to jest 10° na kole wielkim!, jej prędkość wynosi 20 w czyli ~37 km/godz) i po pokonaniu takiej drogi, jej wysokość będzie wynosić jeszcze 4 m! W tym samym czasie fala o początkowej wysokości np. 5 m pokona odległość 300 Mm (prędkość 10 w), ale jej wysokość na końcu tej drogi będzie wynosiła 2.5 m.
    Analizując zmiany wysokości fali o takiej samej wysokości początkowej, nie trudno zauważyć, że w ciągu 6 godzin propagacji wysokość fali maleje o 20% początkowej wysokości fali (np. poczatkowa wysokość fali - 10 m; po 6 godzinach - 8.0 m, czyli po 6 godzinach propagacji wysokość tej fali jest mniejsza o 20% (10 - 8 = 2 m; 2/10 = 0.2 * 100% = 20%) - po dalszych 6 godzinach (w tabeli 12 godzin) o kolejne 20% (8.0 - 6.4 = 1.6 m, 1.6/8.0 = 0.2 * 100% = 20%, itd, itd... Z tej przyczyny wysokość fal o dużej wysokości początkowej spada szybciej, niż wysokość fal o niższej wysokości początkowej.
Śledząc z kolei wartości przebytej przez falę drogi zauważa się, że nie jest ona stała w funkcji czasu. O ile na przykład w czasie pierwszych 6 godzin fala o wysokości początkowej równej 10 m pokona drogę 110 Mm, w czasie następnych 6 godzin (razem 12 godzin) drogę 220 Mm, to w czasie 18 godzin drogę 350 Mm. Gdyby fala poruszała się z niemienną w funkcji czasu prędkością, powinna pokonać drogę równą 330 Mm w czasie 18 godzin (3 x 110 Mm), tu pokonuje ona drogę dłuższą o 20 Mm - czyli przyspiesza. Z zależności między prędkością fali, jej okresem i długością wiemy, że wzrost prędkości fali może nastąpić jedynie w przypadku wzrostu jej długości. Oznacza to, że w trakcie propagacji fali rozkołysu zmienia się również jej długość (rośnie). Ten ostatni proces jest powolny i zaokrąglone wartości w tabeli nie wpełni oddają przebieg procesu.

    "Źródłem" fal rozkołysu są obszary sztormowe lub obszary na których występują silne i bardzo silne wiatry.  Na akwenach w strefie szerokości umiarkowanych i wysokich są to obszary występownia układów niżowych, zwłaszcza głębokich niżów. Ponieważ najsilniejsze wiatry związane są na ogół z tylnymi częściami niżów, najsilniejsze fale rozkołysu na półkuli północnej rozchodzić się będą od nich w sektorze od S do SE, a uwzględniając ruch własny niżu - od SSW do ESE. To powoduje, że będąc w szerokościach niższych od strefy występowania sztormu, martwa fala przychodzić będzie z kierunku od NNE do WNW, z największym prawdopodobieństwem sektora od NW do N (na półkuli południowej - "lustrzana odwrotka"). Wystąpienie martwej fali nadchodzącej z innych kierunków jest mniej prawdopodobne, ale nie wykluczone. Zwykła analiza mapy synoptycznej (pole ciśnienia) oraz konfrontacja z danymi zawartymi w przedstawionej tu tabeli pozwala nam na zorientowanie się, czy będzie prawdopodobieństwo, i jakie, aby na interesującym nas akwenie wystąpiło falowanie rozkołysu. Obecnie mapy prognozy falowania są już na tyle wiarygodne, że najczęściej (jeśli jesteśmy na N Atlantyku lub na N Pacyfiku), takiego rodzaju analiza może stanowić jedynie upewnienie się, co do istniejącej sytuacji. 

    W strefie międzyzwrotnikowej głównym źródłem fal rozkołysu są cyklony tropikalne (CT). Ponieważ najsilniejsze wiatry (siły wiatrów sztormowych [8-11°B] i huraganowych [12 i 12+ °B]) wieją w prawej połówce, gdy cyklon znajduje się na półkuli północnej, w lewej, gdy cyklon znaduje się na półkuli południowej, a prędkość wiatru jest kilkukrotnie większa od prędkości ruchu własnego CT, najsilniejsze falowanie rozkołysu rozprzestrzenia się przed CT. Jeśli znajdujemy się na torze CT i CT zbliża się do nas, obserwuje się nadchodzenie fali rozkołysu z takiego samego kierunku, przy czym stopniowo okres fali rozkołysu maleje (skraca się), a wysokość fali rozkołysu stopniowo (na ogół szybko) rośnie. W przypadku gdy cyklon znajduje się na południe od nas (półkula północna; statek w wyższej szekości niż CT) i przemieszcza na W-NW, kierunek nadchodzenia fali rozkołysu stopniowo zmienia się zgodnie z ruchem wskazówek zegara , a wysokość fali rozkołysu stopniowo rośnie, po czym następnie maleje (okres stopniowo się skraca, następnie ponownie rośnie). Jeśli CT znajduje się na północ od nas (szerokość statku mniejsza od szerokości CT) i przemieszcza w tym samym kierunku (W-NW) kierunek nadchodzenia fali rozkołysu zmienia się przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. W przypadku, gdy CT znajduje się na polarnym odcinku toru (ruch w kierunku NE-E na N półkuli), zmiana kierunku nadchodzenia fali rozkołysu będzie przeciwna do ruchu wskazówek zegara gdy szerokość statku jest większaod szerokości CT, i zgodna z ruchem wskazówek zegara, gdy szerokość CT będzie wieksza od szerokości statku [radzę rozrysować sobie te przypadki, przyjmując, że martwa fala nadchodzi od CT, niezależnie od tego, przed jaką połowką CT będzie się znajdował statek).

W tylnej części CT i bezpośrednio za jego granicami obserwuje się często silne i wysokie falowanie rozkołysu,  fala jest tam przeważnie silnie skócona (zinterferowana).

    Fale rozkołysu idące od silnych sztormów mogą pokonywać ogromne odległości. Silne sztormy zimowe na NW Atlantyku (Morze Labrador, wody od Nowej Szkocji do Islandii) są przyczyną występowania silnego falowania przybojowego na wybrzeżach Marokko, Sahary Fiszpańskiej i Mauretanii. Silne sztormy na wodach antarktycznych dają silne falowanie przybojowe na wodach australijskich, południowo-amerykańskich, południowo-afrykańskich, a nawet na północnych brzegach Zatoki Gwinejskiej. Sztormy w rejonie Aleutów i Zatoce Alaska stanowią przyczynę występowania przyboju na północnych brzegach Wysp Hawajskich. W większej odległości od rejonu powstania fali przyboju fala bardzo silnie się wydłuża i traci wysokość, przez co na otwartych wodach oceanicznych często jest słabo zauważalna; dopiero na płytkowodziu, po przekształceniu się w falę przyboju ponownie się ujawnia.

