풍파

유체역학에서, 풍파, 즉 풍파는 수역의 자유 표면에서 발생하는 수면파이다.풍파는 바람의 방향 접촉 거리를 페치라고 하는 유체 표면 위로 부는 바람에서 발생합니다.바다의 파도는 육지에 도달하기 전에 수천 킬로미터를 이동할 수 있다.지구의 풍파는 작은 파문에서부터 30미터(100피트)가 넘는 파도에 이르기까지 풍속, 지속 시간, 유입 및 ^[1]수심에 의해 제한된다.

직접 발생해서 국지풍의 영향을 받는 풍파 시스템을 풍해라고 합니다.풍파는 생성된 후 남반구에서는 약간 왼쪽으로, 북반구에서는 약간 오른쪽으로 큰 원을 그리며 이동합니다.취수 지역을 벗어난 후, 풍파는 스웰이라고 불리며 수천 킬로미터를 이동할 수 있다.이것의 주목할 만한 예는 태평양을 가로질러 캘리포니아 남부로 이동하는 강한 바람 동안 태즈메이니아 남쪽에서 발생하는 파도로, 바람직한 서핑 조건을 만들어낸다.스웰은 국지풍의 영향을 크게 받지 않는 바람에 의한 파도로 구성되어 있습니다.그것들은 다른 곳에서 생성되었고 때로는 이전에 ^[2]생성되기도 했습니다.바다의 풍파는 해수면파라고도 불리며, 주로 중력파이다.

풍파는 일정량의 무작위성을 가지고 있다. 즉, 후속 파동은 높이, 지속 시간, 모양이 다르고 예측 가능성이 제한된다.그것들은 생성, 성장, 전파 및 붕괴를 지배하는 물리학과 함께 확률적 과정으로 설명될 수 있을 뿐만 아니라 수면 운동, 유속 및 수압과 같은 흐름량 간의 상호의존성을 지배할 수 있다.진화하는 바다 상태의 풍파(바다와 물결 모두)의 주요 통계는 풍파 모델을 사용하여 예측할 수 있다.

비록 파도는 보통 지구의 바다에서는 고려되지만, 타이탄의 탄화수소 바다에서는 바람에 의해 움직이는 ^[3][4][5]파동도 있을 수 있다.

형성

해변에서 볼 수 있는 대형 브레이커의 대부분은 먼 바람에서 비롯된다.풍파의 ^[6]흐름 구조 형성에 영향을 미치는 5가지 요인은 다음과 같다.

1. 풍속 또는 파속 대비 강도 – 바람이 에너지 전달을 위해 파상보다 빠르게 이동해야 합니다.
2. 방향의 큰 변화 없이 바람이 불어오는 개방 수역의 중단 없는 거리(페치라고 함)
3. 페치의 영향을 받는 영역의 폭(거리와 직각)
4. 바람 지속 시간 – 바람이 물 위로 불어오는 시간.
5. 수심

이 모든 요소들은 함께 작용하여 물결의 크기와 그 안에 있는 흐름의 구조를 결정합니다.

파동 전파와 관련된 주요 치수는 다음과 같습니다.

• 파도 높이(곡선에서 산마루까지의 수직 거리)
• 파장(전파 방향의 정점에서 정점까지의 거리)
• 파동 주기(정지점에 연속되는 볏이 도달하는 시간 간격)
• 파도 방향 또는 방위각(주로 풍향에 의해 구동됨)

완전히 발달한 바다는 이론적으로 특정 강도의 바람, 지속 시간 및 유입에 대해 가능한 최대 파도 크기를 가지고 있다.특정 바람에 더 노출되면 파도 꼭대기가 부서지고 "화이트 캡"이 형성되어 에너지 소산이 발생할 수 있습니다.특정 영역의 파도는 일반적으로 높이 범위를 가집니다.기상 보고와 풍파 통계의 과학적 분석의 경우, 일정 기간 동안의 특성 높이는 보통 유의한 파고로 표현된다.이 수치는 특정 시간(일반적으로 20분에서 12시간 사이의 범위에서 선택됨) 또는 특정 파도 또는 폭풍 시스템에서 가장 높은 파도의 1/3 평균 높이를 나타냅니다.또한 유의한 파고는 (예를 들어 선박 승무원으로부터) "훈련된 관찰자"가 바다 상태를 육안으로 관찰함으로써 추정할 수 있는 값이다.파도 높이의 변동성을 고려할 때, 가장 큰 개별 파동은 특정 날 또는 ^[7]폭풍에 대해 보고된 유의파 높이의 2배 미만일 가능성이 높다.

