موجة الرياح

في ديناميكا الموائع ، موجة الرياح ، أو موجة الماء الناتجة عن الرياح ، هي موجة سطحية تحدث على السطح الحر للمسطحات المائية نتيجة لهبوب الرياح فوق سطح الماء. تُعرف مسافة التلامس في اتجاه الريح باسم الجلب . يمكن أن تقطع الأمواج في المحيطات آلاف الكيلومترات قبل الوصول إلى الأرض. تتراوح موجات الرياح على الأرض في الحجم من تموجات صغيرة إلى موجات يزيد ارتفاعها عن 30 مترًا (100 قدم)، وهي محدودة بسرعة الرياح ومدتها وجلبها وعمق المياه. ^[1]

عندما يتم توليدها مباشرة وتتأثر بالرياح المحلية، يسمى نظام موجات الرياح بحر الرياح . ستسافر موجات الرياح في مسار دائري كبير بعد توليدها - ينحني قليلاً إلى اليسار في نصف الكرة الجنوبي وقليلاً إلى اليمين في نصف الكرة الشمالي. بعد الخروج من منطقة الجلب وعدم تأثرها بالرياح المحلية، تسمى موجات الرياح بالانتفاخات ويمكن أن تقطع آلاف الكيلومترات. ومن الأمثلة الجديرة بالذكر على ذلك الموجات التي تولد جنوب تسمانيا أثناء الرياح القوية التي ستنتقل عبر المحيط الهادئ إلى جنوب كاليفورنيا، مما ينتج عنه ظروف ركوب الأمواج المرغوبة. ^[2] تسمى موجات الرياح في المحيط أيضًا موجات سطح المحيط وهي في الأساس موجات جاذبية ، حيث تكون الجاذبية هي قوة التوازن الرئيسية.

تتميز موجات الرياح بقدر معين من العشوائية : حيث تختلف الموجات اللاحقة في الارتفاع والمدة والشكل مع إمكانية محدودة للتنبؤ. ويمكن وصفها بأنها عملية عشوائية ، بالاقتران مع الفيزياء التي تحكم تكوينها ونموها وانتشارها وتحللها - فضلاً عن التحكم في الترابط المتبادل بين كميات التدفق مثل حركات سطح الماء وسرعات التدفق وضغط الماء . ويمكن التنبؤ بالإحصائيات الرئيسية لموجات الرياح (كل من البحار والموجات) في حالات البحر المتطورة باستخدام نماذج موجات الرياح .

على الرغم من أن الأمواج تعتبر عادةً في البحار المائية على الأرض، إلا أن البحار الهيدروكربونية في تيتان قد تحتوي أيضًا على أمواج مدفوعة بالرياح. ^{[3] [4] [5]} قد تتولد الأمواج في المسطحات المائية أيضًا بسبب أسباب أخرى، سواء على السطح أو تحت الماء (مثل المركبات المائية ، والحيوانات ، والشلالات ، والانهيارات الأرضية ، والزلازل ، والفقاعات ، وأحداث التأثير ).

تنتج الغالبية العظمى من الأمواج الضخمة التي نراها على الشاطئ عن الرياح البعيدة. وتؤثر خمسة عوامل على تكوين هياكل التدفق في موجات الرياح: ^[6]

1. سرعة الرياح أو قوتها بالنسبة لسرعة الموجة - يجب أن تتحرك الرياح بشكل أسرع من قمة الموجة لنقل الطاقة إلى الموجة.
2. المسافة غير المنقطعة للمياه المفتوحة التي تهب عليها الرياح دون تغيير كبير في الاتجاه (تسمى الجلب )
3. عرض المنطقة المتأثرة بالجلب (بزاوية قائمة على المسافة)
4. مدة الرياح - الوقت الذي هبت فيه الرياح فوق الماء.
5. عمق المياه

تعمل كل هذه العوامل معًا لتحديد حجم موجات المياه وبنية التدفق داخلها.

الأبعاد الرئيسية المرتبطة بانتشار الموجة هي:

• ارتفاع الموجة (المسافة الرأسية من القاع إلى القمة )
• طول الموجة (المسافة من القمة إلى القمة في اتجاه الانتشار)
• فترة الموجة (الفترة الزمنية بين وصول القمم المتتالية إلى نقطة ثابتة)
• اتجاه الموجة أو السمت (يعتمد في الغالب على اتجاه الرياح )

