부풀어오르다(바다)

바다, 바다 또는 호수의 맥락에서 지면 팽창이라고도 불리는 팽창은 물과 공기 사이의 계면을 따라 중력의 지배적인 영향을 받아 전파되는 일련의 기계적 파동이며, 따라서 종종 표면 중력파라고 불립니다.이러한 표면 중력파는 풍파에서 유래하지만, 멀리 떨어진 기상 시스템에서 발생하는 풍파의 분산의 결과이며, 여기서 물이 유입되는 동안 바람이 불고 이러한 파동은 파도의 주기와 길이의 함수인 속도로 소스 영역에서 이동한다.보다 일반적으로, 부기는 그 당시 국지풍의 영향을 크게 받지 않는 바람에 의한 파도로 구성된다.파장이 짧은 파장은 에너지를 덜 전달하고 더 빨리 소멸하기 때문에 파장이 상대적으로 긴 경우가 많지만, 이는 파장과 수역의 크기를 담당하는 기상 시스템의 크기, 강도 및 지속 시간에 따라 다르며, 사건마다, 그리고 같은 사건마다 시간에 따라 변한다.때때로 가장 심한 폭풍으로 인해 700m 이상의 파도가 일기도 한다.

팽창 방향은 팽창이 움직이는 방향이다.NNW나 SW의 팽창과 같은 나침반의 지점 또는 도 단위로 지리적 방향으로 표시되며, 바람과 마찬가지로 일반적으로 팽창이 발생하는 방향이다.스웰은 발생 영역에서 분산되고 시간이 지남에 따라 전파 속도에 따라 분류되는 경향이 있기 때문에 국지적으로 발생하는 풍파보다 주파수와 방향이 좁다.스웰은 국지적으로 발생하는 풍파보다 더 명확한 형태와 방향을 취하며 덜 무작위적이다.

형성

해안에서 관측되는 대형 차단기는 바다 위의 먼 기상 시스템에서 발생할 수 있습니다.5가지 요인이 함께 작용하여 해수면이 팽창하는 풍파의^[1] 크기를 결정한다.

• 풍속 – 바람은 공기에서 물로의 순 에너지 전달을 위해 파도 파고(파고가 이동하는 방향)보다 더 빠르게 이동해야 합니다. 더 강한 장기 바람은 더 큰 파도를 생성합니다.
• 방향의 큰 변화 없이 바람이 불어오는 개방 수역의 중단 없는 거리(페치라고 함)
• 페치의 수면 폭
• 바람 지속 시간 – 바람이 페치 위로 불어오는 시간
• 수심

파형은 다음 치수를 사용하여 설명합니다.

• 파도 높이(곡선에서 산꼭대기까지)
• 파장(정점에서 정점으로)
• 파동 주기(정지점에 연속되는 볏이 도달하는 시간 간격)
• 파동 전파 방향

파장은 주기의 함수이며, 파장의 약 절반 미만의 깊이에 대한 수심은 파동이 바닥과의 마찰에 의해 영향을 받습니다.

완전히 발달한 바다는 이론적으로 특정 강도의 바람과 유입이 가능한 최대 파도를 가지고 있다.이 특정 바람에 더 노출되면 점도에서 에너지가 손실되고 "화이트캡"으로 파상부가 파손되기 때문에 에너지 입력과 동일한 에너지가 손실되어 안정된 상태가 된다.

특정 영역의 파도는 일반적으로 높이 범위를 가집니다.기상 보고와 풍파 통계의 과학적 분석의 경우, 시간 간격에 따른 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.파고의 변동성을 고려할 때 개별 파동의 최대 크기는 유의파 ^[2]높이의 2배 미만일 가능성이 높다.

풍파 발생원

풍파는 바람에 의해 발생한다.지진 이벤트 등 다른 종류의 교란도 중력파를 일으킬 수 있지만 풍파는 아니며 일반적으로 팽창을 일으키지 않는다.풍파의 발생은 수면에 있는 옆바람장의 교란으로 시작된다.

수면의 평탄한 표면(Beaufort Scale 0)과 갑작스런 측면 바람 흐름의 초기 조건의 경우 표면 바람의 발생은 난류의 정상적인 압력 변동과 평행한 바람 전단 흐름에 의해 시작되는 두 가지 메커니즘으로 설명할 수 있다.