바람에 의한 초기 평탄한 수면에서의 파동은 물 위를 흐르는 난류의 상압의 랜덤 분포에 의해 시작된다.이러한 압력 변동은 지표수에 정상 응력과 접선 응력을 발생시켜 파장을 발생시킵니다.다음과 같이 가정합니다.^[8]

1. 물은 원래 잠자고 있다.
2. 물이 점성이 없다.
3. 물이 회전하지 않는다.
4. 난기류에서 수면에 대한 정상 압력의 무작위 분포가 있다.
5. 공기와 물의 움직임 사이의 상관관계는 무시된다.

두 번째 메커니즘은 수면에 작용하는 윈드시어력을 포함한다.John W. Miles는 1957년 비점상 Orr-Sommerfeld 방정식에 기초한 난류 바람 전단 흐름에 의해 시작되는 표면파 생성 메커니즘을 제안했다.그는 바람에서 수면으로의 에너지 전달이 평균 풍속이 파도와 같은 지점에서 바람의 속도 프로필 곡률에 비례한다는 것을 발견했다.풍속 프로파일은 수면에 대해 로그이기 때문에 곡률은 이 시점에서 음의 부호를 가진다.이 관계는 바람의 흐름이 운동 에너지를 수면에 전달한다는 것을 보여준다.

전제 조건:

1. 이차원 평행 전단류
2. 압축할 수 없는, 불결한 물과 바람
3. 비회전수
4. 수면의 변위 경사가 작다^[9]

일반적으로 이러한 파동 형성 메커니즘은 수면에서 함께 발생하며 결국 완전히 발달한 파동을 생성한다.

예를 들어,^[10] 평탄한 해수면(경고 상태 0)이 있고, 해면을 가로질러 갑자기 바람이 부는 경우, 물리적 파동 발생 프로세스는 다음 순서를 따릅니다.

1. 난류는 해면에서 불규칙한 압력 변동을 일으킨다.압력 변동에 의해 수 센티미터의 파장을 가진 파장이 발생한다.(필립스^[8] 메커니즘)
2. 바람은 처음에 파문이 일었던 해면에 계속 작용하여 파도가 더 커진다.파도가 커지면 압력차가 커져 성장률이 높아진다.마지막으로 전단 불안정성은 파동 성장을 기하급수적으로 가속화한다.(마일^[8] 메커니즘)
3. 표면의 파도 사이의 상호 작용과 상호 작용 짧아진 파도가 마일즈 메커니즘에 의해 생성된 봉우리 파도 크기에서 주파수보다 약간 낮은 주파수가 파도 소리에, 드디어 파도가 될 것이다 빠르게 맞바람 속도(피어선&보다 파동 에너지를 더 오래 waves[11]를 생성한다.앰프, 모스코위츠^[12])

주어진 풍속에서의 완전히 발달한 바다에 필요한 조건과 그에 따른 파도의 파라미터
바람의 상태			웨이브 사이즈
한 방향의 풍속	가지고 오다	풍속	평균 높이	평균 파장	평균 기간 및 속도
19 km/h (12 mph)	19 km (12 mi)	2시간	0.27 m (0.89 피트)	8.5 m (28 피트)	3.0초, 10.2km/h(9.3ft/sec)
37km/h(23mph)	139 km (86 mi)	10시간	1.5 m (4.9 피트)	33.8 m (140 피트)	5.7초, 21.4km/h(19.5ft/sec)
56km/h(35mph)	518 km (322 mi)	23시간	4.1 m(13 피트)	76.5 m (251 피트)	8.6초, 32.0km/h(29.2ft/sec)
74km/h(46mph)	1,313km(816mi)	42시간	8.5 m (28 피트)	136 m (446 피트)	11.4초, 42.9km/h(39.1ft/sec)
92km/h(57mph)	2,627 km (1,632 mi)	69시간	14.8 m (49 피트)	212.2 m (696 피트)	14.3초, 53.4km/h(48.7ft/초)
메모: 파장을 주기로 나눈 값에서 계산되는 파속의 대부분은 파장의 제곱근에 비례합니다.따라서, 가장 짧은 파장을 제외하고, 파장은 깊은 물 이론을 따른다.28피트 길이의 파도는 얕은 물속이나 중간 깊이에 있어야 한다.