إن البحر المتطور بالكامل له أقصى حجم موجة ممكن نظريًا لرياح ذات قوة ومدة وسرعة معينة. إن التعرض الإضافي لتلك الرياح المحددة قد يتسبب فقط في تبديد الطاقة بسبب كسر قمم الأمواج وتكوين "الرؤوس البيضاء". عادةً ما يكون للأمواج في منطقة معينة نطاق من الارتفاعات. بالنسبة لتقارير الطقس والتحليل العلمي لإحصاءات موجات الرياح، يتم التعبير عن ارتفاعها المميز على مدى فترة زمنية عادةً على أنه ارتفاع موجة كبير . يمثل هذا الرقم متوسط ​​ارتفاع الثلث الأعلى من الأمواج في فترة زمنية معينة (عادةً ما يتم اختياره في مكان ما في النطاق من 20 دقيقة إلى اثنتي عشرة ساعة)، أو في نظام موجة أو عاصفة معين. ارتفاع الموجة الكبير هو أيضًا القيمة التي يقدرها "المراقب المدرب" (على سبيل المثال من طاقم السفينة) من الملاحظة البصرية لحالة البحر. نظرًا لتباين ارتفاع الموجة، فمن المرجح أن تكون أكبر الموجات الفردية أقل إلى حد ما من ضعف ارتفاع الموجة الكبير المبلغ عنه ليوم أو عاصفة معينة. ^[7]

يبدأ تكوين الموجات على سطح مائي مسطح في البداية بفعل الرياح من خلال توزيع عشوائي للضغط الطبيعي لتدفق الرياح المضطربة فوق الماء. ويؤدي هذا التقلب في الضغط إلى إحداث إجهادات طبيعية ومماسية في سطح الماء، مما يؤدي إلى توليد الموجات. ومن المفترض عادة لغرض التحليل النظري أن: ^[8]

1. الماء في حالة سكون أصلا.
2. الماء ليس لزجًا.
3. الماء غير دوراني .
4. هناك توزيع عشوائي للضغط الطبيعي على سطح الماء من الرياح المضطربة.
5. يتم إهمال الارتباط بين حركة الهواء والماء.

تتضمن الآلية الثانية قوى القص الريحية على سطح الماء. اقترح جون دبليو مايلز آلية توليد موجة سطحية تبدأ بتدفقات القص الريحية المضطربة بناءً على معادلة أور-سومرفيلد غير اللزجة في عام 1957. وجد أن انتقال الطاقة من الرياح إلى سطح الماء يتناسب مع انحناء ملف تعريف سرعة الرياح عند النقطة التي تساوي فيها سرعة الرياح المتوسطة سرعة الموجة. نظرًا لأن ملف تعريف سرعة الرياح لوغاريتمي لسطح الماء، فإن الانحناء له علامة سلبية عند هذه النقطة. تُظهر هذه العلاقة أن تدفق الرياح ينقل طاقته الحركية إلى سطح الماء عند واجهتهما.

الافتراضات:

1. تدفق القص الموازي ثنائي الأبعاد
2. الماء والرياح غير القابلة للضغط وغير اللزجة
3. الماء غير الدوراني
4. منحدر إزاحة سطح الماء صغير ^[9]

وبشكل عام، تحدث آليات تكوين الموجات هذه معًا على سطح الماء، وتنتج في النهاية موجات متطورة بالكامل.

على سبيل المثال، ^[10] إذا افترضنا سطح بحر مسطح (حالة بوفورت 0)، وتدفقت رياح مفاجئة بشكل ثابت عبر سطح البحر، فإن عملية توليد الموجة الفيزيائية تتبع التسلسل:

1. تشكل الرياح المضطربة تقلبات ضغط عشوائية على سطح البحر. وتولد هذه التقلبات تموجات بأطوال موجية تصل إلى بضعة سنتيمترات. ( آلية فيليبس ^[8] )
2. تستمر الرياح في التأثير على سطح البحر المتموج في البداية مما يتسبب في زيادة حجم الأمواج. ومع نمو الأمواج، تزداد فروق الضغط مما يتسبب في زيادة معدل النمو. وأخيرًا، يعمل عدم استقرار القص على تسريع نمو الموجة بشكل كبير. (آلية مايلز ^[8] )
3. إن التفاعلات بين الموجات على السطح تولد موجات أطول ^[11] وسيعمل التفاعل على نقل طاقة الموجة من الموجات الأقصر التي تولدها آلية مايلز إلى الموجات التي لها ترددات أقل قليلاً من التردد عند ذروة حجم الموجة، ثم في النهاية ستكون الموجات أسرع من سرعة الرياح العرضية (بيرسون وموسكويتز ^[12] ).