바람에 의한 표면파 발생

바람의 변동으로부터:풍파 형성은 바람으로부터 물에 작용하는 정규 압력의 무작위 분포에 의해 시작된다.이 메커니즘에 의해 O.M.에 의해 제안되었습니다. 1957년 필립스는 처음에 수면이 정지해 있었고, 파도의 발생은 난류 바람의 흐름과 바람의 변동, 즉 수면에서 작용하는 정상 압력에 의해 시작되었다.이러한 압력 변동으로 인해 수면에서 파동 거동을 발생시키는 정상 및 접선 응력이 발생합니다.

이 메커니즘의 전제 조건은 다음과 같습니다.

• 물은 원래 정지되어 있다.
• 물은 비침투성이다.
• 물은 회전하지 않는다.
• 난류로 인한 수면에 대한 정규 압력은 무작위로 분포한다.
• 공기와 물의 움직임 사이의 상관관계는 ^[3]무시된다.

"윈드 전단력"으로부터:1957년, John W. Miles는 비점상 Orr-Sommerfeld 방정식에 기초한 난류 바람의 전단 흐름에 의해 개시되는 표면파 생성 ${\displaystyle \mathrm{메커니즘}}$인 ${\displaystyle U}$( y$$) \ $displaystyle Ua$ ($$y )를 제안했다.그는 $풍속{\displaystyle }$ c\$displaystyle$ c$\backslash$displaystyle Ua$=$$displaystyle Ua$=\displaystyle Ua}의 $평균$풍속이 파속(${\displaystyle }$ = $\$$displaystyle$ $Ua$$=)$과 동일한 지점에서 풍속 프로파일의 ${\displaystyle {}^{}}$에 비례한다는 것을 발견했다.$ystyle$ Ua$}$는 평균 난류 풍속입니다).바람 프로파일 ${\displaystyle U}$ a${\displaystyle }$(${\displaystyle y}$) {$displaystyle Ua(y$는 수면에 로그이므로 곡률 $U{\displaystyle }$ a${\displaystyle }$${\displaystyle a}$ (${\displaystyle }$y$$) {$displaystyle Ua'(y)}$는 U$$${\displaystyle =}$ {$displaystyle$ Ua$=c$ 지점에서 음의 부호를 가집니다.이 관계는 바람의 흐름이 운동 에너지를 수면에 전달하여 파속 $\displaystyle$ c$\}$를 발생시키는 것을 보여줍니다.성장률은 주어진$$풍속 ${\displaystyle U}$에 대한 조향 높이(${\displaystyle U}$a${\displaystyle }$( ${\displaystyle z}$ ${\displaystyle =}$ ${\displaystyle {}_{}{h}_{}}$ ) ${\displaystyle =}$ \ $displaystyle$$Ua$$($z$$=$z_{h$} $= c$)에서의 바람${\displaystyle }$ ( ( ${\displaystyle {}^{}}$ ${\displaystyle 2}$ ${\displaystyle {}^{}}$)${\displaystyle }$/ ( ${\displaystyle d}$ ${\displaystyle {z\mathrm{}}^{}}$2 ) / ( $dz ^{2}$) ))의 곡률에 의해 결정됩니다.

이 메커니즘의 전제 조건은 다음과 같습니다.

• 2차원 평행 전단 $흐름{\displaystyle }$ ${\displaystyle U}$ a${\displaystyle }$(${\displaystyle y}$ ) \$displaystyle Ua ( y$ )$$。
• 비압축성, 불침투성 물/바람
• 비회전수.
• 지표면 ^[4]변위의 작은 기울기.

일반적으로 이러한 파동 형성 메커니즘은 바다 표면에서 함께 발생하며, 결국 완전히 발달한 ^[5]파동으로 성장하는 풍파를 발생시킨다.해수면이 매우 평탄하다고 가정할 때(기상수, 0), 그 위로 갑자기 바람이 계속 부는 경우 물리적 파동 발생 과정은 다음과 같습니다.

1. 난류는 해면에서 불규칙한 압력 변동을 일으킨다.압력 변동(필립스 메커니즘)^[3]에 의해 몇 센티미터의 파장 순서로 작은 파장이 발생합니다.
2. 처음에 출렁였던 해면에 횡풍이 계속 작용하고 있습니다.그 후 파동이 커지고, 그 결과 발생하는 전단 불안정성은 파동 성장을 기하급수적으로 가속화한다(마일 메커니즘).^[3]
3. 표면의 파동 사이의 상호작용은 더 긴 파동을 생성하며(Hasselmann 등, 1973년),^[6] 이 상호작용은 마일즈 메커니즘에 의해 생성된 더 짧은 파동의 에너지를 피크 파동 크기보다 약간 낮은 주파수의 파동으로 전달한다.최종적으로는 크로스 윈드보다 파속이 높아진다(Pierson & Moskowitz).^[7]