종류들

시간이 지남에 따라 세 가지 유형의 풍파가 발생한다.

• 표면 장력 효과에 의해 지배되는 모세관 파동 또는 파동.
• 중력파와 관성력에 의해 지배되는 중력파.
  • 바람에 의해 국지적으로 상승한 바다.
• 바람에 의해 길러진 곳으로부터 멀어져 어느 정도 분산되어 있는 붓기.

잔물결은 바람이 불면 부드러운 물에 나타나지만 바람이 멈추면 금방 사라진다.그들이 번식할 수 있게 하는 복원력은 표면 장력이다.바다의 파도는 지속된 바람 아래 형성되는 규모가 크고 종종 불규칙한 움직임이다.이러한 파도는 바람이 잠잠해진 후에도 훨씬 더 오래 지속되는 경향이 있으며, 이러한 파동이 전파되도록 하는 복원력은 중력이다.파동이 원점에서 멀어질 때, 자연히 공통의 방향과 파장을 가진 그룹으로 분리된다.이러한 방식으로 형성된 일련의 파도를 스웰이라고 합니다.태평양은 인도네시아에서 콜롬비아 해안까지 1만9800km로 파장 평균 76.5m를 기준으로 25만8824까지 부풀어 오른다.

바다 상태의 다른 파도보다 훨씬 높은 개별 "불량파"("괴물파", "킬러파", "킹파")가 발생할 수 있습니다.드라우프너 파동의 경우 25m(82ft) 높이는 유의파 높이의 2.2배였다.이러한 파장은 달과 태양의 중력에 의한 조수, 해저 지진이나 산사태에 의한 쓰나미, 수중 폭발이나 운석의 낙하 등에 의한 파장과는 구별되며, 이 모든 파장은 풍파보다 훨씬 길다.

지금까지 기록된 것 중 가장 큰 풍파는 사나운 파도가 아니라 극해의 표준 파도다.예를 들어, RRS Discovery에 기록된 29.1m(95ft)의 파고는 18.5m(61ft)의 유의한 파고가므로, 가장 높은 파고는 유의한 ^[13]파고의 1.6배에 불과했다.부표가 기록한 가장 큰 부표는 2007년 대만 ^[14]부근에서 발생한 태풍 크로사 당시 높이 32.3m였다.

스펙트럼

해파는 그것을 만들어내는 방해력, 형성 후 방해력이 계속해서 영향을 미치는 정도, 회복력이 약해지거나 평평해지는 정도, 그리고 파장이나 주기로 분류될 수 있다.지진 해파의 주기는 약 20분이고 속도는 760km/h이다.풍파(심층파)의 주기는 약 20초입니다.

^[16]

웨이브 타입	표준 파장	방해력	복원력
모세관파	2cm 미만	바람	표면 장력
풍파	60 ~ 150 m (200 ~490 피트)	바다 위 바람	중력
세이체	대형, 가변, 유역 크기의 함수	기압 변화, 폭풍 해일	중력
지진해파(쓰나미)	200 km (120 mi)	해저 단층, 화산 폭발, 산사태	중력
밀물	지구 둘레의 절반	중력, 지구의 자전	중력

모든 해파의 속도는 중력, 파장, 수심에 의해 제어된다.바다 파도의 대부분의 특징은 파장과 수심 사이의 관계에 달려있다.파장은 파장 내 물 분자의 궤도 크기를 결정하지만 물의 깊이는 궤도의 모양을 결정한다.풍파에 있는 물 분자의 경로는 파도가 깊은 물에서 이동할 때만 원형이다.파장은 파장의 절반보다 깊은 물을 통과할 때 바닥이 "느껴질" 수 없습니다. 왜냐하면 파장 아래의 작은 원에는 파동에너지가 너무 적기 때문입니다.파장의 절반보다 더 깊은 물 속을 이동하는 파도를 심해파라고 한다.반면, 얕은 물 속을 이동하는 파도의 물 분자의 궤도는 해수면 바닥 부근에 의해 평평해진다.원래 파장의 1/20보다 낮은 물에서 발생하는 파장을 얕은 물결이라고 합니다.과도파는 원래 파장의 1/20보다 깊지만 원래 파장의 절반보다는 낮습니다.

