うねり（海）

うねりは、海洋、海、湖の文脈では、地面うねりとも呼ばれ、重力の影響を主に受けて水と空気の境界面に沿って伝播する一連の機械的波であり、表面重力波と呼ばれることがよくあります。これらの表面重力波は風波として発生しますが、遠方の気象システムからの風波の分散の結果です。風は一定時間にわたって水域に吹き、これらの波は波の周期と長さの関数である速度で発生源から移動します。より一般的には、うねりは、その時点の局所的な風に大きく影響されない風によって生成された波で構成されます。うねりの波は、波長が比較的長いことがよくあります。これは、波長が短い波はエネルギーをあまり運ばず、分散が速いためですが、これは、うねりの原因となる気象システムのサイズ、強度、持続時間、および水域のサイズによって異なり、イベントごとに、また同じイベントでも時間の経過とともに変化します。時には、最も激しい嵐の結果として、700 メートルを超えるうねりが発生することもあります。

うねりの方向とは、うねりが移動してくる方​​向です。これは地理的な方向として、度数、または北北西や南西のうねりなどの方位で示され、風と同様に、示される方向は通常、うねりが来る方向です。うねりは、発生エリアから分散し、時間の経過とともに伝播速度によって分類され、より速い波が最初に遠くの地点を通過する傾向があるため、局所的に発生する風の波よりも周波数と方向の範囲が狭くなります。うねりは、より明確な形と方向を取り、局所的に発生する風の波よりもランダム性が低くなります。

海岸で観測される大きな波は、遠く離れた海洋上の気象システムによって発生する可能性があります。5つの要因が組み合わさって風波の大きさを決定します^[1]。風波は海洋のうねりとなります。

• 風速- 空気から水への正味のエネルギー伝達には、風速が波頭よりも速く（波頭が移動する方向に）移動している必要があります。風が強く長く続くと、より大きな波が発生します。
• 風向が大きく変化することなく吹く、途切れることのない開水面の距離（フェッチと呼ばれる）
• フェッチ時の水面の幅
• 風の持続時間 – 風がフェッチ上に吹いた時間
• 水深

波は次の次元を使用して記述されます。

• 波の高さ（谷から山まで）
• 波長（波頭から波頭まで）
• 波周期（連続する波頭が静止点に到達するまでの時間間隔）
• 波の伝播方向

波長は周期の関数であり、波長の約半分未満の深さでは水深の関数であり、その場合、波の動きは底との摩擦の影響を受けます。

完全に発達した海は、特定の強さと風速の風に対して理論的に可能な最大の波の大きさを持ちます。その特定の風にさらし続けると、粘性によるエネルギー散逸と波頭の「白波」としての崩壊により、定常状態を与えるエネルギー入力に等しいエネルギー損失が発生します。

特定の地域の波は通常、高さの範囲を持っています。天気予報や風波統計の科学的分析では、時間間隔での波の特徴的な高さは通常、有義波高として表されます。この数値は、特定の時間間隔 (通常は 20 分から 12 時間の範囲で選択) または特定の波または嵐システムにおける波の最も高い 1/3 の平均高さを表します。有義波高は、「訓練された観測者」(船の乗組員など) が海の状態を視覚的に観察して推定する値でもあります。波高の変動性を考慮すると、最大の個々の波は有義波高の 2 倍よりやや小さい可能性があります。^[2]

風波は風によって発生します。地震などの他の種類の擾乱も重力波の原因となりますが、これらは風波ではなく、通常はうねりを引き起こしません。風波の発生は、水面の横風場の擾乱によって開始されます。

平坦な水面（ボフォート風力階級0）と水面上の急激な横風の流れという初期条件では、表面風波の発生は、乱流風の通常の圧力変動と平行な風せん断流によって引き起こされる 2 つのメカニズムによって説明できます。

「風の変動」から：風波の形成は、風から水に作用する法線圧力のランダムな分布によって始まります。1957 年に OM Phillips によって提案されたこのメカニズムでは、水面は最初は静止しており、乱流の風の流れによって波の発生が開始され、次に風の変動によって水面に作用する法線圧力によって波が発生します。この圧力変動により、水面に波の挙動を生成する法線応力と接線応力が発生します。

このメカニズムの前提は次のとおりです。

• 水は本来静止している。
• 水は非粘性である。
• 水は回転しません。
• 乱流風による水面への法線圧力はランダムに分布しており、
• 空気と水の動きの相関関係は無視される。^[3]