주어진 풍속에서의 완전히 발달한 바다에 필요한 조건과 그에 따른[citation needed] 파도의 파라미터
바람의 상태			웨이브 사이즈
한 방향의 풍속	가지고 오다	풍속	평균 높이	평균 파장	평균 기간 및 속도
19km/h(12mph, 10kn)	19 km (12 mi)	2시간	0.27 m (0.89 피트)	8.5 m (28 피트)	3.0초, 2.8m/s(9.3ft/s)
37km/h(23mph, 20kn)	139 km (86 mi)	10시간	1.5 m (4.9 피트)	33.8 m (140 피트)	5.7초, 5.9m/s(19.5ft/s)
56km/h(35mph, 30kn)	518 km (322 mi)	23시간	4.1 m(13 피트)	76.5 m (251 피트)	8.6초, 8.9m/s(29.2ft/s)
74km/h(46mph, 40kn)	1,313km(816mi)	42시간	8.5 m (28 피트)	136 m (446 피트)	11.4초, 11.9m/s(39.1ft/s)
92km/h(57mph, 50kn)	2,627 km (1,632 mi)	69시간	14.8 m (49 피트)	212.2 m (696 피트)	14.3초, 14.8m/s(48.7ft/s)

• (주: 파장을 주기로 나눈 파장에서 계산한 파속은 대부분 길이의 제곱근에 비례합니다.따라서, 가장 짧은 파장을 제외하고, 파장은 다음 절에서 설명하는 심층수 이론을 따릅니다.8.5m 길이의 파도는 얕은 물속이나 깊은 물속과 얕은 물속 중 하나여야 한다.)

발전

긴 파도는 짧은 바람의 파도로부터 에너지를 얻고 발달합니다.이 과정은 클라우스 하셀만(2021년 노벨상 수상자)이 가장 높은 파도의 피크 부근에서 가장 두드러지는 비선형 효과를 조사한 후 처음 기술했다.그는 이러한 비선형성을 통해, 깊은 물에 있는 두 개의 파동열차가 상호작용하여 두 개의 새로운 파동 세트를 생성할 수 있다는 것을 보여주었다. 하나는 일반적으로 더 길고 다른 하나는 더 짧은 파장.

Hasselmann이^[8] 이 과정을 설명하기 위해 개발한 방정식은 현재 모든 주요 기상 및 기후 예측 센터에서 사용되는 바다 상태 모델(예: Wavewatch^[9] III)에 사용되고 있다.이것은 바람의 바다와 팽창이 바다에서 대기로의 열 전달에 큰 영향을 미치기 때문이다.이는 엘니뇨와 같은 대규모 기후 시스템과 걸프 스트림 가장자리 근처에서 발달하는 저기압과 같은 소규모 시스템 모두에 영향을 미칩니다.

하셀만 프로세스에 대한 좋은 물리적 설명은 설명하기 어렵지만 비선형 효과는 가장 높은 파장의 피크 부근에서 가장 크고 종종 같은 위치 근처에서 깨지는 단파를 유추로 사용할 수 있다.이것은 각각의 작은 파동이 부서지고 있는 더 긴 파동에 작은 힘을 주기 때문입니다.긴 물결의 관점에서 보면, 그것은 마치 적당한 때에 그네가 작은 힘을 주는 것처럼 각각의 볏을 조금씩 받고 있다.또한 파도의 트로프에는 비교할 만한 효과가 없다. 이 용어는 긴 파도의 크기를 줄이는 경향이 있다.

물리학자의 관점에서 보면, 이 효과는 어떻게 무작위 파장으로 시작하는 것이 에너지 손실과 모든 작은 파동에 영향을 미치는 증가된 무질서의 대가를 치르고 어떻게 긴 일련의 팽창파를 발생시킬 수 있는지를 보여주기 때문에 더욱 흥미롭다.해변에서 ^[10][11]흔히 볼 수 있는 모래 알갱이 크기의 정렬은 (많은 생명체와 마찬가지로) 비슷한 과정입니다.

소산

단파에서는 ^{[citation needed][clarification needed]}팽창 에너지의 소산이 훨씬 더 강하기 때문에 먼 폭풍으로 인한 팽창은 긴 파도에 불과합니다.13초 이상의 주기의 파도의 산란은 매우 약하지만 태평양의 ^[12]규모에서는 여전히 중요하다.이 긴 물결은 20,000km 이상에서 2,000km를 조금 넘는 거리에서 에너지의 절반을 잃는다.이 변동은 파장에 대한 팽창 높이의 비율인 팽창 경사의 체계적 함수인 것으로 밝혀졌다.이 동작의 원인은 아직 불명확하지만, 이 방산은 공해 인터페이스에서의 마찰에 의한 것일 수 있습니다.