일반적으로 파장이 길수록 파동에너지가 물 속을 더 빨리 이동합니다.파장, 주기 및 속도의 관계는 다음과 같습니다.

${\displaystyle C={L}/{T}}$

여기서 C는 속도(순도), L은 파장, T는 시간 또는 주기(초단위)입니다.따라서 파장의 속도는 주기(분산 관계)에 대한$$ 파장의 기능 $의존성{\displaystyle }$L (${\displaystyle T}$) \ $displaystyle$L ($T$ ) 。

심해파의 속도는 다음과 같이 근사할 수 있다.

$({displaystyle C=sqrt {{gL}/{2\pi }}})$

여기서 g는 중력에 의한 가속도이며 초당 9.8m(32피트)의 제곱입니다.g와 θ(3.14)는 상수이므로 방정식은 다음과 같이 줄일 수 있습니다.

${\displaystyle C=1.251{\sqrt {L}}}$

C가 초당 미터로 측정되고 L이 미터로 측정될 때.두 공식 모두 파장의 제곱근에 비례합니다.

천수파의 속도는 다음과 같이 기술할 수 있는 다른 방정식으로 설명된다.

${\displaystyle C=sqrt {gd}}=3.1(sqrt {d}})$

여기서 C는 속도(미터/초), g는 중력에 의한 가속도, d는 물의 깊이(미터)입니다.파도의 주기는 파동이 이동하는 물의 깊이에 관계없이 변하지 않습니다.그러나 깊은 파도가 여울로 들어와 바닥을 느끼면 속도가 느려지고 볏이 솟구쳐 파장이 짧아진다.

스펙트럼 모델

바다의 상태는 해파 스펙트럼 또는 파동 $스펙트럼{\displaystyle }$ S$(display$ \$Theta$로 설명할 수 있다. 파고 스펙트럼(WHS) $display,$ \$displaystyle$ S$(\mega)$와 파고 스펙트럼(${\displaystyle \mathrm{WDS}}$) $($Theta$)$로 구성된다.n파 스펙트럼에서 찾을 수 있다.

WHS는 ${\displaystyle \mathrm{파장}}$높이 분산${\displaystyle ("}$파워") 대 파장 주파수의 스펙트럼 밀도를 차원${\displaystyle }${$S$ ($θ$ )${\displaystyle =}$ { ${\displaystyle {\mathrm{}}^{}}$ 2${\displaystyle {}^{}\text{µ}}$ time $}$ {{\$text {$length$} =$ {\$cdot {text$ {$time}}$ $\backslash \}$ 으로 기술합니다.${\displaystyle {주파수}_{}}$ $성분{\displaystyle }$j(\$displaystyle$ j$)$의 $스펙트럼{\displaystyle }$ S$displaystyle$ S$(\obega_{j})$와 파형 $진폭{\displaystyle {}_{}}$ $(\$ 사이의$$ 관계는 다음과 같다.

$(\displaystyle\frac{1}{2})A_{j}^{2}=S(\obega _{j}),\Delta \obega }$^{[필요한 건]}

일부 WHS 모델은 다음과 같습니다.