    Na akwenach ograniczonych (np. Bałtyk, Morze Czarne, ...) falowanie rozkołysu występuje rzadko; jeśli występuje to krótko. Zbyt małe rozmiary akwenów powodują, że falowanie wiatrowe nie mają szans na dalekie rozprzestrzenienie się, fale wiatrowe rozbijają się o brzegi. Przykładowo, na Zatoce Gdańskiej falowanie rozkołysu pojawia się jedynie w sytuacji, gdy nad Bałtykiem Środkowym występuje sztorm generowany przez wiatr z sektora od NW do NE, który nie obejmuje południowych krańców Bałtyku. Kilka godzin po takim sztormie pojawia się na wybrzeżach Zatoki Gdańskiej przybój, samo falowanie rozkołysu na głębszych wodach zatoki jest na ogół słabe.

Falowanie trówymiarowe

Występujące na morzu falowanie tylko w wyjątkowych wypadkach stanowi jednorodne falowanie wiatrowe lub falowanie rozkołysu. Z reguły na występujące falowanie wiatrowe nakłada się falowanie rozkołysu nadchodzące z bliższych lub dalszych odległości. Podobnie na jeden system rozkołysu nakładać się może inny system rozkołysu. W przypadku falowania wiatrowego i zmiany kierunku wiatru w czasie jego generowania, na stary system falowania, który może się jeszcze aktywnie rozwijać, nakłada się już nowy system falowania.  Nawet bez zmiany Występujące systemy falowania interferują ze sobą, tworząc falowanie trójwymiarowe. Interferujących jednocześnie ze sobą systemów falowania może być w polu falowania wiele znacznie więcej niż dwa.
    Cechą charakterystyczną falowania trówymiarowego jest to, że zatraca się linijna wyrazistość linii grzbietów i dolin fal. Grzbiety fal są stosunkowo krótkie i o nierównej wysokości. Patrząc na grzbiety fal zauważa się występowanie wyraźnie wyższych ich fragmentów, tworzących często wyraźne "góry" wody, znacznie wyższe niż pozostałe partie grzbietów. Wzdłuż linii dolin widoczne są w powierzchni morza wyraźne (lub mniej wyraźne) "zagłębienia bezodpływowe" - obniżenia powierzchni otoczone ze wszystkich stron wyżej położoną powierzchnią wody.
    Wysokości fali trójwymiarowej określają praktycznie dwa najwyższe systemy falowania. Znając wysokości średnie lub wysokości o odpowiednim współczynniku przewyższenia dwu podstawowych systemów falowania, można obliczyć wysokość fali trójwymiarowej za pomocą formuły:

ht = [(hw * hw) + (hm * hm)] ^ (1/2),

gdzie:
ht - wysokość fali trówymiarowej,
hw - wysokość fali wiatrowej (pierweszego systemu falowania),
hm - wysokość fali martwej; rozkołysu (drugiego systemu falowania).
[Uwaga do wzoru: ht jest pierwiastkiem z sumy kwadratów wysokości obu systemów falowania].
Przykładowo; niech falowanie trówymiarowe powstaje z dwu systemów falowania: wiatrowego o wysokości średniej; hw = 2.0 m i falowania rozkołysu o średniej wysokości hm = 1.5 m. Wtedy wysokość średnia  falowania trójwymiarowego będzie wynosić:

(2.0 ^2) + (1.5 ^2) = 4 + 2.25 = 6.25; 6.25 ^ 0.5 = 2.5 m.

W przypadku, gdy wysokość wiatrowej fali znacznej będzie wynosić będzie 4.0 m a nakładający się na nią system rozkołysu będzie miał również wysokość 4.0 m (wysokość fali znacznej), wysokość fali znacznej systemu falowania trójwymiarowego będzie:

(4^2) + (4^2) = 16 + 16 = 32; 32^(1/2) = 5.66 = ~5.7 m.

W związku z takim kształtowaniem się wysokości falowania trójwymiarowego zmienia się rozkład współczynników prawdopodobieństwa przewyższenia wysokości fali trówymiarowej w punkcie w stosunku do podobniego rozkładu wysokokości fali dwuwymiarowej.
Wartości współczynników prawdopodobieństwa przewyższenia (F,%) dla fali trójwymiarowej w stosunku do fali dwuwymiarowej ((ht)F/hF) zestawione są w poniższej tabeli (za Egorovem, 1974):
 

F,%	0.1	1.0	5	10	12.5	20	30	40	50	60	70	80	90
(ht)F/hF	1.07	1.10	1.14	1.18	1.19	1.20	1.23	1.27	1.30	1.34	1.42	1.51	1.73

co oznacza, że w stosunku do falowania dwuwymiarowego wyraźnie wyższe są w falowaniu trójwymiarowym fale najniższe, w miarę wzrostu wysokości fal różnice wysokości stają się coraz mniejsze, choć falowanie trówymiarowe ma wyższe wysokości niż "czyste" falowanie dwuwymiarowe.

[Komentarz: niech w falowaniu dwuwymiarowym i trójwymiarowym średnia wysokość fali (hśr) wyniesie 1.0 m. W takim razie w setce kolejno przechodzących fal będzie w falowaniu dwuwymiarowym 90 fal o wysokości równej i większej niż 0.37 m, w falowaniu trójwymiarowym 90 fal o wysokości równej i większej niż 0.64 m (i dalej w ten sam sposób czytaj tabelę poniżej):
 

F(%)	liczba fal w setce kolejno przechodzących fal	falowanie dwuwymiarowe wsp.prawdop. przewyższenia (k2)	wysokość fali dwuwymiarowej (m)  [hśr*k2]	falowanie trójwymiarowe: wsp.prawdop. przewyższenia w stosunku do dwuwymiarowego (k3)	k2 * k3	wysokość fali trójwymiarowej (m) [hśr*(k2*k3)]
90	90	0.37	1 * 0.37 = 0.37	1.73	0.37*1.73=0,64	1 * 0.64 = 0.64
50	50	0.94	1 * 0.94 = 0.94	1.30	0.94*1.30=1,22	1 * 1.30 = 1.30
20	20	1.43	1 * 1.43 = 1.43	1.20	1.43*1.20=1.76	1 * 1.76 = 1.76
10	10	1.71	1 * 1.71 = 1.71	1.18	1.71*1.18=2.02	1 * 2.02 = 2.02
5	5	1.95	1 * 1.95 = 1,95	1.14	1.95*1.14=2.22	1 * 2.22 = 2.22
1	1	2.42	1 * 2.42 = 2.42	1.10	2.42*1.10=2.66	1 * 2.66 = 2.66