팽창 분산 및 파동군

물결은 종종 부서지는 해안에서 수천 해리 떨어진 폭풍에 의해 생성되며, 가장 긴 물결의 전파는 주로 해안선에 의해 제한됩니다.예를 들어, 인도양에서 발생한 물결은 지구 ^[13]반 바퀴 이상 여행한 후 캘리포니아에서 기록되었습니다.이 거리를 통해 파도가 해안 쪽으로 이동할 때 파도가 더 잘 분류되고 잘려나갈 수 있습니다.폭풍에 의해 생성된 파도는 같은 속도를 가지며 함께 모여 ^{[citation needed]}서로 이동하는 반면, 다른 파도는 초속 1미터의 극히 일부라도 느리게 움직이면 뒤처져 결국 도달하는 거리 때문에 몇 시간 후에 도착한다.소스 t로부터의 전파 시간은 거리 X를 파동 주기 T로 나눈 값에 비례합니다.깊은 물에서는 t ${\displaystyle =}$ ${\displaystyle \mathrm{4\mu }}$X${\displaystyle }$/ ( ${\displaystyle g}$T )$${$displaystyle$ t$=4\pi$ X$/(gT)}$입니다. 여기서 g는 중력 가속도입니다.10,000km 떨어진 곳에 위치한 폭풍의 경우 태풍 발생 후 10일 후에 T=15초 주기로 부풀어 오른 후 17시간 후에 14초가 더 불어납니다.

시간이 지남에 따라 피크 파동 주기가 감소하는 가장 긴 주기에서 시작하여 분산된 팽윤을 사용하여 팽윤이 발생한 거리를 계산할 수 있습니다.

폭풍의 바다 상태는 다소 동일한 형태의 주파수 스펙트럼(즉, 피크의 ± 7% 내에서 지배적인 주파수를 갖는 잘 정의된 피크)을 갖는 반면, 파도가 점점 더 멀리 흩어짐에 따라 팽창 스펙트럼은 점점 더 좁아지고 때로는 2% 이하가 된다.그 결과, 파도 그룹(서퍼에 의해 세트라고 불린다)은 다수의 파도를 가질 수 있습니다.폭풍우의 한 그룹당 약 7개의 파도에서, 이것은 매우 먼 ^{[citation needed]}폭풍우로 인해 20개 이상으로 불어납니다.

해안 영향

모든 물파와 마찬가지로, 에너지 플럭스는 유의한 파고 높이 제곱에 그룹 속도를 곱한 값에 비례합니다.심해에서 이 군 속도는 파동 주기에 비례합니다.따라서 긴 주기의 물결은 짧은 풍파보다 더 많은 에너지를 전달할 수 있다.또한 중력파 진폭은 파동 주기(주기의 약 제곱)에 따라 급격히 증가하므로 상승률이 높아집니다.

팽창파는 일반적으로 긴 파장(따라서 더 깊은 파장)을 가지기 때문에 국지적으로 발생하는 ^[14]파장보다 더 먼 연안(심층 물속)에서 굴절 과정(물파 참조)을 시작합니다.

부풀어 오른 파장은 일반 파도와 혼합되기 때문에 일반 파동보다 크게 크지 않으면 육안으로 탐지하기 어려울 수 있다(특히 해안에서 멀리 떨어져 있음).신호 분석의 관점에서 볼 때, 팽창은 강한 노이즈(즉, 정상적인 파도와 찹)의 중간에 존재하는 상당히 규칙적인(연속적이지는 않지만) 파동 신호로 생각할 수 있다.

내비게이션

미크로네시아 항해사들은 안개 낀 ^[15]밤과 같은 다른 단서가 없을 때 항로를 유지하기 위해 스웰을 사용했습니다.

「 」를 참조해 주세요.

• 서핑

레퍼런스

외부 링크

• "Global swell/surf forecasts". Surfline.
• "Australian swell forecasts)". Coastalwatch.
• "UK swell forecasting". Magicseaweed.
• "Australian swell forecasts". Seabreeze.
• "Australian swell forecasts". Swellnet.
• "Wave Basics (How swells are formed and measured)". Stormsurf.
• "Australian Swell Measuring Devices". Waverider Buoys. Archived from the original on 2006-12-10.