• 국제 견인 탱크 회의(ITTC)는 완전히 발달한 바다에 대한 권장 스펙트럼 모델^[18](ISSC 스펙트럼/수정된 피어슨-모스코위츠 ^[19]스펙트럼):

${\displaystyle {S(\mega)}{H_{1/3}^{2}T_{1}}=param frac {0.111}{2\pi }}\left frac {2\pi }}\frac {exp}\left[-0.44\param\frac {1}{2\pi }}\frac {-4}\right}\frac {4}$

• ITTC가 권장하는 제한된 페치에 대한 스펙트럼 모델(JONSWAP 스펙트럼)

${\displaystyle S(\mega)=frac {H_{1/3}^{2}}{T_{1}^{4}\obega^{5}}\mathrm {exp}\left({\frac {-944){T_{1}^{4}\Omega^{4}}\right)(3.3)^{Y}}$

어디에

$({displaystyle Y=\exp \left[-\leftfrac {0.191\obega T_{1}-1}{2^{1/2}\sigma }}\right)^{2}\right]})$

$\displaystyle \displaystyle = displays{case} 0.07&{\text{if}}\leq 5.24/T_{1},\0.09&{\text{if}}}\obe > 5.24/T_{1}.\end {case}}$

(후자 모델은 Phillips와 Kitaigorodskii의 연구에 따라 높은 파도의 스펙트럼을 더 잘 모델링하기 위해 작성되었습니다.)^[20]

WDS의 경우 f$)$ {$displaystyle$ f$(\Theta)}$ $모델$의 예를 다음에 나타냅니다.

${\displaystyle f(\Theta)=black {2}{\pi }}\cos ^{2}\Theta ,\qquad -\pi /2\leq \Theta \leq \pi /2}$

따라서 바다 상태는 완전히 결정되어 다음 함수에 의해 재현될 수 있습니다. $여기$서 ${\$ { \ $displaystyle$$$\ $zeta }$는 파도의 표고, ${\displaystyle j_{}}$j { \ $displaystyle$\ $Theta$_ { $j$$$}는$$ $0$과 2 $사이$에 균일하게 분포되어 있으며 ${\displaystyle {\theta }_{}}$ J$${ $displaystyle$ \ $Theta$ _ { j$}$는 displaystyle$$$\}$에서 무작위로 추출됩니다.온알 전달 $함수{\displaystyle \sqrt{}}$ f${\displaystyle \sqrt{(\mathrm{\delta }}):}$ ${\displaystyle {f(\Theta)}:}$

${\displaystyle \zeta =\sum _{j=1}^{N}{\sqrt {2S(\obega _{j})\Delta \Omega _{j}\;\sin(\Omega _{j}t-k_{j}x\cos \Theta _{j}-k_{j}y\sin \Theta _{j}+\epsilon _{j}).}$

밀림 및 굴절

파도는 깊은 물에서 얕은 물로 이동함에 따라 모양이 변한다(파도의 궤도가 비대칭이 되면 파도의 높이가 증가하고 속도가 감소하며 길이가 감소한다).이 과정을 모래톱이라고 합니다.

파동 굴절은 파장과 주기의 함수로서 전파 속도를 늦추기 위해 파동이 해저와 상호작용할 때 발생하는 과정이다.파도가 밀려오는 물에서 느려지면, 볏모양은 깊이의 윤곽에 따라 점점 줄어드는 각도로 정렬되는 경향이 있습니다.파도의 파도를 따라 깊이가 다르면 파도의 깊이가 얕은 물보다 더 빨리 움직이면서 파도의 파고가 다른 위상 속도로 이동하게 됩니다.이 과정은 수심이 감소하는 동안 계속되며 다시 증가하면 반전되지만, 해안 지역을 빠져나가는 파도는 방향을 상당히 바꿨을 수 있습니다.광선 - 일정한 양의 에너지 플럭스가 포함된 파도의 볏에 수직인 선으로, 국지적인 얕은 여울과 여울에 모입니다.따라서 광선 사이의 파동에너지는 수렴하면서 집중되며, 그 결과 파고가 증가한다.

이러한 효과는 위상 속도의 공간적 변화와 관련이 있으며 위상 속도가 도플러 시프트로 인해 주변 전류에 따라 변화하기 때문에 전류 변화로 인해 굴절 및 파고 높이 변경의 동일한 효과도 발생합니다.역류를 만나면 파장은 낮아지고 파장은 낮아지는 등 파장은 높아지며 수심이 ^[22]낮아질 때의 쇄도와 유사하다.