Zauważ, że dla małych prawdopodobieństw przewyższenia (10, 5 i 1%, czyli 10 fal na 100 kolejno przechodzących, najwyższej fali w grupie falowej (5%), najwyższej fali w kolejno przechodzących pięciu grupach falowych (1%)) różnice wysokości w falowaniu dwuwymiarowym i trójwymiarowym stanowią od około 18 do około 10% wysokości falowania dwuwymiarowego (o tyle procent wysokości fali trójwymiarowej są większe od wysokości fali trójwymiarowej, przyjętej za 100%). W przypadku fal o dużym prawdopodobieństwie przewyższenia (np. 50% i 90%) różnice te przekraczają odpowiednio 38% i 72%!. Ponieważ jednak dla statku najistotniejsze są wysokości fal najwyższych (największych), występujące różnice w rozkładzie wysokości fal w falowaniu dwuwymiarowym i trójwymiarowym nie są specjalnie istotne. Z tego względu dopuszczalne jest stosowanie w praktyce szacowanie rozkładów wysokości fal dla falowania trójwymiarowego jako rozkładu dwuwymiarowego.
    Niech odczytana z mapy falowania kombinowanego (a więc bez wątpienia falowania trójwymiarowego) wysokość fali znacznej (h1/3) wyniesie 8.0 m, a więc fala jest bardzo wysoka (stan morza VII). Średnia wysokość falowania dwuwymiarowego wyniesie wtedy: 8/1.61 = 4.97 m; zaokrąglamy do 5 m. Średnia wysokość fali znacznej trójwymiarowej będzie wtedy 5 * (0.94 * 1.30) = 5 * (1.222) = ~5 * 1,22 = 6,1 m. Tu różnica wysokości w stosunku do wysokości fali dwuwymiarowej jest znaczna (1,1 m, +22%). Obliczając np. wysokość najwyższej fali w grupie falowej (F ~ 5%) jako falowania trójwymiarowego, będziemy mieli:

5 * (1.14*1.95) = 5 * 2.22 = ~11.1 m,

gdy fala o takim samym prawdopodobieństwie przewyższenia (~5%) w falowaniu dwuwymiarowym będzie miała wysokość równą lub większą od:

5 * 1.95 = 9.75 m,

i różnica obu wysokości wyniesie 1.35 m, co stanowić będzie około +13 - +14% wysokości fali dwuwymiarowej. Wobec niewielkiej dokładności w szacowaniu wysokości fali (praktyczna dokładność plus/minus 0.5 m), można uznać, że błąd taki w praktyce nawigacyjnej jest jeszcze możliwy do przyjęcia. Skrupulatni oficerowie pokładowi mogą jednak pamiętać, że przy szacowaniu rozkładów wysokości fal w falowaniu trówymiarowym za pomocą współczynników prawdopodobieństwa przewyższenia dla wysokości falowania dwuwymiarowego dobrze jest powiększyć wysokości fal najwyższych w grupie falowej i maksymalnych o około 10% ich oszacowanej wysokości].
    Rozkład długości fal (L) w systemie falowania trójwymiarowego w stosunku do falowania dwuwymiarowego odpowiada ściśle rozkładowi stosunku wysokości fal w punkcie. Z tego względu można dla stosunku L/Lśr o odpowiednim współczynniku prawdopodobieństwa przewyższenia przyjąć odpowiednie wartości dla h/hśr. Długość grzbietów fal trójwymiarowych można oszacować z długości fal jako podwojoną długość fali (2L). Te ostatnie wartości nie znajdują jednak w praktyce nawigacyjnej szerszego zastosowania.

2. Falowanie wiatrowe

     Powstaje w wyniku oddziaływania wiatru na wodę. Energia ruchu z atmosfery przekazywana jest do powierzchni morza. Proces przekazywania energii od atmosfery do oceanu odbywa się w funkcji czasu i w przestrzeni.

 Rozmiary falowania uzależnione są od:

- prędkości wiatru generującego falowanie (im silniejszy wiatr, tym rozmiary fali mogą być większe),

- czasu wiania wiatru nad wodą z tego samego (praktycznie plus-minus15°) kierunku (im wiatr o danej prędkości wieje dłużej nad wodą tym rozmiary falowania mogą być większe),

- długości rozbiegu wiatru nad wodą (im rozbieg wiatru nad wodą większy, tym prametry fali mogą być większe).

Na morzu, którego głębokość (Hm) jest mniejsza od l/2 dodatkowo parametry fali uzależnione są od głębokości. Im głębokość jest mniejsza, tym silniej parametry fali modyfikowane będą przez wpływ batymetrii akwenu.
     Proces przekazywania energii od atmosfery do powierzchni oceanu zachodzi w funkcji różnicy prędkości fali i prędkości wiatru ( c/Vw ). Im różnica ta jest mniejsza, tym wolniej przekazywana jest energia od atmosfery do powierzchni morza, a tym samym i wolniej rosną parametry fali. W momencie, gdy prędkość fali (c) stanowi około 0.8 prędkości wiatru (Vw) proces przekazywania energii ustaje, parametry fali (wysokość, długość) dalej nie wzrastają. W związku z tym, dla każdej prędkości wiatru istnieją graniczne czasy wiania wiatru i graniczne długości rozbiegu, po przekroczeniu których, długości i wysokości fal dalej nie będą wzrastać - fala osiągnie swoje maksymalne możliwe rozmiary.

- Falowaniem ustalonym nazywa się falowanie, które przy danej prędkości wiatru osiągnęło swoje maksymalne rozmiary.
- Falowaniem nieustalonym nazywa się falowanie, które przy danej prędkości wiatru nie osiągnęło jeszcze swoich maksymalnych rozmiarów.

     W falowaniu ustalonym wysokość fali (h) i długość fali (l) są maksymalne dla danej prędkości wiatru (Vw), w funkcji czasu stałe, w związku z czym stromość fali (k) pozostaje w przybliżeniu stała. W falowaniu nieustalonym długość fali przyrasta w funkcji czasu szybciej od wysokości fali, w związku z czym rozwijające się falowanie charakteryzuje się większą stromością, która w miarę rozwoju fali stopniowo się zmniejsza, do granicy, którą określa stromość fali ustalonej.

     Parametry fali ustalonej dla danej prędkości wiatru oraz potrzebne do ustalenia falowania przy danej prędkości wiatru czasy rozbiegu (Tw; godziny) wiatru nad wodą oraz długości rozbiegu wiatru nad wodą (Dw; mile morskie) zestawione są w poniższej tabeli (tab. 1, według Titova, 1969).