「風せん断力」より: 1957 年、ジョン W. マイルズは、非粘性オール・ゾンマーフェルト方程式に基づき、乱流の風せん断流 によって発生する表面波生成メカニズムを提唱しました。マイルズは、風から水面への波速 としてのエネルギー伝達は、平均風速が波速 ( 、ここでは平均乱流風速)に等しい点において、風の速度プロファイルの曲率 に比例することを発見しました。風のプロファイル は水面に対して対数であるため、曲率は点 で負の符号を持ちます。この関係は、風の流れがその運動エネルギーを境界面で水面に伝達し、そこから波速 が生じることを示しています。成長率は、与えられた風速 に対する操舵高度 ( ) での風の曲率 ( ) によって決定できます。 ${\displaystyle Ua(y)}$${\displaystyle c}$${\displaystyle Ua''(y)}$${\displaystyle Ua=c}$${\displaystyle Ua}$${\displaystyle Ua(y)}$${\displaystyle Ua''(y)}$${\displaystyle Ua=c}$${\displaystyle c}$${\displaystyle (d^{2}Ua)/(dz^{2})}$${\displaystyle Ua(z=z_{h})=c}$${\displaystyle Ua}$

このメカニズムの前提は次のとおりです。

• 2次元平行せん断流。${\displaystyle Ua(y)}$
• 非圧縮性、非粘性の水/風。
• 回転しない水。
• 表面の変位の小さな傾斜。^[4]

一般的に、これらの波形成メカニズムは海面上で同時に発生し、風波を生じさせ、最終的には完全に発達した波に成長します。^[5]非常に平坦な海面（ボフォート数0）を想定し、突然の風の流れが一定に吹き抜けると、物理的な波生成プロセスは次のようになります。

1. 乱流は海面でランダムな圧力変動を形成し、その圧力変動によって数センチメートルの波長の小さな波が発生します（フィリップス機構）。^[3]
2. 横風は、当初は波動のあった海面に作用し続ける。すると波は大きくなり、それにつれて圧力差も増加し、その結果生じるせん断不安定性によって波の成長が指数関数的に促進される（マイルズ機構）。^[3]
3. 表面上の波の相互作用により、より長い波が生成されます（Hasselmann et al., 1973）^[6]。この相互作用により、マイルズ機構によって生成されたより短い波から、ピーク波の振幅よりもわずかに低い周波数の波にエネルギーが伝達されます。最終的に、波の速度は横風の速度よりも速くなります（Pierson & Moskowitz）。^[7]

• (注: 波長を周期で割って計算される波の速度のほとんどは、長さの平方根に比例します。したがって、最も短い波長を除いて、波は次のセクションで説明する深水理論に従います。長さ 8.5 m の波は、浅瀬にあるか、深海と浅瀬の間にある必要があります。)

長いうねり波は、短い風波から発生し、エネルギーを奪います。このプロセスは、最も高い波のピーク付近で最も顕著になる非線形効果を調査した後、クラウス・ハッセルマン（2021年ノーベル賞受賞者）によって初めて説明されました。彼は、これらの非線形性を通じて、深海にある2つの波列が相互作用して、一般的に1つはより長い波長で、もう1つはより短い波長の2つの新しい波のセットを生成することができることを示しました。

^{ハッセルマン[8]}がこの過程を説明するために開発した方程式は、現在、すべての主要な気象・気候予報センターで使用されている海況モデル（例えばWavewatch III ^[9]）で使用されています。これは、風海とうねりの両方が海洋から大気への熱伝達に大きな影響を与えるからです。これは、エルニーニョのような大規模な気候システムと、メキシコ湾流の端近くで発生する低気圧などの小規模なシステムの両方に影響を与えます。

ハッセルマン過程を物理的にうまく説明するのは難しいが、非線形効果は最も高い波のピーク付近で最大となり、同じ位置付近で砕けることが多い短い波を例えとして使うことができる。これは、砕ける小さな波が砕けている長い波に小さな圧力を与えるためである。長い波の視点から見ると、ちょうどいいタイミングでブランコが小さな圧力を受けるのと同じように、長い波は波の頂上で小さな圧力を受けている。また、波の谷間、つまり長い波のサイズを小さくする傾向のある部分には、これに相当する効果はない。