부시는

어떤 파장은 "파괴"^[23]라고 불리는 현상을 겪는다.브레이킹 웨이브는 베이스가 더 이상 상단을 지탱할 수 없게 되어 붕괴하는 웨이브입니다.파도는 얕은 물에 부딪히거나 두 개의 파형이 반대하여 힘을 합칠 때 깨진다.파도의 기울기, 즉 경사비가 너무 크면 파손이 불가피합니다.

얕은 물에 물의 깊이로 깊은 물에서 개인의 파도 방학 때 파도 높이 H의 파장에 파도 steepness—the 비율 0.17에 대해, H을에게 그렇게 λ—exceeds, 0.17λ다. 그 당시 그들의 파도 높이 H는 H을 0.8배 물의 깊이 h,보다 크다는 파장에 비해 작은 개인의 물결을 어기고 0.8h.[24]W.aves 수 있는그래서 만약 바람이 파도의 밑부분에서 볏을 날려버릴 정도로 강해진다면 부서질 것이다.

얕은 물에서는 해저의 드래그에 의해 파도의 밑부분이 감속된다.그 결과, 상부는 베이스보다 고속으로 전파되어 볏의 앞면이 가팔라지고 뒷면이 평평해진다.이는 선두면이 배럴 프로파일을 형성할 정도로 과장될 수 있으며, 파도에 앞서 공기 위로 확장되면서 꼭대기가 앞쪽으로 아래로 내려갑니다.

부서지는 파도의 세 가지 주요 유형은 서퍼 또는 서프 라이프세이버에 의해 식별됩니다.그들의 다양한 특성은 그들을 서핑에 어느 정도 적합하게 만들고 다양한 위험을 야기합니다.

1. 흘리거나 구르는 것: 이것들은 파도타기에 가장 안전한 파도입니다.비교적 평탄한 해안선을 가진 대부분의 지역에서 볼 수 있다.그것들은 가장 흔한 종류의 해안 방어선이다.웨이브 베이스의 감속은 완만하고, 상부의 속도는 높이에 따라 큰 차이가 없습니다.파손은 주로 경사비가 안정성 한계를 초과할 때 발생합니다.
2. 급강하 또는 덤핑: 갑자기 부러져 수영하는 사람을 "덤핑"시킬 수 있으며, 엄청난 힘으로 그들을 바닥으로 밀어냅니다.경험이 많은 서퍼들이 선호하는 파도입니다.강한 앞바다 바람과 긴 파도는 덤퍼를 유발할 수 있습니다.그들은 종종 암초나 모래톱과 같이 해저에서 갑자기 솟아오른 곳에서 발견됩니다.웨이브 베이스의 감속은 상향 가속과 파고 상부의 현저한 전진 속도 초과를 일으키기에 충분하다.봉우리가 솟아올라 앞면을 앞질러 무너지면서 "배럴" 또는 "튜브"를 형성합니다.
3. 물결치기: 물가에 가까워질 때 실제로 부서지는 일은 없을 것입니다. 왜냐하면 그 아래의 물은 매우 깊기 때문입니다.그들은 가파른 해안선에 형성되는 경향이 있다.이러한 파도는 수영하는 사람들을 넘어뜨리고 더 깊은 물속으로 다시 끌어 들일 수 있다.

해안선이 수직에 가까워지면 파도는 부서지지 않고 반사된다.대부분의 에너지는 바다 쪽으로 돌아갈 때 파도에 유지됩니다.간섭 패턴은 입사 및 반사파의 중첩에 의해 발생하며, 중첩은 피크가 교차할 때 국소적인 불안정성을 야기하고 불안정성으로 인해 이들 피크가 파손될 수 있습니다.('클라포틱파' 참조)

파동 물리학

풍파는 물과 공기 사이의 계면을 따라 전파되는 기계적인 파동이다. 복원력은 중력에 의해 제공되기 때문에 종종 표면 중력파라고 불린다.바람이 불면서 압력과 마찰이 수면의 평형을 교란시키고 에너지를 공기에서 물로 전달하여 파도를 형성합니다.바람에 의한 파도의 초기 형성은 1957년 필립스의 이론에 기술되어 있으며, 이후 작은 파도의 성장은 1957년 ^[25][26]마일즈에 의해 모델링되었습니다.

