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Sea conditions

Wind generated waves can range from small wavelets to high waves with long overhanging crests.

The Beaufort Wind Scale summarizes the condition of the ocean surface on a scale of 0 to 12. A Beaufort value of 0 denotes calm (sea as smooth as a mirror; wind less than 1km per hour). A hurricane would most likely be logged as a Beaufort force 11 or 12 (sea covered with streak foam and air filled with spray; wind more than 117 km per hour)..

  • (1)Prevailing wind:
    The wind directions from October to February are mostly NE whereas from June to September are SW and S.
  • (2)Wind scale:
    Slight breeze or gentle breeze in the summer season and fresh breeze or near gale (about 5-7 grade on the beau fort wind scale ) in the winter season.
  • (3)Monsoon:
    In the winter season, the NE monsoon is an extremely strong wind, sometimes reaching a gale or grade 9 on the beau fort wind scale.
  • (4)Typhoon:
    The typhoon season is normally from June to November; usually causing strong swells in the port.
  • (5)Precipitation:
    According to the records of the rain-fall during 1911-1997 the annual mean precipitation is 2079.40 mm and the monthly mean precipitation is 193.3 mm, most of the rain-fall were happened during May to October especially in typhoon season.
  • (6)Temperature:
    According to the records of the temperature during 1911-1997 the annual mean temperature is 22.8°C in august, the lowest monthly mean temperature are 17.4°C in January and 17.7°C in February.
  • (7)Tides:
    According to the tides statistics from 1951 to 1974 of this port are as follows:
    • (a) Mean high-water tide level (MHWL) :+181 cm
    • (b) Mean low-water tide level (MLWL) : +84 cm
    • (c) Mean tide level (MWL) : +133 cm
    • (d) Highest high-water tide level (HHWL) : +305 cm
    • (e) Lowest low-water tide level (LLWL) : -28 cm
  • (8)Littoral current: 
    According to the pilot information the littoral current around this port are N during flood tide and S during ebb tide with a speed about 1~1 1/2 knots.

Meteorological Effects on Tides

 Unusually high or low barometric pressure, or prolonged periods of strong winds can result in variations between actual sea level and the predicted heights. Differences between predicted and actual times of high and low water are caused mainly by the wind.

  • Barometric pressure: Tide predictions are computed for a standard barometric pressure of 1013 hectopascals (hPa) or millibars. A difference from the average of 1 hPa can cause a difference in height of 1 centimetre. A low barometer will allow the sea level to rise and a high barometer will tend to depress it. This phenomenon is often described as the inverted barometer effect. The water level does not, however, adjust itself immediately to a change of pressure; it responds to the average change over a considerable area. Changes in sea level due to barometric pressure alone seldom exceed 30 centimetres but, as such circumstances are usually associated with adverse weather conditions, the actual change in sea level is often much greater.
  •   Wind: The effect of the wind on sea level, and therefore on tidal heights and times, is variable and depends largely on the topography of the area. In general it can be said that the wind will raise the level of the sea in the direction towards which it is blowing. This effect is often called wind setup. A strong wind blowing onshore will pile up the water and cause the sea level to be higher than predicted, while winds blowing off the land will have the reverse effect.
  •  Storm surges: The combination of wind setup and the inverted barometer effect associated with storms can create a pronounced increase in sea level. This is often called a storm surge. A long surface wave travelling with the storm depression can further exaggerate this sea level increase. A negative storm surge is the opposite effect, generally associated with high pressure systems and offshore winds, and can create unusually shallow water. This effect is of great importance to very large vessels which may be navigating with small under-keel clearances.

Wind, Swell and Rouge Waves

The wind not only produces currents, it creates waves. As wind blows across the smooth water surface, the friction or drag between the air and the water tends to stretch the surface. As waves form, the surface becomes rougher and it is easier for the wind to grip the water surface and intensify the waves.

Storms of equal size can generate much larger waves in the open Pacific Ocean as compared to the other oceans due to the long open distance of water. How big wind waves get depends on three things:

    • Wind strengthh. The wind must be moving faster than the wave crests for energy to be transferred.
    • Wind duration. Strong wind that does not blow for a long period will not generate large waves.
    • Fetch. This is the uninterrupted distance over which the wind blows without significant change in direction.

Storms of equal size can generate much larger waves in the open Pacific Ocean as compared to the other oceans due to the long open distance of water.

After the wind begins to blow for a while, the waves get higher from trough to crest, and both the wave length and period become longer. As the wind continues or strengthens, the water first forms whitecaps and eventually the waves start to break. This is referred to as a fully developed sea.  
In the book Oceanography and Seamanship, William G. Van Dorn provided an example of what the wave heights would be if a steady 33 mph (30 knots) wind blew for 24 hours over a fetch of 340 miles
    • 10% of all waves will be less than 3.6 ft (1 m).
    • The most frequent wave height will be 8½ ft (2½ m).
    • The average wave height will be 11 ft (3 m).
    • The significant wave height will be 17 ft (5 m).
    • 10% of all waves will be higher than 18 ft (5 m).
    • The average wave height of the highest 10% of all waves will be 22 ft (7 m).
    • A 5% chance of encountering a single wave higher than 35 ft (11 m) among every 200 waves that pass in about 30 minutes.
    • A 5% chance of encountering a single wave higher than 40 ft (12 m) among every 2,600 waves that pass in about five hours.

The waves in a fully developed sea outrun the storm that creates them, lengthening and reducing in height in the process. There are called swell waves. Swells organize into groups smooth and regular in appearance. They are able to travel thousands of miles unchanged in height and period.

The longer the wave, the faster it travels. As waves leave a storm area, they tend to sort themselves out with the long ones ahead of the short ones, and the energy is simultaneously spread out over an increasingly larger area. As the waves close in on the coast, they begin to feel the bottom and their direction of travel might change due to the contour of the land. Eventually, the waves run ashore, increasing in height up to 1.5 times their height in deep water, finally breaking up as surf.

There are many sailor tales of "rogue waves", "freak waves", "three sisters" and other "killer waves". Properly called "extreme storm waves" these tales were ridiculed and mariners were accused of using them as an excuse to cover their own mistakes in wrecks. Rogue waves are simply unusually large waves appearing in a set of smaller waves.

Some of the characteristics of rogue waves are:

  • their height is greater than twice the size of surrounding waves,
  • they often come unexpectedly from directions other than prevailing wind and waves, and
  • they are unpredictable.

Most reports of extreme storm waves say they look like "walls of water," and are seen as steep-sided with unusually deep troughs. The USS Ramapo reported one such wave with a height of 112 feet in the Pacific in 1933. Another report of a freak wave occurred with it struck the Queen Mary amidships, south of Newfoundland, at the end of World War II, rolling her to within a degree or two of capsizing.

Just recently, a 70 foot wave crashed down on the Norwegian Dawn cruise ship in April 2005. The average waves that day were 25 to 30 feet high before this monster wave struck. The wave even damaged the hull of the Norwegian Dawn.

What causes these enormous waves? Generally they form because of swells, while traveling across the ocean, do so at different speeds and directions. As these swells pass through one another their crests, troughs, and lengths happen to coincide and reinforce each other, combining to form unusually large waves that tower then disappear. If the swell are travelling in the same direction, these mountainous waves may last for several minutes before subsiding.

It is very seldom that huge waves over 65 feet (20 meters) are developed and normally sailors do not even see them, because ships nowadays will try to avoid such conditions by altering course before the storm hits. But they do occur.

There are three factors that affect the formation of the waves:

  1. Wind strength: measured in knots or on the Beaufort scale.
  2. Duration: amount of time (in hours) that the wind has been blowing over a certain body of water.
  3. Fetch: distance of open water over which the wind has been blowing. 

Types of waves


When the wind is light, ripples appear on a smooth water.   Once the wind is gone, so are the ripples.  If the wind gains on strength, ripples will grow into seas.


These are larger waves when the wind is stronger, and they don't go away when the wind stops.  Instead they develop into swells.


Large waves that are not related to the local wind conditions, they move away from their area of origin.

Some basics

The following diagram should help you understand a typical wave form:

  • The top of a wave is called a crest.
  • The bottom of a wave is called a trough.
  • Wave length is measured from crest to crest.
  • Wave height is measured from trough to crest.
  • The time interval between the passage of successive crests is called a period.
Wave is always steeper near the crest than near the trough.

Anatomy of a Wave

The highest part of the wave is called the crest. The lowest part is called the trough. The wave height is the overall vertical change in height between the crest and the trough and distance between two successive crests (or troughs) is the length of the wave or wavelength
While one normally associates an up and down motion with the passage of each wave. Actually, a circular motion occurs. It is this orbital motion of the water (or objects on the surface of the water) that causes an object to bob up and down, forward and backward as waves pass under it.

But even this motion is not exactly circular but is trochoidal (line form traced by a point on a rolling wheel). While the motion in a wave over deep water move is an almost closed circular path there is a tiny forward motion with the passage of each wave, particularly in large waves

Also, in deep water, the motion changes as the depth increases fairly rapidly. The trochoidal shape at the surface flattens with increasing depth as well as a decrease in the total motion. This flattening of motion/decreasing size continues with increasing depth until all that remains is a small back and forth movement and even that will cease to be noticed which occurs at one-half of the waves's total length. For shallow water waves, the same flattening in the motion occurs but there is no decrease in the forward/backward motion.

The speed at which a wave moves through the water is dependent on the wave's length and the depth of the water. Generally, the longer the length of the wave the faster is moves through the water. Tsunamis can have extremely long wave lengths (60 miles/100 km or more) and thus move around 550 mph (900 kph).

As a deep water wave reaches shore, at the point where the depth of the water is one-half of the wave's length, it begins to "feel" the bottom. The wave will slow down, grow taller and become shaped like peaks. These wavepeaks reach a height where they become unstable and, moving faster than the water below, they break forward.

There are requests from time to time for forecasts of sea conditions. Sometimes, I am asked why the UK does not include sea state in its shipping forecasts on BBC LW or NAVTEX but does so in Inshore Waters Forecasts broadcast by HMCG.  On this page, I try to explain how waves and swell are formed and why sea state can be so variable in space and time.

I argue that sea state forecasts are not necessary. Sea state depends on wind, current, the depth and nature of the sea bed.  A sailor should be able to predict how rough the sea is likely to be using a local wind

forecast, tidal atlas and charted warnings of overfalls and eddies.  As in all of sailing, predictions will improve with experience gained and lessons learned.  Perhaps it is not so much that sea state should not be included in forecasts, but that it cannot usefully be predicted on the space/time scales of an inshore waters or open sea forecast.

Swell originates beyond the areas of local forecasts and varies depending on its source, so it is hard for a sailor to predict.  It can be a hazard at some harbour entrances and therefore swell forecasts for the coasts affected are valuable.

The Theory

When the wind starts to blow over smooth water there are small frictional effects. These create, first, cat's paws and, then, ripples on the water. As the wind increases, the ripples get larger until they become large enough to be pushed along by the wind. But, the movement of these wavelets is slower than the wind and the pushing of the wind on them causes an increase in size until they become steep enough to break. Typically this starts to happen when the wind is about force 3 on the Beaufort scale. 

Increasing wind strength increases the wave size and the number of breaking waves increases simply because of the wind making steeper and steeper waves that are too high for their wavelength.

As the wind increases further, there are several quite well defined phases, for example when spray starts to occur and when foam is created. These stages are well described in the internationally accepted Beaufort scale definitions


Wind waves are a local manifestation of the energy that has been transferred to the sea from the wind. This energy travels down wind away from the source area, rather like ripples in a pond when a stone is dropped in, or the bow wave from a ship. These waves that move away from their source are known as swell. The stronger the winds at the source area, the bigger will be the swell and the further will it travel. The longer that the wind blows in the source area, the longer will the swell persist, even long after the wind has ceased or changed direction. Swell can be thought of as long wind waves.

The very large amounts of energy transferred to the sea results in swell waves being fast moving and extending far deeper than the waves produced locally by the wind. Because of their length, swell waves do not break. Energy is gradually  transferred from the short wavelength, high frequency swell waves to longer and longer, lower frequency waves. This cascading energy effect will be recognised by those with a background in physics. Thus, the wavelength of swell increases with distance away from the source but the height, or amplitude, decreases relatively slowly


Refraction and reflection

Rather like light and sound waves, water waves can be subject to refraction. The most obvious example is when, on the beach, we see waves approaching the beach nearly parallel to the shore when the wind creating the waves is along the coast. The waves nearer the shore in shallow water travel slower than those further out in deeper water. The result is a rotation of the wave train. The effect is rather like a line of soldiers given the command to "Wheel Left". Those nearest the left hand of the line take short steps and, therefore, march slower than those further out who take longer steps. The result is that the whole line changes direction

Reflection occurs when waves meet a solid barrier such as a harbour wall. Not all the energy is dissipated when the waves hit the wall. Some remains to bounce back and create a very confused sea. I saw this once when entering Dover harbour in a not very seaworthy motor boat in a force 6 wind. Very unpleasant


Over the open sea

The first complication is that  swell and wind waves, being caused by winds of varying strength are of varying sizes travelling at different speeds. Faster moving waves catch up smaller, slower ones and combine to produce a larger wave. There are statistics that give some support to  the old rule of thumb about every seventh wave being a big one

The second complication is that wind waves are often superimposed on swellThe combination can be critically important to cargo vessels. Certain directions of swell or waves and size of total sea can cause deck cargo to be washed overboard or grain to shift dangerously. A ship in ballast in a big sea can suffer damage due to pounding uneven  sea bottom then, with some tidal states, overfalls and whirlpools can occur. Such areas are marked on navigation charts, Obviously, they should be treated with extreme care and respect.

Near headlands, such as Start Point or through narrows such as the Needles Channel, wave energy over a wide front is forced to go through a narrower one. Coupled with a shallowing of the water, the result can be some very rough and unpleasant conditions

Coastal  and sea bottom effects

The larger the wave, the deeper down will the wave action occur. As waves move from deep water to shallower the depth of the sea bed starts to restrict the wave action. The waves slow down so that the energy of movement (kinetic energy) is reduced. The energy released causes a steeper sea ie higher waves, often higher than the wavelength can support. A marked increase in roughness and much breaking of waves is likely to occur. Similarly with waves running into a narrower stretch of water.