Tab. 1.
Wielkości maksymalnych wysokości, długości i okresów fal przy danych prędkościach wiatru generującego fale oraz niezbędne dla ich powstania długości rozbiegu wiatru nad wodą (Dw) i czasy działania wiatru na wodę (Tw). (wg. Titova, 1969)
 

wiatr (siła)	wiatr (prędkość)	Dw	Tw	Wys. fali	Wys. fali	Długość fali (m)	Okres śr.	Stan morza
°B	m/s	(Mm)	(godziny)	h średnia	h 3%	średnia	(sekundy)
4	6	58,3	11,3	0,55	1,16	23	3,8	III
5	9	131,2	17,0	1,23	2,60	52	5,8	V
6	11	196,0	20,8	1,84	3,9	76	7,0	VI
7	14	317,5	26,4	2,98	6,3	124	8,9	VII
8	17	468,1	32,1	4,39	9,3	185	10,9	VIII
9	20	648,0	37,8	6,09	12,9	256	12,8	IX
10	23	857,0	43,5	8,05	17,0	337	14,7	IX
11	27	1178,7	51,0	11,20	26,6	462	17,2	IX
11+	30	1458,8	56,7	13,70	29,0	575	19,2	IX

     Z tabeli 1 można wysnuć wniosek, że na morzach i oceanach można się spotkać z falowaniem ustalonym przy niskich prędkościach wiatu. Możliwość utworzenia się falowania ustalonego przy sile wiatru 3-6°B, gdy wiatr wieje z jednego kierunku przez dłuższy czas, jest bardzo prawdopodobna. W strefach występowania passatów falowanie będzie zbliżone do falowania ustalonego, lub też będzie falowaniem ustalonym. Podobnie, w strefie występowania SW monsunu (monsunu letniego) na Morzu Arabskim, można spotkać się z falowaniem ustalonym; tam zarówno czas wiania wiatru, jak i długość rozbiegu może być wystarczająca dla ustalenia falowania (stąd też falowanie monsunowe na Morzu Arabskim może być tak silne, mimo siły wiatru 6-7°B).

     Przy większej sile wiatru prawdopodobieństwo wystąpienia falowania ustalonego jest bardzo małe, malejące do zera przy sile wiatru 9-10°B. Wielkości układów barycznych (wyże, niże) występujących na naszej planecie są zbyt małe, aby wygenerować wiatr o prędkości na przykład 23 m/s wiejący bez przerwy z tego samego kierunku na przestrzeni 1500 km i przez 43 godziny bez przerwy. Z tego względu nie spotyka się falowania ustalonego wytworzonego przez wiatry siły silnego sztormu i silniejsze.
    Fakt, że parametry fali zależne są jednocześnie od kilku czynników (funkcja wielu zmiennych) powoduje, że wiatr o takiej sile (prędkości) wiejący przez taki sam czas, w zależności od kierunku (czynnik długości rozbiegu) może generować pola falowania o różnej charakterystyce, gdy wystąpi na akwenie ograniczonym rozmiarami. Przykładowo, nawet silny i długotrwały wiatr wiejący od brzegu, na akwenach przybrzeżnych nie doprowadzi do powstania falowania o parametrach odpowiadających jego sile i czasowi działania (wysokości fal i ich okresy będą mniejsze). Taki sam wiatr wiejący z kierunku dobrzegowego wytworzy znacznie silniejsze falowanie. Z tego względu (zarys linii brzegowej, zróżnicowana rozciągłość w różnych kierunkach) morza zamknięte oraz ich poszczególne części charakteryzują się silnie zróżnicowanym falowaniem w zależności od kierunku występującego wiatru. To samo dotyczy wód przybrzeżnych dużych akwenów (np. oceanów). Na otwartych przestrzeniach oceanicznych, gdzie potencjalna długość rozbiegu fali jest dostatecznie duża niezależnie od kierunku wiatru, a głębokości są duże, parametry fal można traktować jako zależne jedynie od siły (prędkości) wiatru i czasu jego trwania.

     Falowanie występujące na powierzchni mórz i oceanów jest falowaniem zinterferowanym, składającym się z szeregu falowań monochromatycznych, o różnych okresach i wysokościach. W wyniku procesów interferencji dochodzi do powstania tzw. "grup falowych", składających się zazwyczaj od kilkunastu do dwudziestukilku fal, których długości i wysokości stopniowo rosną, a następnie maleją. Granice kolejnych grup falowych wyznaczają minima wysokości fal. Prędkość przemieszczania się grupy falowej (cg) jest w przybliżeniu o połowę mniejsza od prędkości fal składowych tworzących grupę falową (cg ~ c/2).

     W zbiorze fal zinterferowanych występuje całe spektrum fal o różnych długościach, okresach, prędkościach i wysokościach. Średnie prametry fali występującej w danym zbiorze fal określa się na podstawie analizy zapisu falografu (falogramie), sumując wartości poszczególnych parametrów fali (n.p. wysokości) a następnie dzieląc wielkość sumy przez liczbę przypadków fal tworzących tą sumę (średnia arytmetyczna).
     Informacja o średnich parametrach falowania nie posiada bezpośredniego zastosowania w praktyce morskiej. Podobnie nie jest możliwe podanie informacji o średnich parametrach fal na podstawie obserwacji powierzchni morza ze statku.

     Badania wykazały, że niezależnie od rozmiarów fal (długość, wysokość...), w dużej liczbie kolejno przechodzących fal tego samego pola falowego występują charakterystyczne zależności między wartościami średnimi dla pola a parametrami określonej liczby fal występujących w danym zbiorze.
     Zależności te określają tzw. współczynniki prawdopodobieństwa przewyższenia. Znając wielkość średnią danego parametru fali i wielkość współczynnika przewyższenia o danym prawdopodobieństwie tego parametru fali (n%), można określić wielkość danego parametru fali o określonym prawdopodobieństwie wystąpienia:
 

                         Pfn% = Pfsr * kn%(Pf)                                             

gdzie:
Pfśr- wartość średnia danego parametru fali,
Pfn% - parametr fali o danym prawdopodobieństwie przewyższenia,
kn%(Pf) - współczynnik prawdopodobieństwa przewyższenia n% danego parametru fali.

    Kwestia ta wymaga bliższego wyjaśnienia.