الظروف اللازمة لتطور البحر بشكل كامل عند سرعات الرياح المحددة، ومعايير الأمواج الناتجة
حالة الرياح			حجم الموجة
سرعة الرياح في اتجاه واحد	أحضر	مدة الرياح	ارتفاع متوسط	متوسط ​​الطول الموجي	متوسط ​​الفترة والسرعة
19 كم/ساعة (12 ميلاً في الساعة)	19 كم (12 ميل)	2 ساعة	0.27 متر (0.89 قدم)	8.5 متر (28 قدم)	3.0 ثانية، 10.2 كم/ساعة (9.3 قدم/ثانية)
37 كم/ساعة (23 ميلاً في الساعة)	139 كم (86 ميل)	10 ساعات	1.5 متر (4.9 قدم)	33.8 متر (111 قدم)	5.7 ثانية، 21.4 كم/ساعة (19.5 قدم/ثانية)
56 كم/ساعة (35 ميلاً في الساعة)	518 كم (322 ميل)	23 ساعة	4.1 متر (13 قدم)	76.5 متر (251 قدم)	8.6 ثانية، 32.0 كم/ساعة (29.2 قدم/ثانية)
74 كم/ساعة (46 ميلاً في الساعة)	1,313 كم (816 ميل)	42 ساعة	8.5 متر (28 قدم)	136 متر (446 قدم)	11.4 ثانية، 42.9 كم/ساعة (39.1 قدم/ثانية)
92 كم/ساعة (57 ميلاً في الساعة)	2,627 كم (1,632 ميل)	69 ساعة	14.8 متر (49 قدم)	212.2 متر (696 قدم)	14.3 ثانية، 53.4 كم/ساعة (48.7 قدم/ثانية)
ملاحظة: معظم سرعات الموجات المحسوبة من طول الموجة مقسومًا على الفترة تتناسب مع الجذر التربيعي لطول الموجة. وبالتالي، باستثناء أقصر طول موجة، تتبع الموجات نظرية المياه العميقة. يجب أن تكون الموجة التي يبلغ طولها 28 قدمًا إما في مياه ضحلة أو في عمق متوسط.

تتطور ثلاثة أنواع مختلفة من موجات الرياح مع مرور الوقت:

• الموجات الشعرية ، أو التموجات، التي تهيمن عليها تأثيرات التوتر السطحي.
• الموجات الجاذبية ، التي تسيطر عليها قوى الجاذبية والقوى القصورية.
  • البحار التي ترفعها الرياح محليا.
• الانتفاخات التي ابتعدت عن المكان الذي رفعتها فيه الرياح، وتشتتت إلى حد أكبر أو أقل.

تظهر التموجات على المياه الملساء عندما تهب الرياح، ولكنها ستموت بسرعة إذا توقفت الرياح. والقوة المستعادة التي تسمح لها بالانتشار هي التوتر السطحي . أما أمواج البحر فهي حركات أكبر نطاقًا وغير منتظمة غالبًا تتشكل تحت رياح مستمرة. وتميل هذه الموجات إلى الاستمرار لفترة أطول بكثير، حتى بعد توقف الرياح، والقوة المستعادة التي تسمح لها بالانتشار هي الجاذبية. ومع انتشار الموجات بعيدًا عن منطقة المنشأ، فإنها تنفصل بشكل طبيعي إلى مجموعات ذات اتجاه وطول موجي مشتركين. وتُعرف مجموعات الموجات المتكونة بهذه الطريقة باسم الانتفاخات. يبلغ عرض المحيط الهادئ 19800 كيلومتر من إندونيسيا إلى ساحل كولومبيا ، وبناءً على متوسط ​​طول موجي يبلغ 76.5 مترًا، سيكون به حوالي 258824 انتفاخًا على هذا العرض.

يُزعم أحيانًا أنه من بين مجموعة من الموجات، تكون الموجة السابعة في المجموعة هي الأكبر دائمًا؛ في حين أن هذا ليس هو الحال، فإن الموجات في منتصف مجموعة معينة تميل إلى أن تكون أكبر من الموجات التي تسبقها وتليها. ^[13]

يمكن أن تحدث " موجات مارقة " فردية (تسمى أيضًا "موجات غريبة" و"موجات وحشية" و"موجات قاتلة" و"موجات ملكية") أعلى بكثير من الموجات الأخرى في حالة البحر . في حالة موجة دراوبنر ، كان ارتفاعها 25 مترًا (82 قدمًا) 2.2 ضعف ارتفاع الموجة الكبير . تختلف هذه الموجات عن المد والجزر ، الناجم عن جاذبية القمر والشمس ، والتسونامي الناجم عن الزلازل أو الانهيارات الأرضية تحت الماء ، والموجات الناتجة عن الانفجارات تحت الماء أو سقوط النيازك - وكلها ذات أطوال موجية أطول بكثير من موجات الرياح.

