うねり（海）
うねりは、海洋、海または湖の文脈において、水と空気の間の界面に沿って伝播する一連の機械的波であり、したがってしばしば表面重力波と呼ばれます。これらの一連の表面重力波は、直接の局所的な風によって生成される風波ではなく、水を汲みながら風が一定期間吹き付ける遠方の気象システムによって生成されます。より一般的には、うねりは、その時点での局所的な風の影響を受けていない、またはほとんど影響を受けていない風によって生成された波で構成されます。うねり波はしばしば長い波長を持ちますが、これはうねりの原因となる気象システムの大きさ、強度、持続時間、および水域の大きさによって異なります。スウェル波長もイベントごとに異なります。時折、最も深刻な嵐の結果として、700 mを超えるうねりが発生します。うねりは、局所的に生成された風の波よりも狭い範囲の周波数と方向を持ちます。これは、うねり波がその生成領域から分散し、散逸し、したがって、より明確な形状と方向をとって、ランダム性を失ったためです。うねりの方向は、うねりが来る方向です。それは度で測定され（コンパスのように）、しばしばNNWやSWのうねりなどの一般的な方向で参照されます。
形成
海岸で観測される大きなブレーカーは、海のフェッチ上の遠方の気象システムに起因する可能性があります。次の5つの要因が風波の形成に影響します。風波は海のうねりになります。
- 風速または波の速度に対する強さ–空気から水への正味のエネルギー伝達のために、風は波の頂点よりも速く移動する必要があります（波の頂点が移動する方向）。強い風が強くなると波が大きくなります
- 方向が大きく変化することなく風が吹くオープンウォーターの連続した距離（ フェッチと呼ばれる）
- フェッチの影響を受ける領域の幅
- 風の持続時間-風が所定の領域に吹きかかった時間
- 水深
これらの要因はすべて連携して、風の波の大きさを決定します。
- 波高（谷から山まで）
- 波長（山から山へ）
- 波の周期（静止点での連続した山の到着間の時間間隔）
- 波の伝播方向
完全に開発された海は、特定の強さ、持続時間、およびフェッチの風に対して理論的に可能な最大波サイズを持ちます。その特定の風にさらされると、波頭の破壊と「ホワイトキャップ」の形成によるエネルギーの損失を引き起こす可能性があります。特定の領域の波には、通常、さまざまな高さがあります。天気予報および風波統計の科学的分析のために、一定期間にわたるそれらの特徴的な高さは通常、 有意な波高として表されます 。この数値は、特定の期間（通常は20分から12時間の範囲で選択される）、または特定の波または嵐システムにおける波の最高3分の1の平均高さを表します。重要な波の高さは、「訓練された観測者」（例えば船の乗組員から）が海の状態の視覚的観測から推定する値でもあります。波高の変動性を考えると、最大の個々の波は、特定の日または嵐で報告されている有意な波高の2倍よりもいくらか小さい可能性があります。
風波の発生源
風の波は、地震、重力、横風などのさまざまな種類の外乱によって生成されます。風波の生成は、水面上の横風場の乱れによって開始されます。風による表面波形成の2つの主要なメカニズム（マイルスフィリップスメカニズム）と波形成の他のソース（地震など）は、風波の発生を説明できます。
ただし、平坦な水面（ビューフォートポイント、0）を設定し、水面に急激な横風が流れる場合、表面風波の生成は、乱流の通常の圧力変動によって開始される次の2つのメカニズムで説明できます。風と平行な風せん断流。
風による表面波発生のメカニズム
1）「風の変動」（OMPhillips）から開始：風による水面上の風波形成は、風から水に作用する常圧のランダムな分布によって開始されます。 OMフィリップス（1957年）によって開発されたメカニズムにより、水面は最初は静止しており、乱気流を加えることで波の生成が開始され、その後、風の変動により水面に作用する正常圧力が発生します。この圧力変動は、表面水に垂直および接線方向の応力を発生させ、水面に波の挙動を生成します。 { 前提 1.もともと静止している水2.水は非粘性3.水は非回転4.乱流から水面への正常圧力のランダムな分布5.空気と水の動きの相関は無視されます。}
2）水面の「風せん断力」から開始（JWMiles、主に2D深層水重力波に適用）; John W. Milesは、1957年の非粘性Orr-Sommerfeld方程式に基づいて、乱流風せん断流Ua（y）によって開始される表面波発生メカニズムを提案しました。彼は、風速から水面へのエネルギー移動cは、平均風速が波速に等しいポイントでの風速Ua ''（y）の曲率に比例します（Ua = c、ここで、Uaは平均乱流風速です）。風プロファイルUa（y）は水面に対して対数的であるため、曲率Ua ''（y）はUa = cの地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界面で水面に伝達し、波の速度を発生させることを示しています。
成長速度は風の曲率ステアリング高で（（D ^ 2 UA）/（DZ ^ 2））（UA（Z = z_h）= C）所定の風速Uaの{ 前提によって決定することができます。 1. 2D平行せん断流、Ua（y）2.非圧縮性、非粘性水/風3.非回転水4.表面の変位の勾配が小さい}。
一般に、これらの波の形成メカニズムは海面で一緒に発生し、風の波を発生させ、完全に発達した波まで成長します。
非常に平坦な海面（ビューフォート数、0）を想定し、突然の風の流れが海面に着実に吹くと、物理的な波の生成プロセスは次のようになります。