Where  there is a very marked change in water depth or where there is a very

Coastal Effects For major tropical cyclones of Saffir-Simpson category 3 or higher, it is not unusual to find wave heights of over 15 m in deep water. These waves break in water depths of approximately 20 m and "feel" the ocean bottom at much greater depths, well offshore on shallow continental shelves.

At the coastline the waves respond to the local bathymetry within hundreds of metres. If the near shore waters are deep and the shore itself a near vertical cliff rising from deep waters, then waves can reflect from the cliff instead of breaking. They increase in height, however, gaining potential energy at the expense of kinetic energy, and may overtop the cliff causing extensive damage immediately inland. When combined with lifted water from a storm surge, the extreme consequences may result. Typical of this behaviour are occurrences along some of the northern shores of the island of Jamaica. The shore has vertical cliffs which drop from several meters above mean sea level to tens of meters below sea level. Wind-waves generated by historical cyclones tracking north of the island have suffered reflection with their upper portions overtopping the cliffs and causing considerable destruction.

The swell propagating away from a tropical cyclone can affect coastal regions hundreds of kilometres away. Frequently the resulting damage to coastal structures arises from the long duration of such swell waves, which causes erosion of foundations and undermining of coastal structures. This is especially a danger with large and slow moving tropical cyclones

If the coast has an extensive and shallow continental shelf, the large wind waves will break well offshore and cause only minor residual shore effects. New wind waves can reform over the continental shelf, but these are limited in height by the shallow water. Breaking waves at the shore often force water inshore leading to a phenomenon known as wave set-up (Fig. 4.12). For shallow beach frontages, such wave set-up can significantly increase the impact of storm tides. Local obstructions, such as angled sea-walls or small inlets can focus the wave energy into a small region with dramatically increased effects

Tidal stream or current
"Wind against tide" is a well known phrase and one dreaded by many small

boat skippers. There are various ways to view the physics of this phenomenon. The scientifically correct way is to look at the movement of the water particles within the wave. Perhaps an easier, more intuitive, way is to realise that a stream or current going in the same direction as the wave train will increase the wavelength relative to the height of the waves. The effect will be a smoother sea.

 If there is a stream in the opposite direction to the waves then the wavelength will be decreased relative to the wave height. The waves will become steeper

and they will start to break.  Perhaps, more correctly, it is a question of wave direction with or against the tidal stream or current.

The three effects of tidal stream, coastal topography and sea bottom effects come together. Such well known danger areas as the Raz de Sein, the Alderney Race, the Swinge, Start Point and Portland Bill are well known to British sailors as places to be avoided in the wind against tide conditions. The combination of very strong tidal current and rough water can render a small vessel dangerously unmanageable


Bays and coves

Anyone who as spent the night in even a gentle swell will know how unsettling it can be. That nicely sheltered bay seemed fine when you dropped the anchor in a gentle wind. You knew that it would drop at night. But, you forgot the swell.

A little swell that might have been formed some distance away can become very obvious when the local wind has gone. What is so surprising sometimes is how it can come around headlands due to refraction. If the bay is small then reflection off the sides can become all too obvious as well.



Embora seja um dos fenômenos naturais que mais afetam o movimento do navio, as ondas são, normalmente, muito pouco conhecidas pelos navegantes.
Quando o vento sopra, o atrito do ar contra a superfície da água tende a arrastar as partículas de água com ele, ou seja, a corrente de ar começa a atuar sobre a superfície do mar e acelera as partículas na superfície. Quando essas partículas começam a
mover-se, elas empilham-se, ou amontoam-se, em determinadas áreas avante, em virtude de as partículas nessas áreas não terem, ainda, sido aceleradas. Estas partículas amontoadas formam as cristas das ondas.
Então, as partículas individuais de água que vêm atrás logo encontram seu movimento obstruído por uma massa de partículas empilhadas e, assim, o movimento da partícula individual é revertido, quando a força gravitacional resultante do empilhamento
ultrapassa a ação do vento.
Posteriormente, após a pilha inicial de partículas de água ter-se movido para diante, o movimento das partículas individuais de água é novamente revertido, pela frente da pilha que se segue. As pilhas de partículas de água, ou ondas, formadas pela ação do vento movem-se, assim, rapidamente através da superfície da água.
Entretanto, o movimento das partículas individuais de água nas ondas é um movimento oscilatório, devido à ação da gravidade, conforme elas estão, alternadamente, na parte frontal ou na parte de ré de uma onda
Formação das Ondas

Assim, como mostrado na figura , uma partícula de água na superfície do oceano descreve uma órbita quase circular à medida que uma onda passa, mas deslocase muito pouco na direção do movimento da onda. A onda que normalmente produz esta ação é denominada onda oscilatória. Conforme a crista passa, a partícula desloca-se para vante, dando à água uma aparência de estar se movendo com a onda. Quando o cavado passa, o movimento é na direção oposta. O raio da órbita circular diminui com a redução da profundidade, aproximando-se de zero em uma profundidade igual a cerca de meio comprimento de onda. Em águas mais rasas, as órbitas das partículas tornam-se mais elípticas e, em águas muito rasas, como nas proximidades de uma praia, o movimento oscilatório das partículas desaparece quase que completamente.

Como a velocidade na parte superior da órbita é maior que na parte inferior, a partícula de água não se encontrará exatamente na sua posição original após a passagem de uma onda, mas terá se deslocado ligeiramente na direção do movimento. Entretanto,
como este avanço é pequeno em relação ao deslocamento vertical (ver a figura 42.2), um objeto flutuante é elevado e abaixado sucessivamente pela passagem de uma onda, mas move-se pouco com referência à sua posição original. Se isto não ocorresse, uma embarcação com baixa velocidade não poderia mover-se contra um trem de ondas.

Enquanto o vento sopra, as ondas resultantes são denominadas de vagas. Quando o vento pára, ou muda de direção, as ondas que continuam, sem relação com os ventos locais, são denominadas de marulho, ou ondulação. Então, as vagas são as ondas formadas pela ação local do vento que sopra em uma determinada área. As vagas têm cristas íngremes, as alturas são algo irregulares e variáveis, e os comprimentos são mais curtos. Além disso, pode ser observada a existência de ondas menores
superpostas a outras maiores, dando a impressão de cristas e cavados duplos.

Movimento Orbital e Deslocamento (S) de uma Partícula de Superfície, em Água Profunda, Durante dois Períodos Sucessivos de Onda

À medida que as vagas se afastam de seu local de origem, propagando-se a regiões distantes, onde não mais se fazem sentir os efeitos do vento que as gerou, suas características vão se modificando, atenuando-se vagarosamente.

Denominam-se, nesse caso, marulho, ou ondulação. O marulho tem cristas mais compridas, o sentido de sua propagação é mais constante e as alturas são menores que as das vagas originais. Ademais, os períodos e os comprimentos de onda do marulho são sensivelmente constantes, com maior regularidade que as vagas.

Diferentemente dos ventos e das correntes, as ondas não são defletidas de modo apreciável pela rotação da Terra (efeito de Coriolis), deslocando-se aproximadamente na direção para a qual sopra o vento que as gera. Quando este vento cessa, o atrito e o espalhamento causam uma redução na altura das ondas (atenuação), conforme elas se deslocam através da superfície do mar. Entretanto, esta redução se processa tão lentamente que o marulho continua por longas distâncias, ou até alcançar alguma obstrução, como uma costa ou ilha.

As ondas oceânicas têm uma forma muito próxima de um ciclóide invertido, a figura descrita por um ponto fixo situado na borda interior de uma circunferência (roda) que rola sem deslizar, sobre uma superfície plana. Esta forma é mostrada na figura. As partes mais altas das ondas são denominadas cristas; as partes mais baixas entre cristas são chamadas de cavados. Como as cristas são mais íngremes e estreitas que os cavados, o nível médio da água (nível de repouso, ou “still water level”) é um pouco mais baixo que a metade (média) entre a crista e o cavado. A distância vertical entre uma crista e um cavado consecutivo é denominada de altura da onda (H, na figura 42.3). A distância horizontal entre duas cristas sucessivas, medida na direção do movimento da onda, é denominada de comprimento da onda (L, na figura). O intervalo de tempo entre a passagem de duas cristas consecutivas por um ponto fixo é chamado de período da onda (T).

A altura da onda, seu comprimento e período dependem, em águas profundas, principalmente da velocidade do vento, da duração (tempo durante o qual sopra o vento) e da pista (distância em linha reta, na direção em que sopra o vento). As ondas
propagam-se no mar com uma velocidade que é, às vezes, muito grande. Isto não significa, como vimos, que as partículas de água estejam submetidas a mudanças de posição significativas. A onda avança com certa velocidade, mas, na realidade, não é a massa que se propaga, mas sim a energia, ou seja, a deformação (alteração) da superfície do mar.

Essa é a velocidade de propagação, ou a celeridade de uma onda (C), isto é, a velocidade com que uma crista, ou um cavado, se propaga no mar.
Além do movimento oscilatório das partículas e da propagação das ondas, a massa de água tem um movimento, denominado de corrente de superfície, causado pelo vento.

Assim, numa situação típica:
  •  O vento pode estar soprando a 30 nós;
  •  as ondas movendo-se, na direção do vento, com uma velocidade de propagação de 20 nós;
  •  as partículas individuais de água na superfície movendo-se AV e AR (movimento oscilatório) num total de 1,5 metro; e
  •  uma corrente média de superfície, devida ao vento, fluindo com 2 nós.
  • Quanto mais forte o vento, mais altas serão as ondas;
  • quanto mais altas as ondas, mais rápido elas se moverão (maior celeridade ou velocidade de propagação), porque as partículas individuais de água serão carregadas mais alto e alcançarão uma velocidade maior, como resultado da maior distância para acelerar seu movimento;
  • quanto mais altas as ondas, maior a distância entre duas cristas sucessivas (isto é, maior o comprimento das ondas); e
  • quanto maior for o comprimento das ondas, maior será o seu período (tempo, em segundos, entre a passagem de duas cristas sucessivas, tomado de um ponto fixo).
Então, à medida que o vento aumenta, podem-se esperar:
Depois que o vento começa a soprar, decorre um tempo considerável para que um sistema de ondas seja formado e, por causa do movimento das ondas, é requerida, também, uma distância apreciável. As ondas mais altas para uma velocidade de vento são
encontradas quando o vento sopra por vários dias, numa pista de centenas de milhas de águas profundas e desobstruídas.

Nas águas profundas, em mar aberto, as dimensões das ondas dependem diretamente da força do vento. São as chamadas ondas oceânicas. Em alto mar, onde não houver restrição de profundidade, as ondas se sucedem com relativa regularidade, mesmo admitindo a superposição ocasional de ondas. Em águas rasas, entretanto, as ondas são deformadas, e tornam-se irregulares, principalmente nas proximidades da costa.

Conforme citado, as ondas dependem de três fatores:
  • PISTA; e
A intensidade do vento será sempre fator decisivo no estado do mar. A pista e a duração só agem no início do processo, como fatores de limitação. A pista só influi no estado do mar enquanto pequena; se aumentarmos a pista indefinidamente, as ondas irão crescendo até uma determinada altura, a partir da qual o aumento da pista deixa de ter influência. Da mesma forma também atua a duração: se aumentarmos o tempo em que sopra um vento de determinada intensidade, o mar irá crescendo até uma certa altura, a partir da qual se estabiliza. Mar completamente desenvolvido é aquele em que a pista e a duração são tão grandes que já deixam de ter influência e o tamanho das ondas é função apenas da intensidade do vento.

A tabela da figura  indica a influência da velocidade, da pista e da duração do vento sobre a altura e o período das ondas, em águas profundas.
Assim, por exemplo, um vento força 7 (28 a 33 nós de velocidade), soprando durante 32 horas, com uma pista de 300 milhas, deverá produzir ondas de 5,5 metros de altura, com um período de 8,7 segundos. Para um vento com força 6 (22 a 27 nós), o mar estará completamente desenvolvido com uma pista igual ou maior que 600 milhas, após cerca de 56 horas com o vento soprando. Nestas condições, esperam-se vagas de 4,2 metros de altura e 9,5 segundos de período. Um vento com força 10 (48 a 55 nós), soprando durante 10 horas, com uma pista de apenas 90 milhas, produzirá ondas de 9,1 metros de altura, com 7,9 segundos de período.

As tabelas a seguir, embora simplificadas, também são úteis para a previsão de ondas:

A tabela a seguir fornece o comprimento médio da onda para diversas velocidades do vento:

O período das ondas depende de seu comprimento:

T (seg) = [L(m)/1,56] ½
ou: L (m) = 1,56 X T² (seg)

A velocidade de propagação (celeridade) de uma onda livre, em águas profundas, é quase independente de sua altura ou escarpamento (declividade), dependendo diretamente apenas do seu período. Para o marulho, a relação entre a velocidade
de propagação (C), em nós, e o período (T), em segundos, é dada por: C = 3,03 T. A tabela abaixo apresenta os valores de velocidade de propagação (em nós) e comprimento (em metros) para ondas de diferentes períodos, em águas profundas

No Oceano Atlântico as ondas normais têm um comprimento de 60m a 110m, um período de 6 seg a 8 seg e velocidade de propagação (celeridade) de 18 nós a 27 nós.
As ondas de tempestade no Atlântico variam de 160 m a 200 m de comprimento, têm um período de 10 seg a 12 seg e velocidade de propagação de 32 nós, aproximadamente.
No cinturão dos ventos alísios no Oceano Atlântico as ondas têm uma altura média de 1,8 metro (6 pés) e altura máxima de 6 metros (20 pés).
A relação altura/comprimento (H/L) de uma onda chama-se escarpamento, que diminui com o aumento do comprimento. Para as ondas mais compridas, esta relação varia de 1/40 a 1/50. Para as ondas normais (60 m de comprimento), o escarpamento é da
ordem de 1/20.
Quando o escarpamento atinge o valor 1/7, a onda perde estabilidade e arrebenta.
É o que acontece quando a onda atinge um local de pouco fundo, tornando-se onda de água rasa. No estágio final, sua velocidade de propagação diminui, o comprimento diminui e a altura aumenta, até o escarpamento atingir o valor 1/7, quando a onda arrebenta.
Ao observar e reportar a altura das ondas, o navegante tem uma tendência de negligenciar as alturas mais baixas. Descobriu-se, empiricamente, que o valor informado corresponde, na realidade, à média do 1/3 mais alto das ondas observadas. Este valor é
denominado altura significativa ou significante (“significant wave height”). As relações aproximadas entre essa altura e as outras são as seguintes:

Portanto, se um navegante reportar que a altura das ondas observadas é de 7,0 metros, poder-se-á inferir que este valor é o da altura significante e que os outros valores serão:
  • altura média: 4,5 metros;
  • 10% mais altas: 9,0 metros; e
  • ondas mais altas: 13,0 metros.