إن أكبر موجات الرياح المسجلة على الإطلاق ليست موجات مارقة، بل هي موجات قياسية في حالات البحر المتطرفة. على سبيل المثال، تم تسجيل أمواج بارتفاع 29.1 مترًا (95 قدمًا) على متن سفينة RRS Discovery في بحر يبلغ ارتفاع الموجة فيه 18.5 مترًا (61 قدمًا)، لذا فإن أعلى موجة كانت 1.6 مرة فقط من ارتفاع الموجة الكبير. ^[14] كانت أكبر موجة مسجلة بواسطة عوامة (اعتبارًا من عام 2011) بارتفاع 32.3 مترًا (106 قدمًا) أثناء إعصار كروسا عام 2007 بالقرب من تايوان. ^[15]

يمكن تصنيف أمواج المحيط على أساس: القوة المزعجة التي تسببها؛ والمدى الذي تستمر فيه القوة المزعجة في التأثير عليها بعد التكون؛ والمدى الذي تعمل فيه القوة المستعادة على إضعافها أو تسطيحها؛ وطول موجتها أو مدتها. تبلغ مدة أمواج البحر الزلزالية حوالي 20 دقيقة، وسرعتها 760 كم/ساعة (470 ميلاً في الساعة). تبلغ مدة أمواج الرياح (أمواج المياه العميقة) حوالي 20 ثانية.

^[17]

نوع الموجة	الطول الموجي النموذجي	قوة مزعجة	استعادة القوة
موجة شعرية	< 2 سم	رياح	التوتر السطحي
موجة الرياح	60–150 متر (200–490 قدم)	الرياح فوق المحيط	جاذبية
سيتشي	كبيرة ومتغيرة؛ دالة على حجم الحوض	تغير في الضغط الجوي وهطول أمطار غزيرة	جاذبية
موجة بحرية زلزالية (تسونامي)	200 كم (120 ميل)	تصدع قاع البحر، ثوران بركاني، انهيار أرضي	جاذبية
المد والجزر	نصف محيط الأرض	الجاذبية الأرضية ودوران الأرض	جاذبية

تتحكم الجاذبية وطول الموجة وعمق الماء في سرعة جميع موجات المحيط. وتعتمد معظم خصائص موجات المحيط على العلاقة بين طول موجتها وعمق الماء. يحدد طول الموجة حجم مدارات جزيئات الماء داخل الموجة، لكن عمق الماء يحدد شكل المدارات. تكون مسارات جزيئات الماء في موجة الرياح دائرية فقط عندما تنتقل الموجة في المياه العميقة. لا يمكن للموجة "الشعور" بالقاع عندما تتحرك عبر المياه التي يزيد عمقها عن نصف طول موجتها لأن طاقة الموجة الموجودة في حركة الماء أسفل هذا العمق قليلة جدًا. تُعرف الموجات التي تتحرك عبر المياه التي يزيد عمقها عن نصف طول موجتها باسم موجات المياه العميقة. من ناحية أخرى، تصبح مدارات جزيئات الماء في الموجات التي تتحرك عبر المياه الضحلة مسطحة بسبب قرب سطح قاع البحر. تُعرف الموجات في المياه التي يقل عمقها عن 1/20 من طول موجتها الأصلي باسم موجات المياه الضحلة. تنتقل الموجات الانتقالية عبر المياه التي يزيد عمقها عن 1/20 من طول موجتها الأصلي ولكن يقل عمقها عن نصف طول موجتها الأصلي.

بشكل عام، كلما زاد طول الموجة، زادت سرعة انتقال طاقة الموجة عبر الماء. العلاقة بين طول الموجة والفترة والسرعة لأي موجة هي:

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

حيث C هي السرعة (السرعة)، وL هو الطول الموجي، وT هي الفترة (بالثواني). وبالتالي فإن سرعة الموجة تنبع من الاعتماد الوظيفي لطول الموجة على الفترة ( علاقة التشتت ). ${\displaystyle L(T)}$

يمكن أيضًا تقريب سرعة الموجة في المياه العميقة من خلال:

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

حيث g هو تسارع الجاذبية، 9.8 متر (32 قدمًا) في الثانية المربعة. ولأن g وπ (3.14) ثابتان، يمكن اختصار المعادلة إلى:

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

عندما يتم قياس C بالمتر في الثانية و L بالمتر. في كلتا الصيغتين، تكون سرعة الموجة متناسبة مع الجذر التربيعي لطول الموجة.

يتم وصف سرعة الأمواج في المياه الضحلة بمعادلة مختلفة يمكن كتابتها على النحو التالي:

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

حيث C هي السرعة (بالأمتار في الثانية)، وg هي تسارع الجاذبية، وd هو عمق الماء (بالأمتار). تظل فترة الموجة ثابتة بغض النظر عن عمق الماء الذي تتحرك من خلاله. ومع دخول الموجات العميقة إلى المياه الضحلة وشعورها بالقاع، تقل سرعتها، وتتجمع قممها، وبالتالي يقصر طولها الموجي.