     Wyobrazić sobie można, że obserwujemy na morzu przechodzące kolejno fale. Niech liczba przechodzących fal wyniesie 100. W tym zbiorze 1 fala (1 przypadek) reprezentuje 1%. Współczynnik dla przewyższenia o prawdopodobieństwie, np. 10% oznacza, że charakteryzować on będzie 10 fal z tego zbioru. Najogólniej można powiedzieć, że współczynnik przewyższenia parametru fali o danym prawdopodobieństwie przewyższenia stanowi stosunek tego parametru (wysokości, długości, okresu) do średniej wartości danego parametru w danym polu falowania (np. hn% / hśr).
     Przykładowo, rozpatrując wysokość fali h, dla której współczynnik przewyższenia k5% = 1.95, przy średniej wysokości fali równej 1.00 m, wysokość fali o prawdopodobieństwie przewyższenia = 5% będzie:

1.00 m · 1.95 = 1.95 m.

     Oznacza to, że w zbiorze kolejno przechodzących 100 fal, których średnia wysokość wynosić będzie 1 m, będzie 5 fal, które osiągną wysokość 1.95 m lub większą (5 na 100, czyli 5%). Rozkład wystąpienia tych 5 fal na tle kolejnych przechodzących fal jest  w przybliżeniu przypadkowy (losowy). Pozostałe 95 fal z tego zbioru będzie miało wysokość mniejszą niż 1.95 m.

     Charakterystycznymi wielkościami współczynników prawdopodobieństwa przewyższenia, mającymi największe znaczenie w praktyce morskiej są wielkości 0.1%, 5%, 12.5% i 50%. Niekiedy zastosowanie znajdują współczynniki prawdopodobieństwa przewyższenia 1% i 3%.
     Współczynnik prawdopodobieństwa przewyższenia 50% odpowiada z dużym przybliżeniem (choć nie jest tożsamy) średniej wartości danego parametru (50 fal z 100 kolejno przechodzących osiąga daną lub większą wysokość czy długość, pozostałe mają mniejsze wysokości czy długości). Współczynnik prawdopodobieństwa przewyższenia 12.5% odpowiada charakterystyce tzw "fali znacznej", to jest średniej wielkości z trzech najlepiej rozbudowanych fal występujących w danej grupie falowej. Do wysokości fali znacznej odnosi się niekiedy zapis h 1/3, oznaczający inaczej wysokość fali o prawdopodobieństwie przewyższenia 12.5%. Współczynnik prawdopodobieństwa przewyższenia 5% odpowiada w przybliżeniu charakterystyce największej fali w danej grupie falowej, zaś współczynnik prawdopodobieństwa przewyższenia 0.1% - parametrom największej (maksymalnej) fali występującej w danym zbiorze (1 fala na 1000 kolejno przechodzących fal).
     Współczynniki prawdopodobieństwa przewyższenia są odmienne dla każdego parametru fali (h,  l,  t). Zestawienie niektórych współczynników prawdopodobieństwa przewyższenia zawiera tablica nr 2 (według Żukova, 1982).

Tab. 2.
Wielkości wybranych współczynników prawdopodobieństwa przewyższenia parametrów fal wiatrowych (wg. Żukova, 1982)
 

	0,1%	1%	5%	10%	12,5%	20%	50%	90%
h/hsr	2,97	2,42	1,95	1,71	1,61	1,43	0,94	0,37
l/lsr	2,62	2,19	1,82	1,62	1,56	1,39	0,96	0,42
t/tśr	2,13	1,86	1,61	1,48	1,44	1,31	0,99	0,53

 Korzystając z tab. 2 można łatwo wyobrazić sobie, jakie zróżnicowanie np. wysokości fal wystąpi w 100 kolejno przechodzących falach danego pola falowania, którego średnia wysokość wynosi np. 1.0 m. W setce fal będzie:
- 90 fal, których wysokość będzie większa lub równa od 0.37 m (czyli 10 fal będzie niższych od 0.37 m),
- 50 fal, których wysokość jest równa  lub większa od 0.94 m,
- 20 fal, których wysokość będzie równa lub większa od 1.43 m,
- 10 fal, których wysokość będzie równa lub większa od 1.71 m,
-  5 fal, których wysokośc będzie równa lub większa od 1.95 m,
-  1 fala, która osiągnie wysokość 2.42 m lub wyższą.
Warto zauważyć, że największym zróżnicowaniem wartości współczynników przewyższenia charakteryzuje się wysokość fal.
[Uwaga: do zaliczenia i na egzaminie wymagana jest znajomość (na pamięć) wartości współczynników prawdopodobieństwa przewyższenia wysokości fal dla 0.1%, 1%, 5%, i 12.5%]

     Fale wiatrowe rozchodzą się zgodnie z kierunkiem generującego je wiatru. Ponieważ kierunek wiatru może się w czasie generowania fali zmieniać (stopniowo lub nagle; np. po przejściu frontu, osi zatoki niżowej) mogą istnieć sytuacje, w których kierunek przemieszczania się fali nie jest zgodny z aktualnym kierunkiem wiatru.
 Zmiana kierunku wiatru o kąt 20-25° w stosunku do kierunku przemieszczania się fali nie przerywa rozwoju fali (dalszego "pompowania" energii do pola falowania), zwłaszcza gdy proces zmiany kierunku wiatru zachodzi stosunkowo powoli. Pole falowania, z pewnym opóźnieniem, adaptuje się do zmiany kierunku wiatru. Jeśli jednak zmiana kierunku wiatru następuje szybko a nowy kierunek wiatru różni się więcej niż 20-25° od kierunku wiatru, który generował istniejące falowanie, dotychczas istniejące pole falowania przekształca się w falowanie rozkołysu przemieszczające się w dotychczasowym kierunku, a zaczyna tworzyć się nowy system falowania wiatrowego, przemieszczający się zgodnie z kierunkiem wiatru. Również ustanie działania wiatru na powierzchnię oceanu (morza) lub wyjście fali wiatrowej z zasięgu działania wiatru powoduje przerwanie dalszego rozwoju falowania wiatrowego i falowanie wiatrowe (wymuszone)  przekształca się się w falowanie rozkołysu (swobodne).

5. Pomiar elementów fali. Skala stanów morza

     Szacunek elementów fali stanowi jeden z trudniejszych pomiarów hydrologicznych na morzu, wymaga sporego doświadczenia. Główną przyczyną trudności jest to, że na morzu, wobec braku obiektów odniesienia (przedmiotów terenowych) ocena odległości i różnic wysokości powierzchni wody jest zawodna, utrudnia je dodatkowo kołysanie i ruch postępowy statku.
     Długość fali precyzyjniej ocenić można tylko wtedy, gdy statek znaduje się w dryfie a długość fali jest mniejsza od długości statku lub współmierna z długością statku. Długość statku stanowi wtedy miarę odniesienia. W przypadku fal o większych długościach ich pomiar (szacunek długości) nie jest ze statku możliwy (jest niewiarygodny). Z tego względu szacunek długości fali nie jest w praktyce stosowany (i nie zaleca się go prowadzić; tako rzecze instrukcja). Ponieważ długość fali można w prosty sposób obliczyć z okresu fali (patrz część wstępna), szacunek długości fali jest zastąpiony pomiarem okresu.