Uma corrente fluindo no mesmo sentido que as ondas aumenta o comprimento e diminui a altura das ondas. Uma corrente contrária produz o efeito oposto, reduzindo o comprimento e aumentando a altura das ondas. Uma forte corrente contrária pode
causar com que as ondas arrebentem. A extensão da alteração das ondas depende da razão entre a sua velocidade de propagação e a velocidade da corrente.

Quando se formam cristais de gelo na água do mar, o atrito interno é grandemente aumentado; isto resulta na redução das ondas e no amaciamento da superfície do mar. O efeito de um campo de gelo marinho (“pack ice”) é ainda mais pronunciado. Um navio
seguindo um canal aberto em um campo de gelo poderá navegar em águas tranqüilas, mesmo que um forte vento esteja soprando e que um mar pesado esteja batendo contra a borda do campo. O granizo também é eficaz para acalmar o mar, mesmo com vento forte.
Água rasa, que é definida como uma profundidade menor que metade do comprimento da onda, afeta a altura e a forma da onda.

Quando uma onda encontra baixas profundidades, o movimento das partículas individuais de água é restringido pelo fundo, resultando em redução na velocidade da onda. Em águas profundas a velocidade de propagação das ondas é uma função do período. Em águas rasas, esta velocidade torna-se uma função da profundidade. Quanto mais rasa a água menor é a velocidade da onda. Conforme a velocidade de propagação se reduz também diminui o comprimento da onda, pois o período se mantém o mesmo.

Como a energia da onda permanece constante, a redução do comprimento resulta no aumento da altura da onda.
Se a onda se aproxima de um baixio obliquamente, cada uma de suas partes é desacelerada sucessivamente, conforme a profundidade diminui. Isto causa uma mudança na direção do movimento, ou uma refração da onda, que tende a tornar-se paralela às linhas de igual profundidade (isóbatas).

Conforme cada onda se desacelera, a onda seguinte, movendo-se ainda em águas mais profundas, tende a alcançá-la. Além disso, como vimos, à medida que a profundidade se reduz, a altura da onda torna-se maior. A parte inferior da onda, estando mais próxima do fundo, é mais desacelerada que a parte superior. Estes efeitos tornam a onda instável e sua parte superior, movendo-se mais rápido, quebra ou arrebenta, criando uma zona de arrebentação. Quando o escarpamento ou declividade de uma onda (razão entre a altura da onda e o seu comprimento) é igual ou maior que 1/7, a onda arrebenta. Isto ocorre quando a profundidade é igual ou menor que 4/3 da altura da onda.

Um marulho passando sobre um baixio poderá não quebrar, mas sofrerá um decréscimo no comprimento de onda e na velocidade de propagação, com o conseqüente aumento na altura. Este marulho de fundo (“ground swell”) pode causar forte balanço (especialmente se vier de través e seu período for o mesmo que o período de balanço do navio), mesmo estando o mar na região aparentemente calmo.

A figura  ilustra os efeitos de baixas profundidades sobre as características das ondas. Por exemplo, uma onda com comprimento de 100 metros, altura de 5 metros e velocidade de propagação de 18 nós em águas profundas, ao encontrar uma profundidade
de 4 metros sofrerá as seguintes alterações:

Alterações das Características das Ondas em Baixas Profundidades

Razão entre a profundidade e o comprimento da onda em águas profundas:
   4/100 = 0,04 

Entrando no diagrama da figura  com este valor, verifica-se que, ao alcançar a profundidade de 4 m as características da onda serão:
  • Altura: 5 x 1,1 = 5,5 m
  • Comprimento: 100 x 0,4 = 40 m
  • Velocidade: 18 x 0,4 = 7,2 nós
A onda provavelmente já estará quebrando, pois seu escarpamento estará muito próximo de 1/7, além da profundidade ser menor que 4/3 da altura da onda.

Observing Wind at Sea

Over the years I have met and talked to sailors trying to use hand held anemometers. They sometimes seem confused by the instructions with such instruments referring to the need to correct the measured wind to a wind at 10 metres up. This confusion is compounded because they know that the gradient wind - the wind given using geostrophic scales on weather maps - refers to the wind above the friction level. That is at about 1000 metres above sea level.

Over the years I have met and talked to sailors trying to use hand held anemometers. They sometimes seem confused by the instructions with such instruments referring to the need to correct the measured wind to a wind at 10 metres up. This confusion is compounded because they know that the gradient wind - the wind given using geostrophic scales on weather maps - refers to the wind above the friction level. That is at about 1000 metres above sea level.


 Standardised Observations  

The World Met Organisation has standardised all measurement techniques (actually, this began back in 1854!). For wind it has been agreed that measurements for "official" purposes should refer to a height of 10 metres above the ground or be at a level that compares with the 10 metres norm. For, example in the case of measuring in a city centre or a forest, an anemometer at a height of 10 metres above ground would only tell you about the wind at that spot among the trees or buildings. It would not be a value that could be compared with a measurement from a nearby airfield or a ship just off the coast. A measurement from a rooftop site has to be evaluated over a period of time and the readings corrected. The whole object is so that meteorologists can readily compare observations from whatever source.

For the same reasons surface pressures are all corrected to sea level, temperatures are measured in screens at a standard height above ground and so on. Another standardisation for wind measurement is the averaging time. As we all know, wind is very variable. There are short period gusts lasting a few seconds. There are longer period variations of several minutes. Then there are the longer period changes due to changing weather patterns and diurnal variation. For weather forecasting purposes, wind speeds refer to a 10 minute mean.

Gradient and Surface Winds

 Weather forecasters, and their numerical models, usually derive what is known as the gradient wind. That is the wind produced by the spacing and orientation of the surface isobars but not affected by surface friction and the effects of trees, buildings, cliffs and other obstructions. Effectively, this wind refers to a height of about 1000 metres up. Forecasters and the models can estimate the actual surface wind speed and direction in broad general terms. In principle, they can do this for individual streets and valleys over wide areas, but the amount of data produced and computing power needed would be of astronomic magnitudes.

When producing forecasts for use at sea the winds given refer to the best estimate of the surface level wind as it affects the user. The fact that isobars indicate wind speed and direction at 1000 metres is irrelevant. The forecaster (or the mathematical models) make allowance for the effects of surface friction effects.

How do you Measure the Wind at Sea

The two usual methods on a yacht are a masthead anemometer or a handheld one.  If you can mount one, then a mast head instrument is better in that you can watch the dial readings and form a mental average of the wind over a longer period than with the hand held. Remember that wind is constantly varying.  Although gusts are important, especially to small yachts and dinghies, it is the average wind that the cruising yacht will sail by and it is the average wind that will be related to the sea state. A meaningful average would have to be over about 10 minutes. How strong is your arm?

How far can you get the handheld anemometer away from the yacht so that you are measuring the wind undisturbed by the yacht?  The masthead anemometer is, less affected by the presence of the yacht itself. How long is your arm?  Whichever method you use, remember that the reading of wind, masthead or handheld has to be taken in a manner to minimise the effects of the yacht itself and its movement.

Is it necessary to correct for the height of the anemometer?  Over the sea, bearing in mind its smoothness relative to a typical land surface, I doubt whether it is necessary to correct a wind measurement at 2 or 3 metres or so above the water to the standard 10 metre height. Any correction would depend upon how rough the sea is and the temperature structure of the air. These will be complicated by the movement of your vessel including  its rolling and pitching.  There must be differences between a good handheld reading and the masthead but I doubt if these are sufficiently significant, or quantifiable, in practical terms to worry abou

Should we Measure or Estimate the Wind at Sea?

It is very difficult to measure the wind from a large ship. This is not just because of the movement of the ship. Obviously, that can be allowed for, easily, using a triangle of velocities. The problem on board ship is the effect of the superstructure. The same is true for a small yacht. The traditional way in which an officer-of-the-watch observes the wind is by observing the sea state. I guess that he also notes the motion of the ship. This may sound anachronistic - back to Beaufort - type of thinking. However, it does work. Trials conducted under WMO guidance some few years ago came, basically, to the same conclusion. There are definite advantages to this. For example, the sea state results form the average wind and not the gusts or other short period variations. Using sea state ensures that an average, representative wind is reported. Wind measurement off a very large, ocean going ship would be difficult to compare with that from a small coaster. Using sea state produces values that are reasonably consistent
from one ship to the next. Statistical analysis has verified that the data have a high degree of consistency over very many years.

That is why, in my various writings, I always recommend that yachtsmen use the same technique. In other words, learn to recognize the wind force from the sea state and your own yacht handling. The Met Office used to (and probably still does) sell very good photographs of sea state at various forces. On our boat, we use that method while keeping a weather eye on the masthead indicator of relative wind. In my mind's eye I have the approximate correction factors to allow for speed and direction. You can easily set up a spreadsheet to evaluate these (use the cosine rule). Alternatively, go to my page Historical and Contemporary Versions of the Beaufort Scale.There I have calculated the true wind for a range of apparent wind speeds and directions

And Tsunamis?

Despite the media using the term "Tidal Wave", these are not tidal phenomena in any way. As most people are aware after the Boxing Day 2004 Indonesian Tsunami, these are caused by movements of, or eruptions on, the sea bed. The power of these waves, the devastation and destruction caused are awe inspiring. The Tsunami is a very extreme demonstration of  what is, initially, a very small wave, moving very fast and therefore with much energy. When it reaches rapidly shallowing water much of  the energy of movement is converted into making the wave extremely high. This is an extreme example of swell approaching a shore line.

As well described by eye witnesses the first sign is a withdrawal of water from the coast to unprecedented distances. The wave then comes, rapidly growing in size as it enters shallowing water. Out at sea it may have been barely noticeable. After withdrawing again, the sea returns and this cycle is repeated several times. Another, highly magnified example of the "slopping about" effect described earlier.

Less well publicised Tsunamis occur in the Mediterranean. One notable occurrence was in May 2003. This caused great damage but, fortunately, no loss of life,  in Mahón, Menorca.  In Cala Taulera, at the entrance to Mahón,  it was described as "a sudden rush of water out of the harbour at very high speed

dropping water levels by up to 3 metres, this caused many boats to drag or dislodge anchors and be swept against each other causing mostly collision and rigging damage. One very large boat (23 metres) sheared its.windlass shaft.  Surprisingly, it appears that the return of the water may not have been as bad as the out flow"

At the same time, CA members, Bill and Rona Musker were in Torrevieja on the east coast of mainland Spain. Bill said (Rona slept through it all!)  that, "The water level rose and fell by 2 metres over a 15 – 20 minute period. This continued for three hours and caused damage to boats with bowsprits and anchors overhanging the quays."

The Pilot book for Islas Baléares,  refers to rapid oscillations in sea levels of about 1 m that occur in some harbours on Mallorca and Menorca. It suggests that these are due to certain weather patterns. The events of the Mahón Tsunami and Bill Musker's description at Torrevieja does raise the question as to whether the meteorological reason for the effect is correct. Earthquakes, under the sea are not uncommon in the Mediterranean. In the absence of any hard meteorological evidence to the contrary, I suspect that some, at least, of these tidal oscillations in the Baléares are a Tsunami type rather than a meteorological  phenomenon


Tides are another kind of wave motion in the ocean. Tides are a change in the ocean water level, typically reaching a high and low level twice a day usually occurring about six hours apart. The term for the change from low to high tide is called the "flood tide". The change from high tide to low tide is called the "ebb tide".

Tides result from the pull of gravity; on the earth alone, between the earth and moon and between the earth and the sun. The gravitational pull of the sun on the earth is about 178 times strongerr than the gravitational pull on the earth from the moon. However, because of the close proximity of the moon, when compared to the sun, the tidal pull by the moon is over twice that of the sun.

The result of this tidal pull is a bulge in the ocean water almost inline with the position of the moon; one bulge toward the moon and one on the opposite side of the earth, away from the moon. When we observe the tides what we are actually seeing is the result of the earth rotating under this bulge

The change in the water level with the daily tides from location to location results from a many factors. The oceans and shorelines have complex shapes and the depth, and configuration, of the sea floor varies considerably.

As a result, some locations only experience one high and low tide each day, called a diurnal tide. Other locations experience two high and low tides daily, called a semi-diurnal tide. Still, other sites have mixed tides, where the difference in successive high-water and low-water marks differ appreciably.

Another factor in the variation of tides is based on the orbit of the moon around the earth and the earth around the sun. Both orbits are not circles but ellipses. The distance between the earth and moon can vary by up to 13,000 miles (31,000 km). Since the tidal force increase with decreasing distance then tides will be higher than normal when the moon is at its closest point (called perogee) to the earth, approximately every 28 days.

Likewise, the earth's elliptical orbit also causes variations in the sun's pull on the tides as we move from the closest point to the farthest point (called apogee) over the course of a year. And just to complicate things even more, the moon's orbit is inclined 5° to the earth's rotation. So the north/south orientations of the bulge also varies between the northern and southern hemisphere over this same 28-day orbital period.

As the moon completes one orbit around the earth (about every 28 days), there are two times in each orbit when the earth, moon and and sun are inline with each other and two times when the earth, moon and sun are at right angles.