يمكن وصف حالة البحر من خلال طيف موجة البحر أو طيف الموجة فقط . وهو يتألف من طيف ارتفاع الموجة (WHS) وطيف اتجاه الموجة (WDS) . ويمكن العثور على العديد من الخصائص المثيرة للاهتمام حول حالة البحر من أطياف الموجة. ${\displaystyle S(\omega ,\Theta )}$${\displaystyle S(\omega )}$${\displaystyle f(\Theta )}$

يصف WHS الكثافة الطيفية لتباين ارتفاع الموجة ( "القوة") مقابل تردد الموجة ، مع البعد . العلاقة بين الطيف وسعة الموجة لمكون الموجة هي: ${\displaystyle \{S(\omega )\}=\{\text{length}}^{2}\cdot {\text{time}}\}}$${\displaystyle S(\أوميغا _{j})}$${\displaystyle A_{j}}$${\displaystyle j}$

${\displaystyle {\frac {1}{2}}A_{j}^{2}=S(\omega _{j})\,\Delta \omega }$^{[ بحاجة لمصدر ] [ بحاجة لتوضيح ]}

يتم إدراج بعض نماذج WHS أدناه.

• أوصى مؤتمر خزان القطر الدولي (ITTC) ^[18] بنموذج الطيف للبحر المتطور بالكامل (طيف ISSC ^{[19] /} طيف Pierson-Moskowitz المعدل ): ^[20]

${\displaystyle {\frac {S(\omega )}{H_{1/3}^{2}T_{1}}}={\frac {0.11}{2\pi }}\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }}\right)^{-5}\mathrm {exp} \left[-0.44\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }}\right)^{-4}\right]}$

• نموذج الطيف الموصى به من قبل ITTC لجلب البيانات المحدودة (طيف JONSWAP)

${\displaystyle S(\omega )=155{\frac {H_{1/3}^{2}}{T_{1}^{4}\omega ^{5}}}\mathrm {exp} \left({\frac {-944}{T_{1}^{4}\omega ^{4}}}\right)(3.3)^{Y},}$

أين

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

${\displaystyle \sigma ={\begin{cases}0.07&{\text{if }}\omega \leq 5.24/T_{1},\\0.09&{\text{if }}\omega >5.24/T_{1}.\end{cases}}}$

(تم تحسين النموذج الأخير منذ إنشائه بناءً على عمل فيليبس وكيتايجورودسكي لنمذجة طيف ارتفاع الموجة بشكل أفضل للأعداد الموجية العالية . ^[21] )

أما بالنسبة لـ WDS، فقد يكون أحد النماذج على سبيل المثال : ${\displaystyle f(\Theta )}$

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

وبالتالي، يتم تحديد حالة البحر بالكامل ويمكن إعادة إنشائها بالدالة التالية حيث هو ارتفاع الموجة، ويتم توزيعه بشكل موحد بين 0 و ، ويتم رسمه عشوائيًا من دالة التوزيع الاتجاهي ^[22]${\displaystyle \zeta }$${\displaystyle \epsilon _{j}}$${\displaystyle 2\pi }$${\displaystyle \Theta _{j}}$${\displaystyle {\sqrt {f(\Theta )}}:}$

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

عندما تنتقل الأمواج من المياه العميقة إلى المياه الضحلة، يتغير شكلها (يزداد ارتفاع الموجة، وتنخفض سرعتها، وينخفض ​​طولها حيث تصبح مدارات الموجة غير متماثلة). وتسمى هذه العملية بالتجمع الضحل .

انكسار الموجة هو العملية التي تحدث عندما تتفاعل الموجات مع قاع البحر لإبطاء سرعة الانتشار كدالة لطول الموجة والفترة. مع تباطؤ الموجات في المياه الضحلة، تميل القمم إلى إعادة المحاذاة بزاوية متناقصة مع محيطات العمق. تتسبب الأعماق المتغيرة على طول قمة الموجة في انتقال القمة بسرعات طور مختلفة ، مع تحرك أجزاء الموجة في المياه العميقة بشكل أسرع من تلك الموجودة في المياه الضحلة . تستمر هذه العملية أثناء انخفاض العمق، وتنعكس إذا زاد مرة أخرى، ولكن الموجة التي تغادر منطقة الشعاب المرجانية قد تكون قد غيرت اتجاهها بشكل كبير. تتقارب الأشعة - الخطوط العمودية على قمم الموجات التي تحتوي على كمية ثابتة من تدفق الطاقة - على المياه الضحلة المحلية والشعاب المرجانية. لذلك، تتركز طاقة الموجة بين الأشعة أثناء تقاربها، مما يؤدي إلى زيادة ارتفاع الموجة.

نظرًا لأن هذه التأثيرات مرتبطة باختلاف مكاني في سرعة الطور، ولأن سرعة الطور تتغير أيضًا مع التيار المحيط - بسبب تحول دوبلر - فإن نفس تأثيرات الانكسار وتغير ارتفاع الموجة تحدث أيضًا بسبب تغيرات التيار. في حالة مواجهة تيار معاكس، تزداد حدة الموجة ، أي أن ارتفاع موجتها يزداد بينما يتناقص الطول الموجي، على غرار الضحلة عندما ينخفض ​​عمق الماء. ^[23]

تخضع بعض الموجات لظاهرة تسمى "الانكسار". ^[24] الموجة المنكسرة هي الموجة التي لم تعد قاعدتها قادرة على دعم قمتها، مما يتسبب في انهيارها. تنكسر الموجة عندما تصطدم بالمياه الضحلة ، أو عندما تتعارض موجتان وتتحدان معًا. عندما يكون ميل الموجة أو نسبة انحدارها كبيرًا جدًا، يكون الانكسار أمرًا لا مفر منه.

