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超低周波重力波は、風波（風浪とうねりの両方を含む）よりも周波数が低い表面重力波であり、風によって直接発生する周波数よりも低い波スペクトルの部分に対応する。
超低周波は、周期の短い海洋波によって生成される海洋表面重力波です。超低周波の振幅は、浅い水域、特に振幅が大きく周期の長い風波やうねりが当たる海岸線沿いで最も顕著になります。風波やうねりは周期が短く、典型的な卓越周期は 1 ～ 25 秒です。対照的に、超低周波の卓越周期は典型的には 80 ～ 300 秒であり[ 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伝播速度など、津波と同様の伝播特性を共有しています。この点が、海面に作用する風によって生成され、生成風よりも遅い通常の海洋重力波と超低周波を区別する点です。
発生メカニズムの詳細は後述しますが、超低周波重力波は、入射する重力波のサブハーモニクスです。[ 2 ]
厳密に言えば、超低周波重力波は重力波のサブカテゴリーであり、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も含まれますが、一般的な科学的用法では、風波群によって発生する重力波に限定されます。
「超低周波」という用語は、1950年にウォルター・ムンクによって造語されたようです。 [ 3 ] [ 4 ]
短い風波から長い超低周波重力波へのエネルギー伝達を説明できる主なプロセスは 2 つあり、どちらも浅水域と急な風波で重要です。最も一般的なプロセスは、風波列のサブハーモニック相互作用で、これは最初に Munk と Tucker によって観測され、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、グループを形成します。これらのグループ波によって誘発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回します。Longuet-Higgins と Stewart は、質量と運動量の保存を組み合わせることで、3 つの異なる方法で、現在よく知られている結果を与えました。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いレベルになり、これらの波が最も低い場所では高いレベルになります。この海面の振動は短波振幅の二乗に比例し、群速度が浅水波の速度に近づくと非常に大きくなります。海底が傾斜している場合（海岸付近では一般的に傾斜している）、このプロセスの詳細は変化しますが、この理論は、ほとんどの状況で観察される重要な効果、すなわち、この「サーフビート」の満潮時に振幅が最も小さい波が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によって別のプロセスが提案された。[ 6 ]長波と短波のこの位相が反対にならないいくつかのケースを説明するために、彼らは、波が高いときに深水に向かって移動する砕波線の位置が、造波装置のように作用する可能性があると提案した。これはおそらく、リーフでの超低周波波の発生の良い説明であると思われる。
サンゴ礁の場合、超低周波周期はサンゴ礁自体との共鳴によって確立される。[ 7 ] [ 8 ]
超低周波は、異常に大きく長時間続く波であるスニーカー波の発生メカニズムであると考えられており、この波は海水をはるか沖合まで押し寄せ、米国太平洋岸北西部で多くの人命を奪っている。[ 9 ]
北米太平洋沿岸で発生した超低周波重力波は、大洋を越えて南極大陸まで伝播し、そこでロス棚氷に衝突することが観測されている。その周波数は棚氷の固有振動数とより密接に結合し、通常の重力波による海洋うねりよりも大きな振幅の棚氷の動きを引き起こす。さらに、通常の海洋うねりのように海氷によって減衰されない。その結果、ロス棚氷のような浮遊棚氷をたわませ、このたわみが棚氷の崩壊に大きく寄与する。[ 2 ] [ 10 ]