1.乱流の風は海面でランダムな圧力変動を形成します。圧力変動により、数センチメートルの波長の小さな波が生成されます。 （フィリップスのメカニズム）2.横風は最初に変動した海面に作用し続け、その後波は大きくなります。波が大きくなると、波の成長とともに圧力差が大きくなり、波の成長速度が大きくなります。次に、せん断不安定性が波の成長を指数関数的に促進します。 （マイルズメカニズム）3.表面の波の間の相互作用はより長い波を生成し（Hasselmann et al。、1973）、相互作用はマイルズメカニズムによって生成されたより短い波からの波エネルギーを、ピーク波の大きさでの周波数、そして最終的に波は横風速度よりも速くなります（Pierson＆Moskowitz）。| 与えられた風速で完全に発達した海に必要な条件と、結果として生じる波のパラメーター | |||||
|---|---|---|---|---|---|
| 風の状態 | 波のサイズ | ||||
| 一方向の風速 | フェッチ | 風の長さ | 平均身長 | 平均波長 | 平均期間と速度 |
| 19 km / h（12 mph） | 19 km（12マイル） | 2時間 | 0.27 m（0.89フィート） | 8.5 m（28フィート） | 3.0秒、2.8 m /秒（9.3フィート/秒） |
| 37 km / h（23 mph） | 139 km（86マイル） | 10時間 | 1.5 m（4.9フィート） | 33.8 m（111フィート） | 5.7 s、5.9 m / s（19.5フィート/ s） |
| 56 km / h（35 mph） | 518 km（322マイル） | 23時間 | 4.1 m（13フィート） | 76.5 m（251フィート） | 8.6 s、8.9 m / s（29.2 ft / s） |
| 74 km / h（46 mph） | 1,313 km（816マイル） | 42時間 | 8.5 m（28フィート） | 136 m（446フィート） | 11.4秒、11.9 m /秒（39.1フィート/秒） |
| 92 km / h（57 mph） | 2,627 km（1,632マイル） | 69時間 | 14.8 m（49フィート） | 212.2 m（696フィート） | 14.3秒、14.8 m /秒（48.7フィート/秒） |
- （注：波の長さを周期で除算して計算される波速度のほとんどは、長さの平方根に比例します。したがって、最短の波長を除き、波は次のセクションで説明する深海理論に従います。 8.5 mの長波は、浅い水の中か、深いところと浅いところのどちらかになければなりません。）
放散
スウェルエネルギーの散逸は短波に対してはるかに強いため、遠方の嵐からのスウェルは長波に過ぎません。周期が13秒を超える波の消散は非常に弱いですが、太平洋の規模では依然として重要です。これらの長いうねりは、20,000 km（地球全体の距離の半分）から2,000 kmをわずかに超える距離でエネルギーの半分を失います。この変動は、うねりの急峻性の系統的な関数であることがわかった：うねりの高さと波長の比。この振る舞いの理由はまだ明らかではありませんが、この散逸は、大気と海の界面での摩擦によるものである可能性があります。
スウェル分散と波群
うねりは、多くの場合、破壊するビーチから数千海里離れた嵐によって作成され、最も長いうねりの伝播は海岸線によってのみ制限されます。たとえば、インド洋で発生したうねりは、世界一周旅行の半分以上後にカリフォルニアで記録されています。この距離により、うねりを構成する波は海岸に向かって進むにつれてより適切に分類され、チョップがなくなります。嵐の風によって生成された波は同じ速度であり、一緒にグループ化して互いに移動しますが、1秒あたり数メートルの速度で移動する他の波は遅れを取り、カバーされる距離のために最終的には数時間後に到着します。ソースtからの伝播時間は、距離Xを波周期Tで割った値に比例します。深海では、t =4πX/（gT）{\ displaystyle t = 4 \ pi X /（gT）}です。ここで、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秒のうねりは嵐の10日後に到着し、その後17時間後に14秒のうねりが続きます。
このうねりの分散的な到着は、最初は長い期間で、時間の経過とともにピーク波の周期が短くなり、うねりが生成された距離を知るために使用できます。
嵐の海の状態は、ほぼ同じ形状の周波数スペクトル（つまり、ピークのプラスまたはマイナス7％以内の支配的な周波数を持つ明確なピーク）を持っていますが、スウェルスペクトルは、2波がますます分散するにつれて、％以下。その結果、波のグループ（サーファーによってセットと呼ばれる）は多数の波を持つことができます。嵐のグループごとに約7の波から、これは非常に遠い嵐からのうねりで20およびそれ以上に上昇します。
沿岸への影響
すべての水波と同様に、エネルギーフラックスは、有意な波高の2乗に群速度を掛けた値に比例します。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、周期が長いうねりは、短い風波よりも多くのエネルギーを伝達できます。また、infragravity波の振幅がより高いランアップをもたらす波期間（期間のほぼ正方形）で劇的に増加します。
通常、うねり波の波長は長いので（したがって、より深い波底）、局所的に生成された波よりも遠く離れた（深い水の中の）距離で屈折プロセス（水波を参照）を開始します。
うねりで生成された波は通常の海の波と混合されるため、通常の波よりも大きくない場合、肉眼で（特に海岸から離れて）検出するのが難しい場合があります。信号分析の観点から見ると、うねりは強いノイズ（つまり、通常の波とチョップ）の真っin中に存在するかなり規則的な（連続ではないが）波信号と考えることができます。
ナビゲーション
うねりは、他の手がかりは、そのような霧の夜のように、入手できなかったときのコースを維持するために、ポリネシアナビゲーターで使用されました。