When all three are inline (around full and new moons), the combined effect of the moon's and sun's pull on the earth's water is at its greatest resulting in the greatest ranges between high and low tide. This called a "spring" tide (from the water springing or rising up).

Seven days after either full or new moon, the earth, moon and sun are at right angles to each other. At this time the pull of the moon and the pull of the sun partially cancel each other out. The resulting tide, called a "neap" tide, has the smallest range between high and low tide

Tide Height and Air Pressure

How many of us really think about the effect of air pressure on the height of tide?   It is all too easy to forget that the invisible medium in which we live has a not inconsiderable weight.  It can be embarrassing at times!

The weight of the atmosphere creates a force pushing down on the sea. Perhaps surprisingly, one cubic metre of air at sea level weighs about one kilogram. A rough guide is that a change in pressure of one millibar (one hectopascal in modern units) will change the sea level by one centimetre. Tide tables assume a standard pressure of 1013 millibars. This means that a pressure of 1040 mb, pretty high but not abnormally so, could give a sea level lower by nearly 30 cms than expected. That could make the differencebetween crossing the sill and ignominiously hitting it.

The lowest pressure recorded around the British Isles is about 925 mb which would give sea levels nearly a metre above tide table predictions. This can be an important factor in storm surge conditions when the East Coast is threatened. Unless air clearance is critical, a skipper is unlikely to worry overmuch about too much rise of tide. The highest pressure around the UK is about 1050 mb which would give sea levels about 40 cm lower.

In a nutshell, worry about the pressure effect if the pressure is higher than 1020 mb and your depth is getting critical. I speak as one who just touched the sill at St Peter Port and had to be helped off!.

Other Effects of Wind on the Sea
Lake and Lagoon Oscillations

When winds blow across water, the frictional drag causes water to be pushed across the area over which the wind is blowing. This can be seen on many scales. For example, in Northern Ireland, a steady wind across Lough Neagh can cause significantly higher water levels on the leeward coast.  On the large scale this happens across the North Atlantic and is one of the causal factors for North Sea tidal surges (see the next section).

When the winds stops blowing, the water tries to return to its normal level but. the momentum of the moving water can causes an overshooting effect and the water piles up on what was the windward side. The same  process then occurs in the opposite direction with a similar overshoot.  And so on, with decreasing amplitude.

This slopping about of water is rather like what happens when you tip a saucer to and fro. Galileo realised that it happening in the Mediterranean as a whole and that it supported his ideas about the earth rotating on its axis and orbiting around the sun. The Catholic church, of course, did not agree and it was only  in the 20th century that it acknowledged that Galileo was correct!

This oscillating effect occurs in lagoons in the north of the Adriatic but, here, water escapes slowly through the entrance to the lagoon. This has a dampening effect on the process. In August 2005, we observed this happening on a smaller scale at Pomer at the extreme south of Istria.  The bay is only about 2 NM wide at most but there is a narrow entrance.  There was a period of several hours with strong southerly winds that must have driven the water into the bay. When the wind dropped, the sea level at the marina fell and then rose a total of about 3/4 of a metre every 20 minutes or so. Gradually, over three hours the oscillation got less and less.

On the scale of a large lagoon such as those of Venice, Marano and Grado the time scale of the oscillations will be several hours and the height change not as much as in the rather magnified Pomer case

Tidal Surges

These are best known to British sailors because of the devastating 1953  floods  that affected many places on the East Coast and in the Thames Estuary.  Surges are not infrequent but those of similar severity are thankfully rare and result from a fairly specific concatenation of events.

There are four contributory factors that are critical for dangerous East Coast tidal surges -:

  1. A high astronomic tide.

  2. Strong SW winds across the Atlantic to the south of a fast moving low.

  3. That low deepening and passing to the North of Scotland around the time of high water, and.

  4. Strong NW winds, behind the low, developing down the East Coast while the high water peak moves southwards.

The strong SW winds "pile up" the water on the eastern side of the Atlantic to  give an even higher tide than predicted in tide tables. The low pressure to the north of Scotland lets the tide rise further - see another page for a description of this effect.

The strong NW winds down the East Coast help the tidal  surge to become even higher. A NW direction  is the optimum because that drives the water south-eastwards parallel to the coast but the Coriolis effect on the water causes it to turn to the right ie towards the coast.  A due N or a NE wind has a lesser affect. The shallowing water and the narrowing of the distance between the British and mainland Continental coasts help to make the tide higher and higher relative to the tide table heights the further south the tide comes.

The 1953 flood had all these effects at just about their most critical. Tidal surges occur in other areas, for example, around SW England and the Bristol

Channel. But, here there are never quite all these factors working to such effect. Nevertheless, increasing sea levels that are expected with global warming might make such events less rare.

Following 1953, there has been a Storm Tide Warning Service, operated jointly by the Met Office and the Hydrographic Office, funded by the Environment Agency. When dangerously high tides are forecast, events are monitored using tide gauges right  round from the north of Scotland and down the east coast of Britain. This enables predictions to be updated as the surge moves southwards

And negative ones

Because wind exerts a drag effect on water. a strong wind, can reduce sea levels as well as increase them. This can be important when large tankers are coming through the Dover Strait into the North Sea. In some conditions they can touch bottom.

Strictly speaking,  the term "negative surge"  is a misnomer. Unlike a tidal surge there is not the progressive effect.  "Negative surges" just seem to occur in situ as a result of the wind and pressure in the general  locality,

Like tidal surges these conditions can be predicted from the meteorological factors of wind stress on the water and the weight of the atmosphere pressing down on the sea. The sailor can calculate the effects of pressure himself -  see my page on the effects of air pressure on sea levels.

Warnings of these so-called negative surges are issued to the Environment Agency  to help protect the sea from oil spills and other marine accidents,  There could be a case for these warnings to be more widely distributed within the general context of Marine Safety Information for small vessels crossing river bars or when crossing sills into a tidal basin.  Whether these are sufficiently common or dangerous to  small craft is debatable

  • Tides are another kind of wave motion in the ocean. Tides are a change in the ocean water level, typically reaching a high and low level twice a day usually occurring about six hours apart. The term for the change from low to high tide is called the "flood tide". The change from high tide to low tide is called the "ebb tide".
  • Tides result from the pull of gravity; on the earth alone, between the earth and moon and between the earth and the sun. The gravitational pull of the sun on the earth is about 178 times strongerr than the gravitational pull on the earth from the moon. However, because of the close proximity of the moon, when compared to the sun, the tidal pull by the moon is over twice that of the sun.
The result of this tidal pull is a bulge in the ocean water almost inline with the position of the moon; one bulge toward the moon and one on the opposite side of the earth, away from the moon. When we observe the tides what we are actually seeing is the result of the earth rotating under this bulge
  • The change in the water level with the daily tides from location to location results from a many factors. The oceans and shorelines have complex shapes and the depth, and configuration, of the sea floor varies considerably.
  • As a result, some locations only experience one high and low tide each day, called a diurnal tide. Other locations experience two high and low tides daily, called a semi-diurnal tide. Still, other sites have mixed tides, where the difference in successive high-water and low-water marks differ appreciably.
  • Another factor in the variation of tides is based on the orbit of the moon around the earth and the earth around the sun. Both orbits are not circles but ellipses. The distance between the earth and moon can vary by up to 13,000 miles (31,000 km). Since the tidal force increase with decreasing distance then tides will be higher than normal when the moon is at its closest point (called perogee) to the earth, approximately every 28 days.
  • Likewise, the earth's elliptical orbit also causes variations in the sun's pull on the tides as we move from the closest point to the farthest point (called apogee) over the course of a year. And just to complicate things even more, the moon's orbit is inclined 5° to the earth's rotation. So the north/south orientation of the bulge also varies between the northern and southern hemisphere over this same 28-day orbital period.
  • As the moon completes one orbit around the earth (about every 28 days), there are two times in each orbit when the earth, moon and and sun are inline with each other and two times when the earth, moon and sun are at right angles.
  • When all three are inline (around full and new moons), the combined effect of the moon's and sun's pull on the earth's water is at its greatest resulting in the greatest ranges between high and low tide. This called a "spring" tide (from the water springing or rising up).
  • Seven days after either full or new moon, the earth, moon and sun are at right angles to each other. At this time the pull of the moon and the pull of the sun partially cancel each other out. The resulting tide, called a "neap" tide, has the smallest range between high and low tide

Tide Height and Air Pressure

  • How many of us really think about the effect of air pressure on the height of tide?   It is all too easy to forget that the invisible medium in which we live has a not inconsiderable weight.  It can be embarrassing at times!
  • The weight of the atmosphere creates a force pushing down on the sea. Perhaps surprisingly, one cubic metre of air at sea level weighs about one kilogram. A rough guide is that a change in pressure of one millibar (one hectopascal in modern units) will change the sea level by one centimetre. Tide tables assume a standard pressure of 1013 millibars. This means that a pressure of 1040 mb, pretty high but not abnormally so, could give a sea level lower by nearly 30 cms than expected. That could make the difference between crossing the sill and ignominiously hitting it.
  •  The lowest pressure recorded around the British Isles is about 925 mb which would give sea levels nearly a metre above tide table predictions. This can be an important factor in storm surge conditions when the East Coast is threatened. Unless air clearance is critical, a skipper is unlikely to worry overmuch about too much rise of tide. The highest pressure around the UK is about 1050 mb which would give sea levels about 40 cm lower.
  •  In a nutshell, worry about the pressure effect if the pressure is higher than 1020 mb and your depth is getting critical. I speak as one who just touched the sill at St Peter Port and had to be helped off!.

Tidal movements

The tide is the vertical rise and fall of the sea level surface caused primarily by the change in gravitational attraction of the moon, and to a lesser extent the sun.
As the earth spins on its axis the centrifugal force results in slightly deeper water near the equator as opposed to shallower water at the poles. In fact it causes a flow from the poles to the equator.
The earth is also in orbit around the sun (one revolution in one year) creating not only another centrifugal force but also a gravitational interaction. These two yield a bulge on the night site (centrifugal) and a bulge on the day site (gravitational) both of them moving as the world turns. Therefore, a certain place on this world will experience two high and two low tides each day. 
With these forces alone, we would not have 
spring tides and neap tides. Spring tides have higher high tides and lower low tides whereas neap tides have lower high tides and higher low tides. Hence, the range (difference in water level between high and low tide) is much larger in a spring tide than in a low tide.

These differences in range can be explained if we include the moon into our earth-sun system. The moon and the earth orbit each other around a point (called the barycenter or baricenter) 2000 odd kilometres inside the earth, creating a centrifugal and a gravitational bulge. Moreover, despite the sun's immensely larger mass, the moon exerts a 2.25 times larger gravi tatio nal attraction, since the moon is much closer to our earth.
It is the combined effect of the sun and moon that creates spring and neap tides. In the animation the gravitational forces of both the sun and the moon are taken into account. When aligned with the earth they combine their attraction and otherwise they counteract their attraction. The sun is located in the corner right below, far outside this picture (note the eclipse) while the moon is revolving round the earth. One full circle corresponds to one lunar cycle (about 28 days).

The figure below shows the ideal sinusoids of both spring and neap tides. Vertically the water height is shown versus horizontally the time. Ideally, the time between a low and a successive high is somewhat more than 6 hours

The time difference between spring tide and neap tide is normally 7 days and is in accordance with the phases of the moon. Yet, water has mass and therefore momentum. Moreover, it is a viscous fluid that generates friction if moved. Therefore, the actual spring tide lags a day or so behind a full moon or new moon occurrence.

So, tidal movements are intrinsically periodical, resulting in a Tidal day of 24 hours and 50 minutes containing one tidal cycle, namely two highs and two lows. This basic pattern may be distorted by the effects of landmasses, constrained waterways, friction, the Coriolis effect, or other factors. Hence, predictions are possible and we expect the the next day's high tide to come about 50 minutes later.
However, a closer look at the orbit of the moon reveals that the moon is not always in the equatorial plane, resulting in three types of tides:
  • Semi-diurnal tideFeaturing two highs and two lows each day, with minimal variation in the height of successive high or low waters. This type is more likely to occur when the moon is over the equator.
  • Diurnal tideOnly a single high and a single low during each tidal day; successive high and low waters do not vary by a great deal. This tends to occur in certain areas when the moon is at its furthest from the equator.
  • Mixed tide: Characterized by wide variations in heights of successive high and low waters, and by longer tidal cycles than those of the semi-diurnal cycle. These tides also tend to occur as the moon moves furthest north or south of the equator. 

Chart Datums

The depths and heights in the chart need a plane of reference: the Chart Datum (see interactive figure below). Depths are usually described with respect to low water reference planes (yielding lower charted depths, which are safer) and heights are shown with respect to high water reference planes (again, yielding lower vertical clearances on the chart, which are safer). As such, the chance that the observed depth or vertical clearance beneath a bridge is smaller than the charted depth or height is rather small. 