تنكسر الموجات الفردية في المياه العميقة عندما يتجاوز انحدار الموجة - نسبة ارتفاع الموجة H إلى الطول الموجي λ - حوالي 0.17، لذلك بالنسبة لـ H  > 0.17  λ . في المياه الضحلة، مع عمق الماء الصغير مقارنة بالطول الموجي، تنكسر الموجات الفردية عندما يكون ارتفاع موجتها H أكبر من 0.8 مرة عمق الماء h ، أي H  > 0.8  h . ^[25] يمكن أن تنكسر الموجات أيضًا إذا أصبحت الرياح قوية بما يكفي لنفخ القمة من قاعدة الموجة.

في المياه الضحلة، تتباطأ قاعدة الموجة بفعل السحب على قاع البحر. ونتيجة لذلك، تنتشر الأجزاء العلوية بسرعة أعلى من القاعدة ويصبح الوجه الأمامي للقمة أكثر انحدارًا والوجه الخلفي أكثر تسطحًا. وقد يبالغ في هذا إلى الحد الذي يشكل فيه الوجه الأمامي شكل برميل، مع سقوط القمة للأمام وللأسفل أثناء امتدادها فوق الهواء أمام الموجة.

يحدد راكبو الأمواج أو المنقذون ثلاثة أنواع رئيسية من الأمواج المتكسرة . وتختلف خصائصها وتجعلها أكثر أو أقل ملاءمة لركوب الأمواج وتشكل مخاطر مختلفة.

1. الأمواج المتكسرة أو المتدحرجة: هذه هي أكثر الأمواج أمانًا للركوب عليها. ويمكن العثور عليها في معظم المناطق ذات الشواطئ المسطحة نسبيًا. وهي أكثر أنواع الأمواج المتكسرة شيوعًا. يكون تباطؤ قاعدة الموجة تدريجيًا، ولا تختلف سرعة الأجزاء العلوية كثيرًا مع الارتفاع. يحدث الانكسار بشكل أساسي عندما تتجاوز نسبة الانحدار حد الاستقرار.
2. الانحدار أو الغرق: تنكسر هذه الأمواج فجأة وقد "تدفع" السباحين إلى القاع بقوة كبيرة. وهي الأمواج المفضلة لدى راكبي الأمواج المتمرسين. ويمكن أن تتسبب الرياح القوية في عرض البحر وفترات الأمواج الطويلة في حدوث انحدار. وغالبًا ما توجد هذه الأمواج حيث يرتفع قاع البحر فجأة، مثل الشعاب المرجانية أو الشريط الرملي. ويكفي تباطؤ قاعدة الموجة للتسبب في تسارع تصاعدي وزيادة كبيرة في السرعة الأمامية للجزء العلوي من القمة. ترتفع القمة وتتجاوز الوجه الأمامي، لتشكل "برميلًا" أو "أنبوبًا" أثناء انهيارها.
3. الموجات المتلاطمة: قد لا تنكسر هذه الموجات مطلقًا عندما تقترب من حافة المياه، لأن المياه تحتها عميقة للغاية. وتميل هذه الموجات إلى التكون على الشواطئ شديدة الانحدار. ويمكن لهذه الموجات أن تدفع السباحين وتسحبهم مرة أخرى إلى المياه العميقة.

عندما يكون خط الشاطئ قريبًا من الوضع الرأسي، لا تنكسر الأمواج بل تنعكس. يتم الاحتفاظ بمعظم الطاقة في الموجة أثناء عودتها إلى البحر. تحدث أنماط التداخل بسبب تراكب الأمواج الواردة والمنعكسة، وقد يتسبب التراكب في عدم استقرار موضعي عندما تتقاطع القمم، وقد تنكسر هذه القمم بسبب عدم الاستقرار. (انظر أيضًا الموجات الارتدادية )

موجات الرياح هي موجات ميكانيكية تنتشر على طول الواجهة بين الماء والهواء ؛ يتم توفير القوة المستعادة عن طريق الجاذبية، وبالتالي يشار إليها غالبًا باسم موجات الجاذبية السطحية . عندما تهب الرياح ، يضطرب توازن سطح الماء بسبب الضغط والاحتكاك وينقل الطاقة من الهواء إلى الماء، مما يشكل موجات. تم وصف التكوين الأولي للموجات بواسطة الرياح في نظرية فيليبس من عام 1957، وقد قام مايلز أيضًا في عام 1957 بوضع نموذج للنمو اللاحق للموجات الصغيرة. ^{[26] [27]}

في الموجات المستوية الخطية ذات الطول الموجي الواحد في المياه العميقة، لا تتحرك الطرود القريبة من السطح بشكل واضح لأعلى ولأسفل ولكن في مدارات دائرية: للأمام في الأعلى وللخلف في الأسفل (مقارنة باتجاه انتشار الموجة). ونتيجة لذلك، لا يشكل سطح الماء موجة جيبية دقيقة ، بل أكثر من ذلك شكل موجة تروكويد ذات منحنيات أكثر حدة للأعلى - كما هو موضح في نظرية الموجة التروكويدية . وبالتالي فإن موجات الرياح عبارة عن مزيج من الموجات المستعرضة والطولية .