심해에서 한 파장의 직선 평면파에서 표면 근처의 소포는 쉽게 위아래로 이동하는 것이 아니라 원형 궤도로 움직인다: (파도의 전파 방향과 비교하여) 위아래로 전진 및 후진한다.그 결과, 물의 표면은 정확한 사인파가 아니라 트로코이드 이론에서 모델링된 것처럼 위로 더 날카로운 곡선을 가진 트로코이드를 형성합니다.따라서 풍파는 횡파와 종파의 조합이다.

파장이 파장의 절반 미만인 얕은 물에서 파장이 전파될 때 입자 궤적은 ^[28][29]타원형으로 압축됩니다.

실제로는 파동 진폭(높이)의 유한값의 경우 입자 경로는 닫힌 궤도를 형성하지 않습니다. 대신 각 산꼭대기의 통과 후 입자는 이전 위치에서 약간 변위됩니다. 이 현상은 스토크스 ^[30][31]드리프트라고 알려져 있습니다.

자유 표면 아래의 깊이가 증가함에 따라 원형 운동의 반경이 감소합니다.파장 θ의 절반에 해당하는 깊이에서는 궤도 이동이 표면에서의 값의 5% 미만으로 감소한다.표면 중력파의 위상 속도(순수라고도 함)는 - 작은 진폭파의 순수한 주기적 파동 - 잘 근사됩니다.

${{displaystyle c=blackrt {\flac {g\pi}}{2\pi}}\tanh \leftflac {2\pi d}{\flac d}}\오른쪽)}}}$

어디에

c = 위상 속도;

θ = 파장;

d = 수심

g = 지구 표면의 중력에 의한 가속도.

$d$${\displaystyle 1\frac{\mathrm{}}{}}$ ${\displaystyle \frac{12}{}}$ $display$ { \$display style$ d \ $frac {$} { } \ $lambda$$\}$ $display{\displaystyle \frac{\mathrm{}}{}}$ 、 2 d ${\displaystyle \frac{}{}}$ （ \ $display$$$$style$$${ 2 \ $pi$ d }}$geq$ \ pi$$$$}} displaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplay1$$$displaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplay{\displaystyle }$ c$displaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplaydisplay$

$({displaystyle c_{\text{deep}}={frac {g\displayda}{2\pi }}).}$

SI 단위로 ${\displaystyle {\text{c}}_{}}$ deep ${$$m$$/$s)일 때 ${\displaystyle {\text{c}}_{}}$ deep${\displaystyle 1}$ 1.${\displaystyle 25\sqrt{}}$ ${\$ {\$style c_{\text${deep$}\약$ 1$.25{\sqrt {$$lambda$$\}\}($$m)$이다.이 표현은 다른 파장의 파장이 다른 속도로 이동한다는 것을 말해준다.폭풍에서 가장 빠른 파장은 가장 긴 파장이다.그 결과, 폭풍 후에 가장 먼저 해안에 도달하는 파장은 장파장이다.

중간수 및 얕은수에는 주파수 분산과 비선형 효과를 조합한 Bousinesq 방정식이 적용된다.매우 얕은 물에서는 얕은 물 방정식을 사용할 수 있습니다.

수심에 비해 파장이 매우 긴 경우 위상 속도(한계값의c파장이 무한대에 가까워질 때)에 의해 근사될 수 있다.

${\displaystyle c_{\text{gd}=\lim _{\displayda \rightarrow \infty }c=displayrt {gd}}.}$

반면에, 매우 짧은 파장의 경우, 표면 장력은 중요한 역할을 하며 이러한 중력-모관파의 위상 속도는 (심층수에서) 근사할 수 있습니다.

${{displaystyle c_{\text{g\pi}}={\frac {g\pi }}+{\frac {2\pi S}{\rho \pi da }}}}}$

어디에

S = 공기-물 계면의 표면 장력

${\displaystyle }$ρ $\ displaystyle$ \rho$$= 물의 밀도.^[32]

자연에서 항상 그렇듯이, 여러 개의 파도 열차가 존재할 때, 파도는 그룹을 형성합니다.심해에서 그룹은 위상 ^[33]속도의 절반인 그룹 속도로 이동합니다.한 그룹에서 하나의 파도를 따라가면 그 파동이 그룹의 뒤에서 나타나고, 커지고, 마침내 그룹의 선두에서 사라지는 것을 볼 수 있다.