物理学者の観点から見ると、この効果は特に興味深いものです。なぜなら、ランダムな波場として始まったものが、エネルギー損失とすべての小さな砕波に影響を与える無秩序の増加を犠牲にして、長い一連のうねり波の秩序をどのように生成できるかを示しているからです。ビーチでよく見られる砂粒の大きさの分類^{[10] [11]}は、同様のプロセスです（多くの生命も同様です）。

うねりのエネルギーの消散は短波の方がはるかに大きいため、^{[要出典] [要説明]、}遠方の嵐によるうねりは長波のみとなります。周期が13秒を超える波の消散は非常に弱いですが、太平洋規模では依然として重要です。^[12]これらの長いうねりは、20,000 km以上（地球を一周する距離の半分）から2,000 kmをわずかに超える距離にわたってエネルギーの半分を失います。この変化は、うねりの急峻さ、つまりうねりの高さと波長の比の系統的な関数であることがわかりました。この動作の理由はまだ不明ですが、この消散は空気と海の境界面での摩擦によるものである可能性があります。

うねりは、多くの場合、打ち寄せる海岸から数千海里離れた嵐によって発生し、最長のうねりの伝播は主に海岸線によって制限されます。たとえば、インド洋で発生したうねりは、半周以上したカリフォルニアで記録されています。 ^[13]この距離があることで、うねりを構成する波は海岸に向かって移動する際に、より適切に分類され、波の影響を受けずに済みます。暴風によって発生した波は同じ速度で集まり、互いに移動しますが、^[要出典] 1 秒あたり数分の 1 メートルでも遅い波は遅れて、移動距離のために最終的に何時間も遅れて到着します。発生源からの伝播時間tは、距離X を波周期Tで割った値に比例します。深海では、g は重力加速度です。 10,000 km 離れた場所にある嵐の場合、周期T =15 秒のうねりが嵐の 10 日後に到達し、さらに 17 時間後に 14 秒のうねりが続く、というように続きます。 ${\displaystyle t=4\pi X/(gT)}$

最長周期から始まり、時間の経過とともにピーク波周期が減少するうねりの分散した到達を使用して、うねりが生成された距離を計算できます。

嵐の海の状態は、ほぼ同じ形の周波数スペクトル（つまり、ピークのプラスマイナス 7% 以内の優勢な周波数を持つ明確なピーク）を持つのに対し、うねりのスペクトルは、波がどんどん遠くに分散するにつれて、ますます狭くなり、時には 2% 以下になります。その結果、波のグループ（サーファーはセットと呼びます）には、多数の波が含まれることがあります。嵐ではグループあたり約 7 つの波がありますが、非常に遠くの嵐からのうねりでは、この数は 20 以上に増加します。^{[引用が必要]}

すべての水波と同様に、エネルギー フラックスは、有義波高の 2 乗と群速度の積に比例します。深海では、この群速度は波の周期に比例します。したがって、周期の長いうねりは、より短い風波よりも多くのエネルギーを伝達できます。また、低重力波の振幅は波の周期とともに劇的に増加し (周期のほぼ 2 乗)、その結果、遡上量が増加します。

うねり波は一般的に波長が長い（したがって波底が深い）ため、局所的に発生する波よりも沖合のより遠い距離（より深い水域）で屈折プロセスが始まります（水波を参照）。 ^[14]

うねりによって発生した波は通常の海の波と混ざり合うため、通常の波よりも大幅に大きくない限り、肉眼で検出することが難しい場合があります (特に海岸から離れている場合)。信号分析の観点から見ると、うねりは、強いノイズ (つまり、通常の波と波)の真っ只中に存在する、かなり規則的な (ただし、連続的ではない) 波信号と考えることができます。

ミクロネシアの航海士は、霧の夜など他に手がかりがない場合に、うねりを利用して進路を維持した。 ^[15]

• サーフィン

• 「世界のうねり/サーフィン予報」。Surfline。
• 「オーストラリアのうねり予報」。Coastalwatch。
• 「英国のうねり予報」。Magicseaweed 。
• 「オーストラリアのうねり予報」。Seabreeze。
• 「オーストラリアのうねり予報」。Swellnet。
• 「波の基礎（うねりの形成と測定方法）」Stormsurf。
• 「オーストラリアのうねり測定装置」。ウェーブライダーブイ。2006 年 12 月 10 日のオリジナルからアーカイブ。