In this example the Charted Depths are related to LAT.
The Observed Depth or Drying Height is a combination of Tidal Height & Charted Depth.
This example shows the various spring and neap tides around mean water level. Note that spring low water is the lowest. Both ranges are indicated.
In this example the light elevation is reduced to high water. Also a clearance under a bridge is charted in that way. The 'height' refers to the building itself. On land yet another CD can be in use.
Some Chart Datums and their abbreviations:

·         MHWS : Mean High Water Spring
·         HW : High Water
·         MHWN : Mean High Water Neap
·         ML : Mean Level
·         MLWN : Mean Low Water Neap
·         MLWS : Mean Low Water Spring
·         LAT : Low Astronomical Tide


 TideThe vertical rise and fall of the surface of a body of water caused primarily by the differences in gravitational attraction of the moon, and to a lesser extent the sun, upon different parts of the earth when the positions of the moon and sun change with respect to the earth.
 Spring Tide: The tidal effect of the sun and the moon acting in concert twice a month, when the sun, earth and moon are all in a straight line (full moon or new moon). The range of tide is larger than average.
Neap Tide: This opposite effect occurs when the moon is at right angles to the earth-sun line (first or last quarter). The range of tide is smaller than average.
 Range: The vertical difference between the high and low tide water levels during one tidal cycle.
Tidal Day24 hours and 50 minutes. The moon orbits the earth every month, and the earth rotates (in the same direction as the moon's orbit) on its axis once every 24 hours.
Tidal Cycle: One high tide plus a successive low tide.
Semi-diurnal Tide: The most common tidal pattern, featuring two highs and two lows each day, with minimal variation in the height of successive high or low waters.
Diurnal Tide: Only a single high and a single low during each tidal day; successive high and low waters do not vary by a great deal. Such tides occur, for example, in the Gulf of Mexico, Java Sea and in the Tonkin Gulf.
Mixed TideCharacterized by wide variation in heights of successive high and low waters, and by longer tide cycles than those of the semidiurnal cycle. Such tides occur, for example, in the U.S. Pacific coast and many Pacific islands.
Chart Datum or Tidal reference planes: These fictitious planes are used as the sounding datum for the tidal heights.
Drying Height: Clearance in meters (or feet in old charts) above the chart datum.
Charted Depth: Clearance in meters (or feet in old charts) below the chart datum.
Observed Depth: Height of tide + charted depth: the actual depth in meters.
 Height of light: The height of light above the bottom of its structure.
 Elevation: The height of the light above the chart datum.
 Rule of Twelve: Assuming a tidal curve to be a perfect sinusoid with a period of 12 hours. The height changes over the full range in the six hours between HW and LW with the following fractions during each respective hour: 1/12  2/12  3/12  3/12  2/12  1/12.
Rule of Seven: The change from spring range to neap range can be assumed linear, each day the range changes with 1/7th of difference between the spring and neap ranges. Hence, the daily change in range = (spring range - neap range)/7. 

Information from the chart

Most often the chart presents succinct tide tables for certain positions. 
These positions are marked with the 'square'. The table below shows us an example for two different positions. The first refers to Cowes (UK), the second to a position south of Cowes


Heights above LAT

Mean HW

Mean LW






1.7 m

1.5 m

0.2 m

0.4 m

5.2 m

4.3 m

0.4 m

1.2 m

This data only provides us with average high and low waters heights. Moreover, it is merely valid at spring or neap tides. To use it we need to first find out how many hours we are from high water. Secondly, we need to know if it is spring or neap or sometime in between at that particular moment. We shall use this table to solve two types of problems. Finding height of tide at a particular location at a particular time:

         To get over a shoal.
         To pass under a bridge.

Almanacs and many other nautical publications contain predictions of the times of high and low tides at many major standard ports. Also listed are differences in times of tides from these ports for additional secondary ports. To work with this succinct data we need two extra tools: 

During first hour after HW the water drops 1/12th of the full range.
To interpolate between high and low water heights we use the Rule of Twelve. We assume the tidal curve to be a perfect sinusoid with a period of 12 hours. The height changes over the full range in the six hours between HW and LW.
  • During the second hour an additional 2/12th.
  • During the third hour an additional 3/12th.
  • During the fourth hour an additional 3/12th.
  • During the fifth hour an additional 2/12th.
  • During the sixth hour an additional 1/12th.

Hence, two hours after the HW the water has fallen 3/12 of the full range.

To interpolate between spring and neap tides we use the Rule of Seven. Since the change from spring range to neap range can be assumed linear (instead of sinusoid), each day the range changes with 1/7th of difference between the spring and neap ranges.
Hence, the daily change in range is (spring range - neap range)/7.

Shoal problem:

Our shoal near Cowes has a charted depth of 1 meter and we would like to cross it at about 15:00 hours with our yacht (draft 1,5 m).

From any nautical almanac we find that HW occurs at 03:18 15:53 and LW occurs at 09:45 22:03 at a standard port nearby. We also find that at our location HW occurs one hour later and that spring tide is due in two days. Hence, we have a HW around 17:00.

  •  Via the rule of seven we find out that today the range is:
  • spring range - 2 x ( (spring range - neap range)/7 )
  • <=> 4,8 - 2 x ( ( 4,8 - 3,1)/7 ) <=> 4,8 - 2 x 0,25 = 4,3 m.
  •  We also need today's HW height:
  • which is Spring HW - 2 days x ( (5,2 -4,3)/7 ) = 5,0 m.
  • Via the rule of twelve we find out that at two hours before high water the height is:
  • 5,0 - 3/12 x 4,3 = height at 15:00 hours = 3,9 m.

So, after three interpolations we derive the water height at 1500 hours. Considering the charted depth leads to an observed depth of 4,9 meters, enough for our draft of 1,5 meters.

Bridge problem:

An overhanging rock, power lines or bridges have their clearances charted with respect to another chart datum than LAT. Normally, 'high water' or 'MHW spring' are used as reference planes.

An example:
Above our shoal hangs the '
Cowes bridge'. At 15:00 hours we would like to pass this bridge, which has a charted height of 20 meters to HW. Our mast is 23 meters high. In the example above we found that the water height was 1,1 meters below HW level at that time. Obviously, we will have to wait!
So, at what time will we be able to pass under this bridge?
The water height must be 3 meters lower than HW level (5,0 m). That is almost 9/12 of the range (4,3 m) indicating four hours after HW
. Conclusion, we will have to wait at least six hours in total.

Information from tide tables

Instead of mere averages, a tide table provides us each day with the times of high and low water for a particular place. Basically, it is same table like the one we found in the chart, but is extended for every day in a year. By using this method we get more accurate water heights since it involves less interpolation. The example shows us a part of a very detailed tide table, which even includes heights for every hour.

Information from tidal curves

In most tables the tides can also be characterized by a tidal curve. This method substitutes the rule of twelve providing more accurate heights. The left side contains the water height information with the lowest heights to the left where also the chart datum is indicated. The low water height will be marked at the bottom and the high water height will be marked at the top.

The area under the curve will be marked with the time information. 
To find the water height at a specific time we need to know first how many hours before or after the HW this is. 


Causes of abnormal wave forms
    • If a storm is moving in slowly, or is stationary, the waves are able to move away - this is where the Bowditch tables are true.  There are, however, moments when the wave's periods are shorter.  It's usually the case with a fast moving storm.  
    • The waves simply don't have time to move away, and their periods are shorter as a result. 
    • Sometimes the waves pile up before a fast moving storm, forming at times a prominent wall of waves, especially before a hurricane.
    • Another cause is shallow waters (less than half a wave's length).  
    • The wave's forward movement is slowed by less room, where the wave takes on a different shape, and cannot move as fast. (* For those who have already seen this lesson, please note that it's not bottom friction as I've indicated earlier, but less room - I was corrected by Mr. Fabrice Ardhuin, who is a wave specialist - my thanks to him for helping me out!)  This often results in a wave to become unstable and turn into a breaker
    • The phenomenon of the increase of the wave height on shallow waters is called shoaling, and if the waves form a wall of breakers, they're called a surf (yes, surf board and surfing derive from this name). 
    • There are times when the waves pass through shallow water and don't break - it's common after large storms.  It is then called a ground swell.
    • Mr. Fabrice Ardhuin has also indicated that another reason for formation of abnormal wave forms is waves travelling on opposing currents, that can lead to "freak waves" (the east coast of South Africa, in the Agulhas current is notorious for them).
    • The last common cause of abnormalities is the fact, that depending on the weather, the waves from different wave systems cross each other at different angles.   The troughs and crests of the waves can then cancel or amplify each other, producing flat areas, but also large seas.  It happens because the leading waves slow down as they multiply - produce flats, and the waves behind catch up - producing larger seas.
    • You can find average seas information (for the US waters) at

What causes Ocean Waves?

Waves are caused by wind blowing over the surface of the ocean. The longer, stronger and further the wind blows, the bigger the waves will be.

Kinds of Waves?

There are three main kinds of waves.

  1. Shore Dump
    • A shore dump wave is a kind of wave where the waves shape up steeply before breaking powerfully in shallow water next to the shore.
    • Shore dump waves are a common cause of broken limbs and back injuries.
  2. Spilling Waves
    • Best waves for body surfing.
  3. Surging Waves
    • Surfing waves never break
    • They are dangerous to young/infant swimmers as they can knock them off their feet and wash them out to deep water.

What is a Rip Current?

A rip is a strong current running out to sea. Rip currents are the cause of most rescues performed at beaches. A rip current usually occurs when a channel forms between the shore and a sandbar, and large waves have built up water which then returns to sea, causing a drag effect. The larger the surf, the stronger the rip current. Rip currents are very dangerous. They can carry a weak or tired swimmer out into deep water.

What do Rip Currents look like?

Some common features of rip currents are:

  • Dark, murky brown water
  • Waves breaking further out to sea on both sides of the rip debris.

Caught in a Rip Current?

If you are caught in a rip current, the most important thing to do is stay calm. Then swim parallel to the shore for about 30 to 40 meters until you reach the breaking wave zone, then swim back to shore or signal for help


Tsunamis são ondas oceânicas produzidas por movimentos de grande escala ocorridos nos fundos marinhos, por erupção vulcânica, maremotos ou grandes deslizamentos de terra no leito do oceano. Quando causados por maremotos os tsunamis são chamados de ondas sísmicas oceânicas (indicando que são produtos de fenômenos sísmicos). O ponto diretamente acima da perturbação, no qual a onda se origina, é denominado deepicentro.

Quando ocorre uma erupção vulcânica submarina, os gases que escapam empurram para cima, na direção da superfície do mar, uma enorme quantidade de água, que assume a forma de um domo. O mesmo efeito decorre de um abalo sísmico submarino, com
a repentina elevação de uma porção do fundo do mar. Conforme a água retrocede, cria-se uma série de ondas que se propagam através da superfície do mar, em todas as direções, com grande velocidade, a partir da área do oceano onde ocorreu o sismo. 

Estas ondas têm características totalmente diferentes das ondas comuns, que se produzem pela ação do vento sobre a superfície do oceano. Tsunamis são uma série de ondas. Próximo do epicentro, a primeira onda pode ser a mais alta. A maiores distâncias, entretanto, a onda mais alta normalmente ocorre mais tarde na série, em geral entre a terceira e a oitava onda. Em seguida à altura
máxima, as ondas tornam-se menores, mas os tsunamis podem ser detectados, algumas vezes, por vários dias.

Algumas das características das ondas de tsunami são: sua grande velocidade de propagação, que pode alcançar até 1.000 km/h, dependendo da profundidade do mar; sua pequena amplitude, que as tornam quase imperceptíveis em alto-mar, mas que aumenta à medida que diminui a profundidade; e seu grande comprimento de onda, que pode alcançar várias centenas de quilômetros.

Em águas profundas, a altura da onda de um tsunami não será, provavelmente, nunca maior que 2 ou 3 pés (0,6 a 0,9 m). Como o comprimento da onda é, em geral, maior que 100 milhas, a onda dificilmente será percebida. No Pacífico, onde a maioria dos
tsunamis ocorre, o período da onda varia entre cerca de 15 e 60 minutos, e a velocidade de propagação em águas profundas é maior que 400 nós. A velocidade pode ser calculada, de modo aproximado, pela fórmula , C = 3,4 Raiz d  onde  C   é a velocidade de propagação em nós e d é a profundidade em pés (a mesma fórmula poderia ser escrita , sendo C a velocidade em nós e d a profundidade em metros).

Então, a altura inicial de um tsunami em alto-mar, onde é provável que passe completamente despercebido, é muito pequena. De fato, para um sismo de grau 8 na escala Richter pode-se associar uma altura inicial de cerca de 0,8 metro, com um comprimento
de onda de centenas de quilômetros. Assumindo um período (intervalo de tempo de crista a crista) de 20 minutos, o que é um valor bastante característico para um tusunami, ter-se-á um comprimento de onda de 213 km e uma velocidade de propagação
de cerca de 385 nós para um tsunami que se move em um oceano que tem uma profundidade de 4.000 metros.

Mesmo com essa pequena altura de 0,8 m, a quantidade de água que se desloca é enorme, devido ao grande comprimento de onda; de fato, supondo-se uma curva perfeitamente sinusoidal, cada onda completa desloca de sua posição de repouso uma quantidade de 120.000.000 m³ de água por cada quilômetro de largura de tsunami (o equivalente a um cubo de cerca de 500 metros de lado), o que significa que cada onda possui uma quantidade de energia potencial de 480.000.000.000 joules por quilômetro de crista, sem contar a enorme energia cinética resultante de sua grande velocidade.

Quando um tsunami alcança águas rasas, experimenta as mesmas alterações que as outras ondas. A fórmula apresentada 
(C=6,.1 Raiz d) indica que a velocidade de propagação é proporcional à profundidade. Por causa da grande velocidade de um tsunami em águas profundas, a sua desaceleração em baixas profundidades é muito maior que a de uma onda comum, produzida pelo vento. Assim, o aumento da altura é, também, muito maior.

A força do tsunami depende da natureza e da intensidade da perturbação que o gerou. A altura e o poder de destruição da onda que atinge um determinado lugar dependem da sua distância ao epicentro, do relevo submarino e da topografia da linha de costa, além do ângulo segundo o qual a onda se aproxima. A posição e a conformação da linha de costa também têm o seu efeito, pois ela pode estar protegida por uma ponta ou ilha, ou estar em uma posição para a qual as ondas tendam a convergir, por causa da refração ou da reflexão, ou de ambas (ou seja, a altura de um tsunami pode ser aumentada ou diminuída pela refração ou reflexão de ondas, ou por uma combinação destes dois fenômenos).

Então, quando um tsunami se aproxima da costa sua velocidade diminui, de acordo com a estreita dependência entre a profundidade e a velocidade de propagação. Como se pode observar na figura 42.6, a velocidade em 10 m de profundidade é quase 20 vezes menor que em 4.000 m, e, como a energia é a mesma, produz-se um aumento proporcional da altura da
onda. Desta forma, uma onda de apenas 50 cm no oceano aberto pode chegar a 20 metros de altura, ou mais, ao atingir a costa

Relação entre a Profundidade, a Velocidade de Propagação, o Comprimento de Onda e a Altura de um TSUNAMI

Historicamente, o maior tsunami de que se tem notícia segura foi o provocado pela erupção do vulcão Krakatoa. Neste caso, a altura de onda informada foi de 42 m. No entanto, tsunamis de grande poder destrutivo são relativamente raros (média de 1 em cada 20 anos, nas ilhas Hawaii).