해안을 향해 $수심$이$$감소하면$$ 파도의 파도와 굴절에 의해 파고가 변화합니다$.$파고가 높아짐에 따라 파도의 꼭대기가 트로프보다 빠르게 이동하면 파고가 불안정해질 수 있습니다.이것은 파도의 파도를 일으킨다.

풍파의 움직임은 파동 에너지 장치로 포착할 수 있다.일반 사인파의 에너지 밀도(단위 면적당)는 수밀도 $\displaystyle \rho$ $\},$ 중력$$ $가속도{\displaystyle }$g\$displaystyle$ g$$및 파형 $높이{\displaystyle }$ H$($$일반$ 파형의 경우 $진폭$의 2배에 해당$)$에 따라 달라집니다.

${\displaystyle E=glfrac {1}{8}\rho gH^{2}=glfrac {1}{2}\rho ga^{2}.}$

이 에너지의 전파 속도는 군 속도입니다.

모델

서퍼들은 파도 예보에 매우 관심이 많다.앞으로 며칠, 몇 주 동안 서핑 품질에 대한 예측을 제공하는 웹사이트들이 많이 있다.풍파 모델은 바다, 바다, 호수의 바람과 압력을 예측하는 보다 일반적인 기상 모델에 의해 구동됩니다.

풍랑 모델은 또한 해안 보호와 해변 영양 제안의 영향을 검토하는 데 중요한 부분이다.많은 해변 지역의 경우, 파도 기후에 대한 정보가 약간 있을 뿐이므로, 연안 환경을 관리하는 데 있어 풍파의 영향을 추정하는 것이 중요하다.

풍향 발생 파장은 해수면 10m 상공에서의 풍속과 풍속이라는 두 가지 매개변수를 기반으로 예측할 수 있으며, 이는 완전히 발달한 것으로 간주되기 위해 오랜 시간 동안 불어닥쳐야 한다.그러면 특정 페치 ^[34]길이에 대해 유의한 파형 높이와 피크 주파수를 예측할 수 있습니다.

지진 신호

바다의 물결은 육지 지진파를 발생시켜 ^[35]육지로 수백 킬로미터까지 전파한다.이러한 지진 신호의 주기는 보통 6 ± 2초이다.이러한 기록은 1900년경에 처음 보고되고 이해되었다.

지진 "해파"에는 두 가지 유형이 있습니다.일차파는 수심이 얕은 물에서 직접 파도와 육지 간의 상호작용에 의해 생성되며 수심과 동일한 주기(10~16초)를 갖는다.보다 강력한 2차 파동은 반대 방향으로 이동하는 동일한 주기의 해양 파동이 겹침으로써 생성되며, 따라서 고정 중력파가 생성되며, 그 주기의 절반에 관련된 압력 진동은 깊이에 따라 감소하지 않습니다.정상파에 의한 미세진동 발생 이론은 1950년 마이클 롱귀에-히긴스에 의해 제시되었고,^[36][37] 1941년 피에르 베르나르에 의해 관측에 근거해 정상파와 이러한 관계가 제안되었다.

「 」를 참조해 주세요.

레퍼런스

과학적인

• G. G. Stokes (1880). Mathematical and Physical Papers, Volume I. Cambridge University Press. pp. 197–229.
• Phillips, O. M. (1977). The dynamics of the upper ocean (2nd ed.). Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-29801-8.
• Holthuijsen, Leo H. (2007). Waves in oceanic and coastal waters. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-86028-4.
• Janssen, Peter (2004). The interaction of ocean waves and wind. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-46540-3.

다른.

• Rousmaniere, John (1989). The Annapolis Book of Seamanship (2nd revised ed.). Simon & Schuster. ISBN 978-0-671-67447-2.
• Carr, Michael (October 1998). "Understanding Waves". Sail. pp. 38–45.

외부 링크

• 현재 피크 파동 주기의 글로벌 맵
• 현재 유의한 파고의 글로벌 지도