インフラグラビティ波

インフラグラビティ波は、風波（風海とうねりの両方から構成）よりも低い周波数の表面重力波であり、風によって 直接生成される周波数よりも低い波スペクトルの部分に対応します。

インフラグラビティ波は、より短い周期の海洋波によって生成される海洋表面重力波である。インフラグラビティ波の振幅は浅瀬、特に高振幅で長周期の風波や海洋うねりが襲う海岸線で最も顕著になる。風波や海洋うねりはより短く、典型的な卓越周期は1～25秒である。対照的に、インフラグラビティ波の卓越周期は通常80～300秒で^{[1] 、これは}津波の典型的な周期に近く、深海での非常に速い速度など、同様の伝播特性を共有している。この点が、海面に作用する風によって生成され、発生風よりも遅い 通常の海洋重力波とインフラグラビティ波を区別するものである。

以下に述べる発生メカニズムの詳細が何であれ、インフラグラビティ波は衝突する重力波の分数調波である。^[2]

技術的には、低重力波は単に重力波のサブカテゴリであり、周期が 30 秒を超えるすべての重力波を指します。これには潮汐や海洋ロスビー波などの現象が含まれますが、一般的な科学的使用法では、風波のグループによって生成される重力波に限定されています。

「インフラグラビティ波」という用語は、1950年にウォルター・ムンクによって造られたようです。^{[3] [4]}

短い風波から長い低重力波へのエネルギーの移動は、主に 2 つのプロセスで説明できます。どちらも浅瀬や急峻な風波で重要です。最も一般的なプロセスは、風波列の分数調波相互作用で、これは Munk と Tucker によって初めて観察され、Longuet-Higgins と Stewart によって説明されました。 ^[5]風波は単色ではないため^{[壊れた錨]、}グループを形成します。これらのグループ波によって引き起こされるストークス ドリフトは、波が最も高い場所でより多くの水を運びます。波はまた、放射応力の発散という力として解釈できる方法で水を押しのけます。Longuet-Higgins と Stewart は、質量保存と運動量保存を組み合わせて、3 つの異なる方法を使用して、現在ではよく知られている結果を示しています。つまり、平均海面はグループの長さに等しい波長で振動し、風波が最も高い場所では低く、風波が最も低い場所では高くなります。この海面の振動は短波の振幅の二乗に比例し、群速度が浅瀬の波の速度に近づくと非常に大きくなります。このプロセスの詳細は、海底が傾斜している場合 (一般的に海岸近くで当てはまります) に変化しますが、この理論は、ほとんどの状況で観察される重要な効果、つまりこの「波打ち際」の高水位が最低振幅の波とともに到達するという効果を捉えています。

後にグラハム・シモンズとその協力者らは別のプロセスを提唱した。^[6]長波と短波のこの位相が対立しないいくつかのケースを説明するために、彼らは、波が高いときに深海に向かって移動する波の砕波線の位置が、波を起こす装置のように機能する可能性があると提唱した。これはおそらく、サンゴ礁での低重力波の発生をうまく説明していると思われる。

サンゴ礁の場合、低重力期間はサンゴ礁自体との共鳴によって確立されます。^{[7] [8]}

インフラグラビティ波は、スニーカー波の発生メカニズムであると考えられています。スニーカー波は、異常に大きく長時間続く波で、海水をはるか遠くまで押し寄せ、米国太平洋岸北西部で多くの死者を出しています。^[9]

北アメリカの太平洋岸に沿って発生した重力波は、海洋を越えて南極大陸に伝わり、ロス棚氷に衝突することが観測されている。重力波の周波数は棚氷の固有周波数と密接に結合しており、通常の海洋重力波のうねりよりも大きな振幅の棚氷の動きを生み出す。さらに、通常の海洋重力波のように海氷によって減衰されない。その結果、ロス棚氷などの浮遊棚氷を曲げ、この曲げが棚氷の崩壊に大きく寄与している。^{[2] [10]}