Na América do Sul, os lugares de maior possibilidade de ocorrência de tsunamis situam-se nas proximidades da costa do Chile, ao redor da fossa que se encontra em frente àquele país, como mostrado na figura .
No Oceano Pacífico existe um sistema de alarme de tsunamis, com sede central no Observatório de Honolulu, que informa a todos os países costeiros sobre o avanço do fenômeno.

Local de Formação de TSUNAMIS

Um navio ou embarcação alertado da ocorrência e aproximação de um tsunami, ou quando sentir um forte abalo sísmico, deve, de imediato e sem duvidar um só instante, dirigir-se o mais rápido possível para mar aberto, pois um tsunami só é destrutivo em
águas rasas, próximo da costa; de fato, a uma profundidade maior que 150 metros e a uma distância de mais de 3 milhas da costa o navegante poderá considerar-se seguro. Ademais, o navegante deve ter sempre presente que um tsunami pode penetrar várias
milhas por um rio ou estuário. Portanto, tais locais não constituem abrigos seguros para navios ou embarcações.

Um tsunami pode produzir até 10 ou mais ondas destrutivas, em um período de tempo que pode alcançar 12 horas. Assim, ao proteger-se em mar aberto, o navegante não deve retornar imediatamente à costa, após as primeiras ondas. Além disso, não se deve voltar a lugares potencialmente ameaçados, até que uma autoridade responsável indique que o perigo está terminado.

Em conjunto com os tsunamis, os maremotos também podem produzir uma onda longitudinal que se propaga para cima, na direção da superfície do mar, na velocidade do som. Quando um navio encontra uma destas ondas, sente-se um choque a bordo, que pode ser tão forte a ponto de dar a impressão que o casco tocou o fundo. Por isso, algumas cartas antigas indicavam bancos e baixios em lugares onde hoje se sabe que a profundidade é de milhares de metros.


As “freak waves” (ondas anormais, ou ondas extravagantes) da costa Sudeste da África do Sul são notórias, sendo também conhecidas como o fenômeno de “buraco no mar”. Estas ondas podem ocorrer sob determinadas condições meteorológicas, causando avarias graves em navios que trafegam entre o Cabo Recife (34º 02,0'S; 025º 42,0'E) e a Ponta Durnford (28º 52,0'S; 032º 02,0'E), no litoral Sudeste da África do Sul. Em 1968, o superpetroleiro “S. S. World Glory” enfrentou uma dessas ondas, quebrando-se em duas partes e naufragando, no dia 13 de junho, com perda de vidas.

A forte Corrente das Agulhas fluindo para SW ao largo, paralelamente à costa Leste da África do Sul, tem cerca de 60 milhas de largura e alcança velocidades de até 5 nós em algumas ocasiões. Esta corrente é, normalmente, mantida fora da plataforma
continental, pelo fato de que ela se estende verticalmente até uma profundidade maior que 200 metros. A maior velocidade é alcançada na borda Oeste da corrente, mais próximo da costa. Entre Durban e Port St. Johns (figura), a largura média da
plataforma continental é de 5 milhas; nesta área, entre a costa e a borda Oeste da Corrente das Agulhas, gera-se, em algumas ocasiões, uma contracorrente, quando um forte vento SW é associado com uma baixa (depressão atmosférica) movendo-se para ENE.
Freak Wave” da Costa Sueste da África do Sul

Esta contracorrente, movendo-se no rumo NE, é composta pela associação de uma corrente de gradiente, causada pela elevação do nível do mar na área de baixa pressão, e da corrente de superfície produzida pelo vento SW.

No quadrante Noroeste da depressão, ventos SW com força de tempestade (“gale force”), soprando na direção contrária à da Corrente das Agulhas, causam ondas muito altas e escarpadas, especialmente na parte Oeste dessa corrente, imediatamente ao largo da borda da plataforma. Estas ondas têm cerca de 5 a 10 metros de altura, períodos de aproximadamente 10 segundos e comprimentos de 60 a 90 metros. Ao mesmo tempo, podem ocorrer trens de ondas emanando de fortes centros de baixa situados mais distantes, ao Sul; estas ondas têm maior comprimento e períodos de cerca de 16 segundos, e também se propagam numa direção geral NE, contra a Corrente das Agulhas.

Uma combinação de ondas desses diferentes trens, em conjunto com uma aberração na Corrente das Agulhas, resultado da influência da contracorrente mencionada, causam, em diversas ocasiões, a formação de uma onda excepcionalmente longa
(cerca de 300 metros de comprimento), cuja crista é precedida de um profundo cavado, resultando em uma altura de onda de cerca de 20 metros.

Esta onda, que ocorre repentinamente, sem qualquer aviso, pode destruir um navio navegando contra o mar. O ciclo de vida e a distância de atuação de uma “freak wave” são muito curtos, tornando muito pequenas as chances de um navio ter que enfrentálas.

Entretanto, os navegantes devem ter cautela ao trafegarem ao largo da costa Sueste da África do Sul, quando navegando no rumo SW, com pressão baixa, passagem de frente fria, mar grosso e forte vento SW. Nessas condições, um navio navegando no
rumo SW deve manter-se afastado da borda da plataforma continental (isóbata de 200 metros). A melhor opção é aproximar-se da costa, permanecendo no interior da isóbata de 200 metros até que o vento e o mar tenham moderado suas forças. Contudo, o tráfego marítimo que se desloca na direção NE normalmente também navega próximo desta parte da costa sul-africana (a 3 ou 4 milhas de distância), para evitar a Corrente das Agulhas e aproveitar a contracorrente favorável. Assim, o tráfego para SW deve evitar aproximar-se da costa mais que o necessário.

A alternativa, especialmente para navios cuja carga exige que mantenham uma distância determinada da costa, consiste em navegar além da área de maior influência da Corrente das Agulhas, ou seja, a não menos de 20 milhas para o largo da borda da
plataforma, onde será menor o risco de encontrar uma onda anormal.
Além da costa Sueste da África, “freak waves” com alturas de três a quatro vezes a altura média das ondas (e com cavados igualmente profundos) podem ocorrer em qualquer mar desencontrado. Um cuidado constante deve ser mantido, para enfrentálas
de proa.


Como vimos , existem na Terra, de modo geral, duas regiões de maré alta, separadas por duas regiões de maré baixa, e estas regiões movem- se progressivamente para W ao redor da superfície terrestre, conforme a Lua percorre sua órbita. As preamares são as cristas dessas ondas de maré, e as baixamares são os seus cavados. As ondas de maré não são notadas no mar, mas tornam-se aparentes ao longo da costa, especialmente em estuários afunilados. Na foz de certos rios ou em estuários com uma determinada configuração, a onda de preamar que se aproxima ultrapassa a baixa-mar que a precedeu, resultando em uma onda elevada, de crista bastante alta, que se propaga com alta velocidade para montante, como uma vaga poderosa, denominada “bore”, ou “tidal bore


Os efeitos das ondas variam consideravelmente com o tipo do navio, seu rumo e velocidade. Um navio pequeno tem tendência de escalar um lado de uma onda e descer no outro lado, enquanto um navio maior pode tender a atravessar as ondas, com a
quilha mais ou menos nivelada. Se as ondas são de tal comprimento que a proa e a popa do navio ficam alternadamente sobre cristas sucessivas e cavados consecutivos, o navio é submetido a pesados esforços de alquebramento e, sob condições extremas, pode partir-se em dois. Uma mudança de rumo pode reduzir o risco. Devido ao perigo de alquebramento, um pequeno navio algumas vezes enfrenta melhor uma tempestade que um navio maior.

Se vagas consecutivas atingem o bordo de um navio na mesma fase de balanços sucessivos, podem causar um balanço muito forte, embora sejam ondas relativamente pequenas (o efeito é semelhante ao de embalar uma criança em um balanço, onde a força com que se empurra não é tão importante quanto o instante em que se dá o impulso). O mesmo efeito, se aplicado à proa ou à popa em sincronia com o caturro, pode causar uma forte arfagem do navio. Uma mudança de rumo ou de velocidade pode reduzir o efeito.

Uma onda com comprimento igual a duas vezes o comprimento do navio pode colocar o navio em perigo de cair no cavado do mar, particularmente se ele estiver em baixa velocidade. O efeito é especialmente pronunciado com mar de bochecha ou de
alheta. Um aumento da velocidade reduzirá o perigo.

Um grupo de ondas move-se apenas com a metade da velocidade com que se propagam as ondas individuais que formam o grupo. Conseqüentemente, a mesma onda não permanece como a mais alta de um grupo, mas as ondas que passam através do
grupo alcançam sua altura máxima próximo do centro do grupo. Assim, os “carneiros” e espumas de arrebentação não permanecem nas mesmas ondas e, numa formação simples de ondas, uma vaga só arrebenta na crista quando próxima do centro do grupo.
Entretanto, num mar desencontrado (que é a regra, mais que a exceção), as ondas quebram mais freqüentemente.
Uma onda íntegra é muito menos perigosa que uma onda quebrando. Na primeira, o movimento da água é quase que inteiramente para cima e para baixo, havendo pouco movimento para a frente e para trás; mas, em uma onda quebrando, uma grande
massa de água é fortemente projetada da crista, para frente e para baixo, com uma velocidade de cerca de metade da celeridade da onda. Ademais, uma onda que arrebenta naturalmente é mais alta e mais escarpada que as ondas vizinhas. Entretanto, uma onda pode quebrar pelo impacto com o navio e, nesta situação, seu perigo potencial é quase tão grande como o de uma onda que se quebra naturalmente.

Um marulho pesado, causado por um vento forte e prolongado soprando sobre uma pista longa de águas profundas, pode propagar-se por centenas de milhas sem alterar praticamente sua direção. Se este marulho encontra vagas de uma direção diferente, causadas por um vento local forte, resulta um mar desencontrado, confuso e perigoso.
De modo geral, um mar com vagas curtas e escarpadas, ou um mar desencontrado (confuso), é mais perigoso para navios pequenos, enquanto que um mar com ondas longas e pesadas é mais perigoso para navios maiores.


Em mar grosso, a superfície da água é constituída por uma série de cristas e cavados, movendo-se com uma velocidade média de propagação, porém, exceto por uma pequena corrente superficial, a superfície da água não está movendo-se com o vento
(como vimos, as partículas individuais de água têm um movimento oscilatório).
A força que um fluido em movimento pode exercer a uma dada velocidade é proporcional à sua densidade. Como a água é muito mais densa que o ar, o efeito combinado das ondas e do vento sobre o navio deve-se quase somente às ondas. O efeito do
vento torna-se importante para a sobrevivência do navio apenas quando o vento sopra em velocidade de furacão (FORÇA 12 – acima de 64 nós).
Efeitos do mar grosso:
  • Fica reduzida a velocidade no fundo;
  • possibilidade de avarias nas obras mortas, em conseqüência dos golpes do mar, particularmente na superestrutura;
  • possibilidade de o navio emborcar ou até mesmo, sob condições extremas, partir; e
  • os efeitos do mar grosso são tanto mais acentuados quanto maior for a velocidade do navio; por isto, sob mau tempo, é indispensável reduzir a velocidade; normalmente, é necessário mudar o rumo, para capear ou correr com o tempo.
Antes de suspender o navio deve estar completamente preparado para enfrentar mau tempo (ver – Navegação em Regiões Polares), devendo-se dar especial atenção à peiação adequada de todo material volante.
Havendo previsão de mau tempo, as medidas para aumentar a estabilidade do navio devem ser tomadas previamente, antes que as condições se deteriorem. Estas medidas incluem esgoto de porões ou outros espaços, lastro de tanques, verificação de
carga, etc. Isto deve ser feito com o navio ainda razoavelmente estável, pois, do contrário, pode provocar situações de perigo durante o ajuste da estabilidade, pela criação de efeitos de superfície-livre em tanques ou por cargas descentradas.

Quando houver prenúncio de mau tempo:
  • (a) Estabelece-se uma condição de fechamento rigorosa, isolando-se as escotilhas, vigias, portas estanques, agulheiros e demais passagens estanques, deixando abertas apenas as que se tornam indispensáveis ao serviço;
  • (b) peiam-se os objetos volantes;
  • (c) verifica-se a amarração de todo o aparelho do navio, fixo e de laborar (guindastes, paus de carga, etc.);
  • (d) verificam-se as peias das lanchas no picadeiro e das balsas salva-vidas em seus berços;
  • (e) evitam-se tanques cheios pela metade (com superfície líquida livre muito extensa); e
  • (f) faz-se uma revisão no compasso do navio.
É importante mencionar que não basta apenas ordenar as medidas citadas; é necessário verificar se elas foram realmente executadas.

Balanço é a oscilação transversal do navio. Amplitude do balanço é o ângulo descrito pelo navio em uma oscilação de um bordo a outro. Assim, por exemplo, se o navio joga 8º para BE e 7º para BB, a amplitude do balanço é de 15º. Período é o tempo, em segundos, correspondente a uma oscilação.

Cada navio tem um período de oscilação natural, que é o tempo que seria despendido em uma oscilação caso o navio, em águas calmas, fosse levemente inclinado para um bordo e, então, liberado.

O período de oscilação natural de um navio não depende da amplitude do balanço, sendo inversamente proporcional à altura metacêntrica (GM) e diretamente proporcional ao momento de inércia.

O comportamento de um navio no que se refere ao balanço depende muito da relação entre o seu período de oscilação natural e o período das ondas. Quando o período de oscilação natural do navio é igual, ou quase igual, ao semiperíodo aparente das ondas, o navio fica em sincronismo, isto é, há superposição dos dois conjugados de inclinação, tendo como resultado balanços de grande amplitude.

Para evitar o sincronismo, deve-se alterar o rumo, a velocidade, ou ambos, alterando o período aparente das ondas em relação ao navio. Deve-se ter em mente que aproando ao mar, reduz-se o semiperíodo aparente das ondas; dando a popa ao mar,
aumenta-se o semiperíodo aparente das ondas.