     Pomiar okresu fali może być przeprowadzony ze statku w sposób względnie wiarygodny i precyzyjny, zwłaszcza w sytuacji lepiej rozwiniętego falowania, w którym niektóre, choćby pojedyńcze fale załamują się. Po załamaniu na powierzchni wody tworzy się plama piany, utrzymująca się dość długo (kilkadziesiąt sekund). Pomiar okresu fali polega na odnotowaniu momentu, w którym plama piany znajdzie się na wierzchołku fali, w tym momencie włączamy stoper (sekundomierz). Obserwując nadal plamę piany notuje się następnie moment, przez wyłaczenie stopera, w którym znalazła się ona na grzbiecie następnej fali. Tak zmierzony okres jest rzeczywistym okresem fali, można z niego, posługując się omówionym już wcześniej formułami, określić tak długość, jak i prędkość fali.
     Na wolno poruszającym się statku można dokonać omówionej wyżej operacji mierząc czas, w którym plama piany znajdzie się na trzecim kolejnym grzbiecie. Należy wtedy wybrać do pomiaru najwyższe (środkowe) fale z grupy falowej. Po podzieleniu zmierzonego czasu przez trzy uzyska się wtedy średni okres fali znacznej. Na szybko poruszającym się statku należy mierzyć okres pojedyńczej fali, gdyż istnieje ryzyko, że stracimy plamę piany z oczu lub nie będziemy jej już mogli jednoznacznie zidentyfikować.
     Okres fali może być również oszacowany z dość dużą dokładnością w czasie ruchu statku, gdy mierzyć się będzie odstępy czasu, w jakich grzbiety kolejnych, nadchodzących fal dochodzić będą do jakiegoś charakterystycznego (stale tego samego) punktu statku (np. dziobu). Pomiar ten jest pomiarem okresu pozornego. Znając okres pozorny (to, sekundy), prędkość statku (Vs, węzły) i kąt kursowy fali (kq, stopnie), okres rzeczywisty (t) oblicza się:  

                                                                           t = (( to + ( to² + 1.32*to * Vs * cos (kq))^0.5) / 2                                       

 (Uwaga:  Pamiętaj, ze n^0.5 [ n do jednej drugiej]  = pierwiastek kwadratowy z n, zwracaj uwagę na liczbę i kolejność nawiasów)

    Ta ostatnia metoda pomiaru może być zastosowana zarówno w dzień, jak i - co istotne w nocy lub też w warunkach bardzo słabej widoczności. Jej jedyną wadą jest potrzeba wykonania dość skomplikowanych obliczeń (warto wzór zapisać w programowalnym kalkulatorze). Wymaga ona jednak dobrej oceny kąta kursowego fali (nie gorszej niż 10°). Jeśli fala podchodzi z sektorów rufowych i porusza się szybciej od statku istnieje możliwość, przy złym pomiarze okresu pozornego (często kilkadziesiąt i więcej sekund !) lub złej ocenie kąta kursowego, otrzymania absurdalnych wyników. Z tego względu, każdorazowo należy ocenić uzyskany z obliczeń wynik pod kątem jego realności.

     Wysokość fali szacujemy w ten sposób, że wybieramy trzy największe fale w grupie falowej i szacujemy kolejno ich wysokość z dokładnością do połowy metra. Przykładowo będą to kolejno oszacowane wysokości 2 m, 3 m i 3 m. Wysokości te następnie dodajemy do siebie i dzielimy przez trzy (średnia arytmetyczna, w tym wpadku 8 / 3 = 2.66...) a następnie zaokrąglamy uzyskaną wartość do pełnych połówek metra (2.5 m). Oszacowana w ten sposób wysokość fali jest wysokością fali znacznej (h 1/3). W przypadku mniejszych wysokości fal możemy odnieść szacunek wysokości fali do burty statku, pamiętając jednak, aby szacować wysokość fali w momencie, gdy statek nie znajduje się w przechyle. Również i w tym przypadku szacujemy wysokość fali z dokładnością do połowy metra i z taką samą dokładnością (zaokrąglenie) podajemy średnią. Wobec niewielkiej dokładności takiego rodzaju szacunków, taka właśnie dokładność (0.5 m) jest wymagana przez instrukcję
     Każdorazowo, gdy szacuje się wysokość fali należy pamiętać, że linia horyzontu (widnokręgu) wyznacza poziom, nie zaś ustawienie pokładu statku. Nie uwzględnienie tego prowadzi do rażących błędów szacunku wysokości fali. Również wysokość obserwatora nad poziom morza doprowadza często do przeszacowania lub niedoszacowania wysokości fali. Analiza zapisów w Dziennikach Okrętowych Obserwacji Hydrometeorologicznych wskazuje, że szacunki wysokości fal wykonane z pokładu małych jednostek wykazują większe wysokości fal niż występowały w rzeczywistości (+1 m), zaś takie same szacunki wykonane z jednostek, w których obserwator znajdował się na wysokości 25 m nad powierzchnią wody znacznie pomniejszały wysokości fal, nawet o 3 do 4 metrów.

     Kierunek przemieszczania się fali najwygodniej określić posługując się namiernikiem. Wizujemy przez przeziernik namiernika, ustawiając go równolegle do grzbietów fal, następnie dokonujemy odczyt kierunku i dodajemy bądź odejmujemy od odczytanej wartości 90°, w zależności od kierunku przemieszczania się fali (należy pamiętać o uwzględnieniu CP, jeśli jest duża). Określenie kierunku rozchodzenia się falowania tą metodą daje na ogół dokładność lepszą od 10°, co jest zupełnie wystarczające. Kierunek falowana określa się bowiem z dokładnością 10°. Dla przypomnienia - kierunek fali określa się jako ten, z którego fala nadchodzi (tak samo jak wiatr).