عندما تنتشر الموجات في المياه الضحلة (حيث يكون العمق أقل من نصف الطول الموجي)، يتم ضغط مسارات الجسيمات في شكل قطع ناقص . ^{[29] [30]}

في الواقع، بالنسبة للقيم المحدودة لسعة الموجة (الارتفاع)، لا تشكل مسارات الجسيمات مدارات مغلقة؛ بل بعد مرور كل قمة، تتحرك الجسيمات قليلاً عن مواقعها السابقة، وهي الظاهرة المعروفة باسم انجراف ستوكس . ^{[31] [32]}

مع زيادة العمق أسفل السطح الحر، يتناقص نصف قطر الحركة الدائرية. عند عمق يساوي نصف الطول الموجي λ، تتلاشى الحركة المدارية إلى أقل من 5% من قيمتها على السطح. سرعة الطور (وتسمى أيضًا السرعة) لموجة الجاذبية السطحية - للحركة الموجية الدورية الصرفة للموجات ذات السعة الصغيرة - تقريبية بشكل جيد بواسطة

${\displaystyle c={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}\tanh \left({\frac {2\pi d}{\lambda }}\right)}}}$

أين

ج = سرعة الطور ؛

λ = الطول الموجي ؛

د = عمق المياه؛

g = تسارع الجاذبية على سطح الأرض .

في المياه العميقة، حيث ، وبالتالي، يقترب المماس الزائدي ، وتقترب السرعة من${\displaystyle d\geq {\frac {1}{2}}\lambda }$${\displaystyle {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi }$${\displaystyle 1}$${\displaystyle c}$

${\displaystyle c_{\text{deep}}={\sqrt {\frac {g\lambda }{2\pi }}}.}$

بوحدات النظام الدولي للوحدات، مع بوحدة متر/ثانية ، يقاس بوحدة متر. يخبرنا هذا التعبير أن الموجات ذات الأطوال الموجية المختلفة تنتقل بسرعات مختلفة. أسرع الموجات في العاصفة هي تلك ذات الطول الموجي الأطول. ونتيجة لذلك، بعد العاصفة، تكون الموجات الأولى التي تصل إلى الساحل هي الموجات ذات الطول الموجي الطويل. ${\displaystyle c_{\text{عميق}}}$${\displaystyle c_{\text{deep}}\approx 1.25{\sqrt {\lambda }}}$${\displaystyle \lambda }$

بالنسبة للمياه المتوسطة والضحلة، يمكن تطبيق معادلات بوسينسك ، التي تجمع بين تشتت التردد والتأثيرات غير الخطية. وفي المياه الضحلة للغاية، يمكن استخدام معادلات المياه الضحلة .

إذا كان الطول الموجي طويلًا جدًا مقارنة بعمق الماء، فيمكن تقريب سرعة الطور (عن طريق أخذ حد c عندما يقترب الطول الموجي من اللانهاية) بواسطة

${\displaystyle c_{\text{ضحل}}=\lim _{\lambda \rightarrow \infty }c={\sqrt {gd}}.}$

من ناحية أخرى، بالنسبة للأطوال الموجية القصيرة جدًا، يلعب التوتر السطحي دورًا مهمًا ويمكن تقريب سرعة الطور لهذه الموجات الشعرية الجاذبية (في المياه العميقة) بواسطة

${\displaystyle c_{\text{gravity-capillary}}={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}+{\frac {2\pi S}{\rho \lambda }}}}}$

أين

S = التوتر السطحي لواجهة الهواء والماء؛

${\displaystyle \rho }$= كثافة الماء. ^[33]

عندما توجد عدة قطارات موجية، كما هو الحال دائمًا في الطبيعة، تشكل الموجات مجموعات. في المياه العميقة، تنتقل المجموعات بسرعة مجموعة تعادل نصف سرعة الطور . ^[34] بعد موجة واحدة في مجموعة، يمكن للمرء أن يرى الموجة تظهر في الجزء الخلفي من المجموعة، وتنمو، وتختفي أخيرًا في مقدمة المجموعة.