O caturro (arfagem) é a oscilação do navio no sentido longitudinal. Os navios curtos têm menor período de oscilação longitudinal e arfam (caturram) mais que os navios de maior comprimento.

Quando o período de oscilação do navio é pequeno, em comparação com o período aparente das ondas, ele tenderá a cavalgar as ondas, mantendo o convés paralelo ao declive da ondulação, como mostrado na figura 42.9 (a). Num mar de través, isto resultará em um balanço pesado e rápido. Num mar de proa, um pequeno período de caturro produzirá um movimento fácil e confortável, sem levantar muita água.

Efeito das Ondas no Movimento de um Navio

Quando o período de oscilação do navio é grande, em comparação com o período aparente das ondas, com mar de través o balanço será fácil e confortável, embora o convés possa ser varrido por vagas que arrebentam contra o costado (figura).
Num mar de proa, um período de caturro comparativamente longo poderá resultar na enterrada ocasional da proa no mar, com a conseqüente exposição de hélices e lemes.

Quando o período aparente das vagas aproxima-se da sincronização com o período de balanço ou caturro, o movimento do navio torna-se violento. Num mar de través, isto poderá resultar em balanço muito forte e perigoso, enquanto que, em um mar
de proa, o caturro severo e rápido pode causar disparo freqüente dos hélices e esforços de alquebramento excessivos.

Um importante efeito das ondas sobre um navio é a perda de estabilidade que ocorre quando o mesmo desliza sobre a crista de uma onda. Em um navio com uma baixa reserva de estabilidade, isto pode resultar em um perigoso aumento do balanço ou da banda (adernamento), particularmente com vento forte de través.

O abatimento e o caimento causados pelo efeito conjunto do mar (ondas), das correntes de superfície e do vento devem ser levados em conta pelo navegante, especialmente quando houver perigos a sotavento. A história mostra muitos casos de navios que encalharam ou naufragaram por não terem considerado o abatimento e o caimento na escolha do rumo a governar. A magnitude do caimento de um navio depende da sua velocidade, do seu calado, da sua borda livre e do seu rumo com relação à direção do vento e do mar, além da própria intensidade do vento, do mar e da corrente. Em ventos com força de tempestade, quando, somando-se ao vento e ao mar, atua uma corrente de superfície produzida pelo vento, a velocidade de caimento do navio (na perpendicular ao rumo base) pode ser maior que 2 nós, especialmente quando se navega em baixa velocidade.


Um ciclone é uma depressão barométrica ou baixa (B), delimitada por uma série de isóbaras fechadas, ovais ou quase circulares, que envolvem uma área de pressões baixas, isto é, uma área onde as pressões decrescem da periferia para o centro. Os ventos em torno de um ciclone giram no sentido anti-horário no Hemisfério Norte e no sentido horário no Hemisfério Sul (figura ). Os ciclones são divididos em ciclones extratropicais e ciclones tropicais.

Circulação do Vento em Torno de uma Baixa

Os ciclones tropicais originam-se nas zonas tropicais, sobretudo nas faixas situadas entre os paralelos de 5º e 20º de Latitude, nos dois hemisférios. Embora, em geral, se pareçam com os ciclones extratropicais, que têm sua gênese em Latitudes mais altas, há importantes diferenças, sendo a principal a concentração, nos ciclones tropicais, de uma enorme quantidade de energia em uma área relativamente pequena.
Apesar de menos freqüentes, em comparação com as tempestades de médias e altas Latitudes, os ciclones tropicais têm um poder de destruição que excede em muito o de qualquer outro tipo de tempestade. Por causa de sua fúria e por serem fenômenos predominantemente oceânicos, os ciclones tropicais merecem uma atenção especial de todos os navegantes, profissionais ou amadores. A melhor manobra frente a uma tempestade ou ciclone tropical é, se possível, evitá-lo.


Em sucessivos estágios de intensificação, os ciclones tropicais podem ser classificados como perturbação tropical, depressão tropical, tempestade tropical e furacão ou tufão.
  •  Perturbação tropical: é um sistema convectivo discreto, geralmente com 100 a 300 milhas de diâmetro, com caráter migratório e não-frontal (ou seja, não está associado a uma frente), e que mantém sua identidade por 24 horas, ou mais. Pode, ou não, estar associada com uma perturbação notável no campo de ventos. Uma perturbação tropical não apresenta ventos fortes, nem isóbaras fechadas (isto é, isóbaras que circundam completamente a baixa).
  • Depressão tropical: é uma baixa mais desenvolvida, que já apresenta uma ou mais isóbaras fechadas e alguma circulação rotativa na superfície. O vento máximo mantido é de 33 nós (força 7 na Escola Beaufort).
  • Tempestade tropical: apresenta um sistema de isóbaras fechadas em torno do centro da baixa e uma nítida circulação rotativa. O vento máximo mantido de superfície varia de 34 a 63 nós (forças 8 a 11 na Escala Beaufort).
  •  Furacão ou tufão: apresenta um pronunciado sistema de isóbaras fechadas em torno do centro da depressão e uma circulação rotativa muito intensa, com ventos de 64 nós, ou mais, de velocidade (força 12 na Escala Beaufort).

Na faixa entre o Equador e a zona de alta pressão extratropical (cerca de 30º N e 30ºS) mostrada na figura , formam-se os ciclones tropicais, que ocorrem, quase que inteiramente, em 6 regiões distintas, sendo 4 no Hemisfério Norte e 2 no Hemisfério
Sul, conforme representado na figura 42.16. O nome pelo qual o ciclone tropical é conhecido varia com a região onde ocorre.

Região I – Atlântico Norte: embora ciclones tropicais possam afetar o Oceano Atlântico Norte em qualquer mês, a maior ameaça situa-se ao sul do paralelo de 35º N, no período de junho a novembro. Agosto, setembro e outubro são os meses de incidência mais alta. Cerca de 9 a 10 ciclones tropicais (tempestades tropicais e furacões) formam-se em cada estação; 5 ou 6 alcançam intensidade de furacão (ventos de 64 nós, ou mais). Alguns furacões já geraram ventos cuja velocidade foi estimada em 200 nós.
No início e no final da estação de furacões, as tempestades normalmente se desenvolvem a Oeste do meridiano de 050º W; no auge da estação (meses de agosto e setembro), entretanto, a área de gênese estende-se para Leste até o arquipélago de Cabo Verde.

Estas tempestades, em geral, movem-se para W, ou para WNW, com velocidades da ordem de 15 nós nas Latitudes mais baixas. Quando alcançam o Norte do Mar do Caribe ou a região das Grandes Antilhas, podem penetrar no Golfo do México ou recurvar para a direita, acelerando conforme se propagam pelo Oceano Atlântico Norte. Algumas tempestades recurvam após alcançar o Golfo do México, enquanto outras prosseguem para W até alcançar a costa. No Oceano Atlântico Norte, os ciclones tropicais totalmente desenvolvidos (com ventos de mais de 64 nós) são denominados furacões.

Circulação Geral da Atmosfera e Zonas de Altas e Baixas Pressões Semi-Permanentes
Áreas de Ocorrência e Trajetórias de Ciclones Tropicais

Região II – Pacífico Nordeste: ao longo da costa ocidental da América Central e da costa Oeste do México, a estação de ciclones tropicais estende-se de junho a outubro/novembro, embora possam se formar tempestades em qualquer mês. Uma
média de 15 ciclones tropicais (tempestades tropicais e furacões) formam-se a cada ano, com cerca de 6 alcançando força de furacão. As tempestades mais intensas são, muitas vezes, as de início e término da estação; estas têm suas gêneses próximo da
costa e bem para o sul. As tempestades do meio da estação formam-se em qualquer lugar de uma larga faixa situada entre a costa do México/América Central e o Hawaii. Agosto e setembro são os meses de maior incidência. Estas tempestades são, normalmente, menores em tamanho do que as suas contrapartes do Atlântico Norte, embora possam ser tão intensas como aquelas. No Pacífico Nordeste também se usa a denominação furacão para os ciclones tropicais mais fortes (ventos > 64 nós).

Região III – Pacífico Noroeste: esta é a área da Terra onde se forma o maior número de ciclones tropicais. Mais de 25 se desenvolvem anualmente e cerca de 18 tornam-se tufões. Estes tufões são os maiores e mais intensos ciclones tropicais do
mundo. A cada ano, uma média de 5 geram ventos de mais de 130 nós de velocidade; circulações ciclônicas intensas cobrindo mais de 600 milhas são comuns. A maioria destas tempestades forma-se a Leste das Filipinas, movendo-se para W através do
Oceano Pacífico, na direção das Filipinas, Japão e China; umas poucas têm suas gêneses no sul do Mar da China. A estação estende-se de abril a dezembro, com algumas tempestades durante todo o ano (ciclones tropicais fora da estação são mais comuns nesta área que em qualquer outro lugar). O pico da estação ocorre no período de julho a outubro, quando se desenvolvem quase 70% dos tufões. Há uma notável mudança sazonal na trajetória das tempestades nessa região; de julho a setembro, os tufões ou tempestades tropicais movem-se ao norte das Filipinas e depois recurvam para a direita, enquanto no início e no término da estação os ciclones tropicais deslocam-se num rumo W através das Filipinas, antes de recurvarem. No Pacífico Noroeste um ciclone tropical totalmente desenvolvido é denominado de tufão (palavra que significa “vento forte” na língua falada na ilha de Formosa, ou Taiwan); nas Filipinas é chamado de baguio.

Região IV – Oceano Índico Norte: ciclones tropicais se desenvolvem no Golfo de Bengala e no Mar da Arábia durante a primavera e o outono (do Hemisfério Norte), isto é, de maio a junho e de outubro a novembro. Os ciclones tropicais nesta
área formam-se entre as Latitudes de 08º N e 15º N, exceto de junho/julho a setembro, quando a pequena atividade que ocorre fica confinada ao norte do paralelo de 15º N.
Estas tempestades são, normalmente, mais fracas e de vida curta; entretanto, ventos de 130 nós já foram registrados. Muitas vezes, elas se desenvolvem como perturbações ao longo da Zona de Convergência Intertropical (ITCZ – “Intertropical Convergence Zone”); isto inibe sua formação durante o verão, quando a ICTZ está, normalmente, sobre terra (estação de monções de SW). Contudo, a ITCZ é algumas vezes deslocada para o sul durante o verão e, quando isto ocorre, formam-se ciclones tropicais sobre as planícies inundadas de Bengala, com grande devastação em Bangla Desh. Em média, formam-se no Oceano Índico Norte 6 tempestades ciclônicas a cada ano, sendo que 2 geram ventos de grande intensidade (> 48 nós). Anualmente, outros 10 ciclones tropicais desenvolvem-se na região apenas até o estágio de depressão tropical (vento máximo de 33 nós). O Golfo de Bengala é a área de maior incidência, porém não é raro uma tempestade mover-se através do sul da Índia e reintensificar-se no Mar da Arábia, principalmente no mês de outubro, que é o de mais alta freqüência de ocorrência do fenômeno na estação de ciclones tropicais. É também durante tal período que chuvas torrenciais dessas tempestades caem sobre as planícies já inundadas, causando cheias desastrosas. No Oceano Índico Norte os fenômenos intensos são chamados de ciclones ou
tempestades ciclônicas.

Região V – Oceano Índico Sul: tempestades tropicais ocorrem nas águas a Oeste do meridiano de 100º E, até a costa Leste da África, de dezembro a abril, de 05º S até 25º S, sendo comparativamente raras de maio a novembro. Uma média de 11 ciclones tropicais formam-se a cada ano na região e cerca de 6 por ano alcançam completo desenvolvimento (ventos > 64 nós), sendo, então, denominados de ciclones. Os fenômenos têm suas gêneses na parte Oeste do Oceano Índico Sul, entre as Latitudes de 07º S e 15º S. O rumo inicial da trajetória situa-se entre WSW (250º) e SSW (200º); depois, recurvam-se para a esquerda (entre as latitudes de 15º S e 20º S) e seguem uma trajetória SE (135º), como mostrado na figura 42.17. A Latitude de recurvatura normalmente migra de cerca de 20º S, em janeiro, para em torno de 15º S, em abril. A velocidade do deslocamento do sistema é de 10 a 15 nós antes de recurvar, aumentando para 20 a 25 nós após a recurva (podendo chegar a 40 nós). Após cruzar o paralelo de 30º S, essas tempestades algumas vezes se transformam em baixas extratropicais intensas.

Trajetórias dos Ciclones no Oceano Índico Sul

Região VIPacífico Sudoeste e área da Austrália: nessas águas tropicais ocorrem, em média, 15 ciclones tropicais anualmente, 4 dos quais atingem intensidade de furacão. A estação estende-se de novembro/dezembro até abril, embora possam se formar tempestades em qualquer mês do ano. A atividade é mais intensa em janeiro e fevereiro, sendo mais provável que, nestes meses, os ciclones tropicais afetem Fiji, Samoa e as outras ilhas mais a leste. Na área da Austrália formam-se ciclones tropicais nas águas de 105º E até 160º W, entre as latitudes de 05º S e 20º S. As tempestades que afetam o norte e o oeste da Austrália desenvolvem-se, normalmente, no Mar de Timor e no Mar de Arafura, enquanto que as que castigam a costa leste se formam no Mar de Coral. Estas tempestades são, em geral, pequenas, mas podem gerar ventos da ordem de 130 nós ou mais. A Nova Zelândia é, algumas vezes, alcançada por tempestades do Mar de Coral, já em dissipação; ocasionalmente, entretanto, pode ser atingida por um intenso furacão. Geralmente, os ciclones tropicais nesta região movem-se de início para SW e depois recurvam para a esquerda, assumindo uma trajetória SE. A denominação ciclone é usada, tal como no Oceano Índico Sul. Um ciclone tropical severo que se origina no Mar de Timor e move-se sucessivamente para SW e SE através do interior do noroeste da Austrália é chamado de willy-willy.
A única área tropical em que não ocorrem ciclones tropicais é a do Oceano Atlântico Sul.