     Oprócz szacowania wysokości i okresu fali na morzu znajduje powszechne zastosowanie skala stanów morza. Skala stanów morza stanowi skalę umowną, nieliniową, za pomocą której określamy wysokość fali w przedziałach. Skala stanów morza ma 10 stanów (stopni) - od 0 do 9. Jest stosowana m.in. w prognozach przekazywanych otwartym tekstem (np. "...sea - 5...", "...Zatoka Gdańska 2-3..." ), w zapisach w dziennikach okrętowych.
     Granice przedziałów wysokości fal w niżej przedstawionej skali stanów morza pochodzą z "The Mariner's Handbook" (NP 100, Sixth Ed., 1989), polskie określenia z instrukcji do Dziennika Okrętowego (polskiego)

Tabela 4. Skala stanów morza
 

stan morza	określenie stanu morza	wysokość fali w metrach
0	lustrzana gładź (Calm-glasy)	0
1 ( I )	zmarszczki (Calm-rippled)	0,0 - 0,1
2 ( II )	bardzo łagodne (Smooth wavelets)	0,1 - 0,5
3 ( III )	łagodne (Slight)	0,5 - 1,25
4 ( IV )	umiarkowane (Moderate)	1,25 - 2,5
5 ( V )	wzburzone (Rough)	2,5 - 4,0
6 ( VI )	bardzo wzburzone (Very rough)	4,0 - 6,0
7 ( VII)	wysokie (High)	6 - 9
8 ( VIII )	bardzo wysokie (Very high)	9 - 14
9 ( IX )	niezwykłe (Phenomenal)	ponad 14

     Stan morza określa się wyłącznie według wysokości największych, najbardziej rozbudowanych fal. Rodzaj występującego na morzu falowania nie odgrywa żadnego znaczenia dla określenia stanu morza. Jeśli wysokość najwyższych fal może być oszacowana na 4.5 - 5 m, to stan morza wynosi 6 i jest przy tym sprawą obojętną czy fale te są falami wiatrowymi, falami rozkołysu czy też występuje falowanie zinterferowane. Również jest sprawą obojętną gdzie obserwuje się fale o takiej wysokości - na środku Atlantyku, czy na Bałtyku. Przy podanej wysokości fali (4.5 - 5 m) stan morza będzie zawsze 6. Ta ostatnia uwaga wynika z zamieszczonego w instrukcji do wypełniania polskich dzienników okrętowych (pkt. 17) głupawego odnośnika, mylącego stan morza ze skalą siły wiatru (Skalą Beauforta).

     Stan morza może wykazywać związek z prędkością / siłą wiatru (tak się może dziać na otwartych przestrzeniach oceanicznych po upływie pewnego czasu, w którym wiatr utrzymuje swoją prędkość / siłę), ale nie musi. Może też występować wysoki stan morza przy całkowitym braku wiatru (martwa fala). Na niektórych akwenach wiatr może osiągać siłe huraganu i wiać z tą siłą bardzo długo, a stan morza nie osiągnie nigdy większych wartości, stosownych do siły wiatru (np. ze względu na zbyt małą długość rozbiegu fali). Dla wyjaśnienia ewentualnych niezgodności między siłą wiatru notowanego w Dzienniku okrętowym (strona lewa, rubryka 16) a stanem morza (rubryka 17), w momencie gdy siła wiatru jest niska a stan morza wysoki należy przy zapisie stanu morza dodać oznaczenie literowe "mf" (martwa fala; np. 5-6 mf), objaśniające przyczynę tej niezgodności.

     Nagminnym błędem popełnianym przy opisie stanu morza jest mylenie skali siły wiatru Beauforta ze skalą stanów morza. Siłę wiatru oceniamy z wyglądu powierzchni morza (tworzenie się fali, załamywanie się fali, tworzenie piany, układanie się piany w pasma, porywanie piany i bryzgów w powietrze, etc. - patrz Skala Beauforta w TN). Stan morza nie może przekroczyć IX, zapisy w dziennikach okrętowych wskazujące na stan morza większy od tej wartości wskazują na brak kwalifikacji oficera wachtowego i brak odpowiedniego nadzoru nad jego pracą (czyli zaniedbywaniem obowiązków) przez Kapitana. Również błędem jest podawanie stanu morza z mianowaniem w °Beauforta (np stan morza -  4°B ).

Wpływ falowania i wiatru na statek

    Łączne oddziaływanie wiatru i fali na statek sprowadza się do zmiany jego prędkości w stosunku do tej, jaką statek uzyskuje przy danych obrotach śruby (obrotach i kącie natarcia płatów śruby w przypadku śruby nastawnej) na spokojnej wodzie w warunkach bezwietrznych. Parcie wiatru na nadwodną powierzchnię statku wytwarza dodatkowe siły działające na statek. Falowanie powoduje powstanie oporów falowych. Z tej przyczyny oddziaływanie wiatru i fali na statek silnie uzależnione są od prędkości i kąta kursowego wiatru oraz wysokości fali i jej kąta kursowego. Z drugiej strony łączne odziaływanie wiatru i fali silnie uzależnione jest od cech konstrukcyjnych statku - jego powierzchni nawiewu, kształtu kadłuba i wyporności. Z tego względu brak jest ogólnych formuł, opisujących straty prędkości statków w zależności od panujących warunków hydrometeorologicznych. Zależności takie można określić dla konkretnego typu statku; dokonuje się tego na drodze badań modelowych, lub częściej - poprzez badania empiryczne (w warunkach naturalnych). Trzeba sobie zdawać sprawę z tego, że dla konkretnego typu statku przy tych samych warunkach hydrometeorologicznych straty prędkości zmieniać się będą również w funkcji zanurzenia (stanu załadowania) [ 1 ].
    Istnieją ogólne formuły pozwalające oszacować straty prędkości w zależności od prędkości i kąta kursowego wiatru oraz wysokości fali i jej kąta kursowego, lecz ich wiarygodność jest raczej niska, służyć mogą co najwyżej do orientacyjnego oszacowania strat prędkości. Jedną z takich "uniwersalnych" formuł jest wzór przytoczony w kompendium Gordienki i Dremljuga (1989); ma on postać:

V_uh = V₀ - (0.74·h - 0.25·h·q_h) · (1 - 1.35·10^-6·D_w·V₀);

gdzie:
V_uh - prędkość statku przy wietrze o prędkości u i fali o wysokości h, węzły
V₀ - prędkość statku w warunkach bezwietrznych, na spokojnej wodzie, węzły
h - wysokość fali, metry,
q_h - kąt kursowy fali, radiany (!),
D_w - aktualna wyporność, tony.