مع انخفاض عمق المياه باتجاه الساحل ، سيكون لهذا تأثير: يتغير ارتفاع الموجة بسبب تجمع الأمواج وانكسارها . ومع زيادة ارتفاع الموجة، قد تصبح غير مستقرة عندما تتحرك قمة الموجة بشكل أسرع من القاع . وهذا يتسبب في حدوث أمواج متكسرة. ${\displaystyle d}$

يمكن التقاط حركة موجات الرياح بواسطة أجهزة طاقة الأمواج . تعتمد كثافة الطاقة (لكل وحدة مساحة) للموجات الجيبية المنتظمة على كثافة الماء وتسارع الجاذبية وارتفاع الموجة (الذي يساوي ضعف السعة للموجات المنتظمة ): ${\displaystyle \rho }$${\displaystyle g}$${\displaystyle H}$${\displaystyle a}$

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

سرعة انتشار هذه الطاقة هي سرعة المجموعة .

يهتم راكبو الأمواج كثيرًا بتوقعات الأمواج . وهناك العديد من المواقع الإلكترونية التي تقدم توقعات حول جودة الأمواج في الأيام والأسابيع القادمة. وتعتمد نماذج موجات الرياح على نماذج الطقس الأكثر عمومية التي تتنبأ بالرياح والضغوط فوق المحيطات والبحار والبحيرات.

تشكل نماذج موجات الرياح أيضًا جزءًا مهمًا من دراسة تأثير مقترحات حماية الشاطئ وتغذيته . ففي العديد من المناطق الشاطئية، لا تتوفر سوى معلومات متقطعة حول مناخ الأمواج، وبالتالي فإن تقدير تأثير موجات الرياح أمر مهم لإدارة البيئات الساحلية .

يمكن التنبؤ بالموجة الناتجة عن الرياح بناءً على معاملين: سرعة الرياح على ارتفاع 10 أمتار فوق مستوى سطح البحر ومدة الرياح، والتي يجب أن تهب على فترات طويلة من الزمن حتى يتم اعتبارها متطورة بالكامل. ومن ثم يمكن التنبؤ بارتفاع الموجة الكبير وتردد الذروة لطول معين. ^[35]

تولد أمواج مياه المحيط أمواجًا زلزالية يمكن رؤيتها عالميًا على أجهزة قياس الزلازل . ^[36] هناك مكونان رئيسيان للزلازل الدقيقة الناتجة عن أمواج المحيط. ^[37] أقوى هذه هي الزلازل الدقيقة الثانوية التي يتم إنشاؤها بواسطة ضغوط قاع المحيط الناتجة عن أمواج المحيط المتداخلة ولها طيف يتراوح عمومًا بين فترات 6-12 ثانية تقريبًا، أو عند نصف فترة الموجات المتداخلة المسؤولة. قدم مايكل لونجيت هيجينز نظرية توليد الزلازل الدقيقة بواسطة الموجات الدائمة في عام 1950 بعد أن اقترح بيير برنارد في عام 1941 هذه العلاقة مع الموجات الدائمة على أساس الملاحظات. ^{[38] [39]} يتم إنشاء الزلازل الدقيقة الأولية الأضعف، والتي يمكن رؤيتها عالميًا أيضًا، من خلال ضغوط قاع البحر الديناميكية للموجات المنتشرة فوق مناطق أضحل (أقل من عدة مئات من الأمتار في العمق) من المحيط العالمي. تم الإبلاغ عن الزلازل الصغيرة لأول مرة في حوالي عام 1900، وتوفر السجلات الزلزالية قياسات بالوكالة طويلة المدى لشدة الموجات واسعة النطاق المرتبطة بالموسم والمناخ في محيطات الأرض ^[40] بما في ذلك تلك المرتبطة بالاحتباس الحراري العالمي الناتج عن أنشطة الإنسان . ^{[41] [42] [43]}

• جي جي ستوكس (1880). الأوراق الرياضية والفيزيائية، المجلد الأول. مطبعة جامعة كامبريدج. ص 197-229.
• فيليبس، أو. إم. (1977). ديناميكيات المحيط العلوي (الطبعة الثانية). مطبعة جامعة كامبريدج. رقم ISBN 978-0-521-29801-8.
• هولثويسن، ليو إتش. (2007). الأمواج في المياه المحيطية والساحلية . مطبعة جامعة كامبريدج. رقم ISBN 978-0-521-86028-4.
• جانسن، بيتر (2004). تفاعل أمواج المحيط والرياح . مطبعة جامعة كامبريدج. ISBN 978-0-521-46540-3.

• روسمانير، جون (1989). كتاب أنابوليس للبحارة (الطبعة الثانية المنقحة). سايمون وشوستر. رقم ISBN 978-0-671-67447-2.
• كار، مايكل (أكتوبر 1998). "فهم الأمواج". مجلة سيل ، ص 38-45.

• الخريطة العالمية الحالية لفترات ذروة الموجة
• الخريطة العالمية الحالية لارتفاعات الأمواج الكبيرة