As faixas situadas entre os paralelos de 5º e 20º, nos dois hemisférios, são freqüentemente perturbadas, sobretudo no fim da estação quente, por depressões intensas e profundas, que produzem ventos violentíssimos e precipitações torrenciais. Os ciclones
tropicais só se formam sobre os oceanos, onde existe ar úmido, quente, convectivamente instável até grandes alturas, e naquelas Latitudes em que a Força de Coriolis é suficiente para transformar a convergência em circulação fechada, isto é, em Latitudes nunca inferiores a 5º. A configuração final de um ciclone é sempre a de um turbilhão violento, sem frentes, de 50 a 800 milhas de diâmetro (500 milhas, em média), de pronunciado gradiente bárico e isóbaras quase circulares, conforme representado na figura

Cilclone Tropical
A intensa convecção produz grandes aglomerados de cumulunimbus, mostrados na figura . Os ciclones tropicais são essencialmente um fenômeno marítimo, pois não podem existir sem um suprimento contínuo de ar úmido e instável. Rapidamente
se dissipam quando privados deste suprimento e, quando invadindo um continente, têm a circulação retardada pelo atrito.

Os ciclones tropicais formam-se tendo como origem uma perturbação sinótica (baixa) pré-existente, entre 5º e 20º de latitude. A intensificação (aprofundamento) pode ser um processo de evolução lenta, exigindo dias inteiros para que se desenvolva.
Pode, porém, seguir um ritmo acelerado, bastando 12 horas para produzir um olho perfeitamente formado. Nem todos os ciclones tropicais transformam-se em furacões.

Algumas tempestades dissipam-se em menos de 24 horas, mesmo com ventos atingindo grandes intensidades. Outras percorrem grandes distâncias como simples depressões tropicais (vento máximo de 33 nós). Se houver intensificação, a pressão mais baixa
torna-se inferior a 1.000 mb e o sistema se estrutura, girando em espiral em direção ao centro. Quando atinge a maturidade, a pressão à superfície deixa de baixar no centro da depressão, ao mesmo tempo em que a velocidade do vento pára de crescer. Em
lugar disso, a circulação se expande durante este estágio, que pode durar até uma semana. Ventos com força de furacão podem soprar em um círculo de 30 a 50 km de raio no início do estágio de maturação, aumentando o raio para cerca de 300 km quando
o processo está completo.

Concentração de Cumulunimbus (Cb) no Ciclone Tropical

Quando o ciclone recurva (para a direita no Hemisfério Norte e para a esquerda no Hemisfério Sul) e penetra na faixa dos ventos Oeste (figura ), seu tamanho se reduz e o sistema, normalmente, se enfraquece. Noutras ocasiões, somente diminuem as características tropicais.
Os Ciclones Tropicais se Enfraquecem quando Penetram na Faixa dos Ventos Oeste

No centro do ciclone tropical existe, normalmente, uma área de 10 a 15 milhas de diâmetro denominada de olho da tormenta (em média, o diâmetro do olho é de cerca de 14 milhas, embora diâmetros de 25 milhas não sejam incomuns). Nessa área, de calma relativa, a temperatura é mais alta e a umidade mais baixa que no resto da tormenta, a pressão é mínima e o vento fraco e variável (10 a 15 nós), mas o mar é revolto e desencontrado. Ao redor da periferia do olho, a velocidade do vento aumenta rapidamente, de calma relativa a completa fúria. As nuvens, que se dispunham em camadas delgadas, com aberturas no olho, tornam-se pesadas, com espessos cumulunimbus, ventos extremamente fortes e chuvas torrenciais. A figura  mostra uma fotografia satélite de um furacão, com ventos de 120 nós girando em torno de uma depressão de 940 mb. Ventos com força de furacão estendem-se por 50 milhas em todas as direções, produzindo mar com ondas de 40 pés (12 metros) de altura. O sistema já atingiu a maturidade, não havendo mais intensificação, porém o furacão começa a se expandir; em 2 dias ventos com força de tempestade (34 a 63 nós) estendem-se para fora até 200 milhas do olho, enquanto ventos com intensidade de furacão (>64 nós) alcançam 75 milhas do centro. Então, o furacão começa a recurvar e diminui sua violência; esta curva marca o início do seu fim. Se for uma tempestade de agosto, sua média de vida é de 12 dias; se ocorrer em julho ou outubro/novembro, pode-se esperar uma vida média de 8 dias.
Fotografia Satélite de um Furacão
Um ciclone tropical tem dois movimentos: a circulação dos ventos em torno do centro (no sentido anti-horário no Hemisfério Norte e no sentido horário no Hemisfério Sul) e o deslocamento do sistema. O movimento inicial do ciclone tropical é na
direção W, impulsionado pelos ventos alísios, que sopram na região onde se formou.
Depois, se recurvam em direção ao pólo (para a direita no Hemisfério Norte e para a esquerda no Hemisfério Sul), ao longo de uma trajetória mais ou menos parabólica. A velocidade do centro de um ciclone em sua trajetória depende de seu estágio. Normalmente, no início é de 10 a 15 nós, antes de descrever sua curva. Depois disso, a velocidade aumenta para 20, 25 nós, ou mais. Nem todas as trajetórias das tempestades tropicais se curvam.

O sistema pode ser dividido em dois semicírculos. No semicírculo perigoso à navegação, a velocidade do vento se soma com a velocidade do movimento do sistema.
Este é o semicírculo direito no Hemisfério Norte e o semicírculo esquerdo no Hemisfério Sul. No semicírculo de manobra (navegável), a velocidade do vento se opõe à velocidade do movimento do sistema. Este é o semicírculo esquerdo no Hemisfério Norte e o semicírculo direito no Hemisfério Sul.

Visibility Measurements at Sea

Meteorological observing has long been a combination of instrumental measurement and descriptive observation.  Because of increasing manpower costs and because of the need to obtain data more frequently, and in often hostile environments, there has been much development of automatic observing systems.  These now include  measurements of amount and height of cloud and the present weather eg is it raining?  Visibility is important to the sailor and this page describes, briefly, how visibility instruments work and how well they work.

What do we Mean by Visibility?

  The human observer on dry land measures visibility by determining the greatest distance at which he can distinguish objects, ideally black, against the horizon sky with the unaided eye. At night an equivalent is obtained by using lights of known intensities at various distances.

At sea the Officer of the watch has no fixed reference points unless, of course, the visibility is very poor and he is using the various objects on deck. In reasonable visibility he uses his long experience by looking at the horizon and seeing how sharp it is, trying to see other vessels that he has detected on his

radar and so on. At night, he will use the brightness of the stars, how well he can see the cloud, the clarity of lights on board and so on.

The ability to distinguish objects by day or see lights at night is determined by scattering of light by dust, smoke, water and other particulate matter in the air. The greater the scattering of light, the poorer will be the visibility. The extreme case is dense fog at night when light is scattered directly back at your car headlights.

Using Scattering to Measure Visibility

At automatic stations, such as those used on light vessels, there are various ways of measuring this scattering effect. First, there are forward scatter instruments. These emit a beam of light. Sensors a little way off the direct, narrow beam, measure only light that has been scattered. Poor visibility leads to more scattering and, therefore, more light at the sensors. The poorer the visibility, the greater the signal..

The next technique, known as back scattering, is in use on the M25 where observant drivers will have seen sensors alongside the carriageway. These measure light scattered directly back to the source and, again, the greater the received light the poorer is the visibility. This technique is particularly useful for fog and the sensors are used to activate fog warning signs.

A third system, using instruments known as transmissometers, measures the light

loss, due to scattering, by putting the sensors in the direct beam. Here the less light received by the sensor then the poorer is the visibility.

Each sensor type has its particular virtues but the forward scatter visibility sensors on the light-vessels were chosen by the Met Office as being reliable, robust and not unduly affected by salt spray contaminating the optics. They are good at measuring the visibility well throughout a large range although, perhaps, slightly inferior to the other techniques at very poor visibilities. This is not too critical at sea where anything below 1000 metres is, effectively, fog and defined as such by meteorologists. The same definition is also used for aviation. To a car driver visibility really only becomes a hazard at much lower values, say around 200 metres. For this reason, "fog" in forecasts for the general public refers to visibilities of less than 200 metres.

Where are Visibility Instruments used?

The moored buoys that are used to the west of the UK on the edge of the Continental Shelf, although large, are not big enough to carry these instruments. But most automatic stations on land and large platforms at sea are increasingly being fitted with visibility sensors. At manned stations they are also used although here the observer can override the instrument if he believes that the value is not realistic. The rules for human observers define visibility as the least value around the horizon.

Those who sail close to Sandettie Light Vessel in the Dover Strait, Greenwich Light vessel on a crossing to the baie de Seine or Channel Light Vessels at the western end of the Casquets separation zone, can do their own checks. The measurements usually look good to me


Operational trials showed that they are, in practice, at least as good as those by the human observer - with one exception. The human can see that bank of fog  rolling in towards him but still a half mile away!

Sea Fog

Fog De-mystified

Given the choice, most sailors would probably prefer to be caught out in strong winds than a thick fog. At least with strong winds, given the sea room, you can heave-to. Caught out in fog there really is no safe haven. Even with radar, there are the ever present worries of small vessels that give a weak echo and of larger ones that might not even see you at all

What are Fog and Mist. What is Haze?

  Fog, mist and cloud are all formed when air cools to its dew point (the term is self explanatory). Water in the air may condense onto a cold surface, the ground, a house roof or on to small particles in the air (condensation nuclei). At ground level the "cloud" is called fog or mist depending upon the visibility. At sea or for aircraft landing and taking off purposes, a fog is defined as when the visibility is 1000 metres or less. Mist is a visibility between 1000 and 2000 metres. Normally, over land, forecasters use the word "fog" when the visibility is 200 metres or less. This is because a car driver may be fairly happy if he can see over 200 metres while the same is not true for an aircraft pilot landing at Heathrow or the skipper of a boat  in mid Channel. Air can cool  in several ways. First, the air can be lifted by flowing over a hill, by convection or by the convergence of two air streams. Secondly, it can be cooled by contact with a cold ground.  It can also be cooled by raindrops in the air evaporating in the same way as when you hold a wet finger in a wind. Similarly, melting of falling snow will lead to cooling. Those with long memories from school will recognise these effects as being due to "latent" heat.

The term haze confuses some sailors. Haze is a reduction in visibility due to dust or smoke in the air The differentiation from mist is because further cooling of the air with mist can lead to fog. With haze, that is not the case

The two main types of fog

  Most common over land is Radiation Fog which occurs on a clear night with light winds. Radiation from the ground escapes out to space, the ground cools and, in turn, cools the air in contact with it. On an absolutely still night, condensation will occur on the ground to form dew. With slight air movement, sufficient condensation forms on condensation nuclei to form very small droplets of water - mist or fog. If the wind increases or a layer of cloud comes over, then the fog is likely to clear.

Because Summer nights are fairly short, there may not be enough time for the cooling to create fog especially when the ground starts by being warm. From early Autumn through to late Spring, fog is possible.

Generally, radiation fog is not a sailing hazard except when it drifts out over coastal waters or down river valleys. Even then, the warmth of the water is likely to clear the fog.

The sailor is usually more concerned with Advection Fog caused by relatively warm, moist air flowing over a colder surface. Over land this is fairly rare except after a cold spell when the ground has become frozen or there is lying snow. A SW air stream will bring in warm air from the Atlantic. The cold  ground cools this air and the result will be very poor visibilities even though the wind can be quite strong.

Over the sea, the same effect is quite common in some areas. This is when warm and moist air flows from an area of warm sea to colder waters to give Sea Fog. It is important to note, first, that sea fog can occur at any time of day and with quite strong winds.  With winds over about F 4-5, the result may be low cloud and poor visibility rather than fog.  In the English Channel, sea fog can occur at any time of the year but seems to be more common in the late Spring and early to mid-Summer when the water inshore is still fairly cold.

Around the East Coast of the UK sea fog is always possible when the wind is in the East. This is because the sea temperatures in the middle of the North Sea are always warmer than near the East Coast. This accounts for the persistent haar or sea fret that so often gives a miserable day near the coast while it is nice and sunny a little way inland. Around the Channel Isles, sea fog may be more likely in late Spring with a W wind.  Later in the year it will also occur with an E wind. The water near the French coast gets warm in the Summer while the water around the islands stay comparatively cold

Other forms of fog

  Hill fog, itself, obviously does not present a problem for yachtsmen. However, if it forms on fairly low coastal cliffs it can indicate that the air is near its dew point temperature and that sea fog may easily occur. When hearing reports of fog from the Channel Islands airports, it is worth remembering that these are on the tops of hills and may keep in fog for much of the day while at sea level the visibility may be not too bad, despite the low cloud.

As mentioned earlier, cooling occurs when falling rain evaporates. This might be sufficient to cause what is known as Frontal Fog. This is fairly rare. Not normally mentioned in the books is what I call Thunderstorm Fog. This can follow those thundery outbreaks that drift slowly up from Spain and France. Although the thunderstorms may have ceased, there can be a great deal of very damp air around and this all too easily can be cooled by the cold waters, say near the Channel Islands, to give very dense and persistent fog.

Another kind of fog, no doubt only of academic interest to most leisure sailors, is Arctic Sea Smoke. This results when very cold air flows from land to sea, perhaps round some fjords in the far north of Norway or Greenland. The relatively warm sea water evaporates quickly and is condensed by the cold air just as quickly

What advice for the sailor?

  Around the UK, France and Spain the RYA Metmaps were very useful in that they gave average sea temperatures at their highest and lowest ie in February and September. These helped you to see whether the air is coming from an area of warmer sea or not. Unfortunately, these Metmaps are no longer printed.  The chartlets above will help, however. Remember that it is not just the local wind direction but the track of the air that is important. Has the air in the Channel really come from the SW? Is the air over the Channel Islands coming from the warm sea off the French coast?

As ever, monitor the forecasts but be aware that heavy rain and thunderstorms might make the air much moister than the forecasters realize. Keep a listening watch for warnings of fog, especially from the French weather service via CROSS. Unlike the UK, they do issue their Bulletins Météorologiques Spécials - BMS, for fog as well as for strong winds..