Konstrukcja formuły zakłada, że parametry fali (wysokość fali) odpowiadają prędkości wiatru, a kierunek nadchodzącego wiatru i falowania pokrywają się. Wiatr w tej formułe występuje w postaci niejawnej, jako funkcja wysokości fali. Z tej przyczyny formuła ta jest nieprzydatna dla szacowania strat prędkości przy występowaniu fali martwej (fali rozkołysu), a jej przydatność do szacowania strat prędkości na morzu w momencie wystąpienia falowania kombinowanego, jeśli udział swellu w falowaniu trówymiarowym jest poważny, staje się problematyczna.
    Istnieją również bardziej skomplikowane formuły wychodzące z ogólnego bilansu energii i liczące osobno straty wiatrowe, osobno straty falowe prędkości statku, poczem straty te sumuje się.  Formuły te, może i piękne z fizycznego czy matematycznego punktu widzenia, wymagają do zastosowania pewnego drobiazgu - znajomości wartości kilku do kilkunastu stałych (współczynników), charakterystycznych dla danego statku, określanych empirycznie. Te są nieznane, w związku z czym formuły te mają jedynie znaczenie "estetyczne" lub magiczne.
    W określonych warunkach, niezależnie od strat prędkości spowodowanych przez falowanie i wiatr, zachodzi potrzeba zmniejszenia prędkości statku (w niektórych przypadkach również zmiany kursu). Takie obniżenie prędkości określa się najczęściej mianem "wymuszonego obniżenia prędkości statku". Sytuacja taka występuje najczęściej wtedy, gdy trzeba zlikwidowaćlub ograniczyć częstość występującego slemingu, zalewanie statku, ograniczyć przechyły, dobrać okres przechyłow wyraźnie odmienny od zakresu okresu rezonansowego, etc. Szczegółowo kwestie zachowania się statku i prowadzenia statku w trudnych i bardzo trudnych warunkach hydrometeorologicznych omówione są w stronie "Sztormowanie" (materiał dla zaawanasownych). Oczywiste jest, że również i wymuszone obniżenie prędkości statku stanowi rezultat  działania warunków hydrometeorologicznych.
    Chcąc określić w prosty, choć przybliżony sposób wielkość strat prędkości na konkretnym statku należy notować średnią prędkość statku co 4 godziny (na koniec każdej wachty) oraz kierunek i średnią prędkość wiatru rzeczywistego . Dysponując co najmniej kilkunastoma takimi pomiarami, jesli warunki meteorologiczne wykazywały w takim cyklu pomiarowym wyraźną zmienność, można przystąpić do analizy.
Najprostsza analiza polega na założeniu, że głównym czynnikiem obniżającym prędkość statku jest wiatr - poprzez jego kompleksowe działanie na powierzchnię morza (falowanie) oraz statek. W pierwszym przybliżeniu, po obejrzeniu wykresu rozrzutu (jeśli można przyjąć założenie o liniowej zależności), można estymować parametry równania Vs = a +b·Vw; gdzie Vs - prędkość statku, Vw - prędkość wiatru. Zazwyczaj sama prędkość wiatru objaśnia od około 25 do około 50% całkowitej zmienności prędkości statku.
    Przykładowo, dla statku "British Serenity" (produktowiec, ok. 45 000 t), idącego z pełnym ładunkiem w grudniu przez N Atlantyk na W, uzyskano równanie wiążące straty prędkości z  prędkością wiatru:

Vs (węzły) = 15.61 (±1.34) - 0.16(±0.05)·Vw (węzły),

istotne statystycznie (p < 0.005; R = 0.56), które objaśnia około 30% obserwowanej zmienności prędkości statku w tym rejsie. Oznacza to, że wzrost prędkości wiatru o 1 węzeł obniża średnią prędkość statku o 0.16(±0.05) w.

Trzeba tu jednak wyjaśnić, że średnia prędkość wiatru w czasie tego rejsu była raczej wysoka (27.4 w) i oszacowane straty prędkości dotyczą prędkości wiatru w przedziale 11 - 36 węzłów. Nie powinno się takich zależności stosować dla szacunków strat prędkości, które występują przy wiatrach o innym przedziale zmienności.
    Można również dokonać analizy dwuwymiarowej, a przynajmniej obejrzeć wykres 3D, taki, jak poniżej. Analiza takich wykresów pozwala się łatwo zorientować, jaki jest wpływ poszczególnych czynników (tu oddzielnie prędkość, oddzielnie kierunek wiatru) na straty prędkości statku. Cały czas należy jednak pamiętać, że takie wykresy mają walor względny - odnoszą się do konkretnej sytuacji. Dla pełnej charakterystyki wpływu warunków hydrometeorologicznych na straty prędkości powinniśmy wykorzystać dane charakteryzujące nadchodzenie fali i wiatru ze wszystkich kątów kursowych, a zakres zmian prędkości wiatru i wysokości fal powinien być odpowiednio duży.

Zmiany prędkości m/v "British Serenity" w funkcji prędkości (Vw) i kąta kursowego wiatru (Kq). Grudzień 2007 roku (trasa Bishop Rock - Long Island;
kurs statku ~250°)

Patrząc na wykres nie trudno zauważyć, że wraz ze zmniejszaniem się prędkości wiatru (Vw, węzły) prędkość statku rośnie nieliniowo i osiąga przy Vw ~15 w i mniejszej, normalną prędkość eksploatacyjną (~14-15 w). Zauważyć również można, że duży wpływ na zmniejszenie prędkości ma kierunek wiatru - szczególnie z sektora dziobowego do obu trawersów. Jednak w przypadku bardzo dużych prędkości wiatru wpływ kąta kursowego wiatru na spadek prędkości statku maleje. Przyczyną takiego stanu rzeczy było wymuszone zmniejszenia prędkości. Trzeba tu dodać, że w czasie tego rejsu kierunki wiatru nie rozkładały się równomiernie, lecz dominowały wiatry z sektora 270-030°. Wiatry z tego sektora miały po pierwsze największą prędkość, po wtóre dawały falę wiatrową nadchodzącą od 45 do trawersu PB, co wymuszało zmniejszenie prędkości.

Odnośniki
[ 1 ] W przypadku zmniejszenia zanurzenia (statek pod balastem lub z niewielką partią ładunku) gwałtownie rośnie powierzchnia wynurzonej części kadłuba, maleją natomiast opory części podwodnej (zanurzonej). Powoduje to, że statek pod balastem zaczyna znacznie silniej podlegać działaniu wiatru, niż statek głębiej zanurzony. W ostatnich latach zapominanie o tej niezmiernie prostej zależności przez st. oficerów i/lub kapitanów dużych statków stało się przyczyną poważnych wypadków morskich, do całkowitej utraty statku włacznie.  Duże masowce, dla oszczedności paliwa balastowano minimalnie, w związku z czym śruba i ster nie były odpowiednio zanurzone. Przy gwałtownym wzroście prędkości wiatru, gdy wzrosło parcie wiatru na wunurzony kadłub, okazywało się, że sprawność napędu i steru jest zbyt mała dla pełnej kontroli ruchu statku. W kilku przypadkach, gdy statek znajdował się blisko brzegu, zabrakło czasu na odpowiednie zabalastowanie statku i zakończyło się to wejściem na płycizny przybrzeżne lub rozbiciem statku na przybrzeżnych skałach [patrz strona o katastrofach w transporcie morskim i lotniczym Countryman &  McDaniel]

---