موجة الرياح

في ديناميكا الموائع ، تُعرف موجة الرياح ، أو موجة الماء المتولدة بفعل الرياح ، بأنها موجة سطحية تتشكل على سطح المسطحات المائية نتيجة هبوب الرياح فوق سطح الماء. تُعرف مسافة التلامس في اتجاه الرياح باسم " المدى" . يمكن للأمواج في المحيطات أن تقطع آلاف الكيلومترات قبل أن تصل إلى اليابسة. تتراوح أحجام أمواج الرياح على الأرض من تموجات صغيرة إلى أمواج يزيد ارتفاعها عن 30 مترًا (100 قدم) ، وتتأثر هذه الأحجام بسرعة الرياح، ومدة الموجة، والمدى، وعمق الماء. ^{[ 1 ]}  

عندما تتولد أمواج الرياح وتتأثر مباشرةً بالرياح المحلية، يُطلق عليها اسم بحر الرياح . تنتقل أمواج الرياح في مسار دائري عظيم بعد تولدها  ، منحنيةً قليلاً إلى اليسار في نصف الكرة الجنوبي وإلى اليمين قليلاً في نصف الكرة الشمالي. بعد خروجها من منطقة تأثير الرياح المحلية وعدم تأثرها بها، تُسمى أمواج الرياح بالانتفاخات ، ويمكنها أن تنتقل لآلاف الكيلومترات. ومن الأمثلة البارزة على ذلك الأمواج المتولدة جنوب تسمانيا خلال هبوب رياح قوية، والتي تنتقل عبر المحيط الهادئ إلى جنوب كاليفورنيا، مُهيأةً ظروفًا مثالية لركوب الأمواج. ^{[ 2 ]} تُسمى أمواج الرياح في المحيط أيضًا بأمواج سطح المحيط ، وهي في الأساس أمواج جاذبية ، حيث تُعد الجاذبية القوة الأساسية المؤثرة في التوازن.

تتسم أمواج الرياح بقدر من العشوائية : إذ تختلف الأمواج المتتالية في ارتفاعها ومدتها وشكلها، مع إمكانية محدودة للتنبؤ بها. ويمكن وصفها بأنها عملية عشوائية ، بالاقتران مع الفيزياء التي تحكم توليدها ونموها وانتشارها واضمحلالها  ، فضلاً عن تحكمها في الترابط بين كميات التدفق مثل حركة سطح الماء وسرعات التدفق وضغط الماء . ويمكن التنبؤ بالإحصائيات الرئيسية لأمواج الرياح (سواء كانت أمواج بحر أو أمواج بحرية) في حالات البحر المتغيرة باستخدام نماذج أمواج الرياح .

على الرغم من أن الأمواج تُعتبر عادةً من سمات البحار المائية على الأرض، إلا أن بحار تيتان الغنية بالهيدروكربونات قد تحتوي أيضاً على أمواج مدفوعة بالرياح. ^{[ 3 ] [ 4 ] [ 5 ]} كما قد تتولد الأمواج في المسطحات المائية لأسباب أخرى، سواء على السطح أو تحت الماء (مثل المركبات المائية ، والحيوانات ، والشلالات ، والانهيارات الأرضية ، والزلازل ، والفقاعات ، وأحداث الاصطدام ).

تنتج الغالبية العظمى من الأمواج الكبيرة التي تُرى على الشاطئ عن رياح بعيدة. وتؤثر خمسة عوامل على تكوين هياكل التدفق في أمواج الرياح: ^{[ 6 ]}

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

تتضافر كل هذه العوامل لتحديد حجم موجات الماء وبنية التدفق داخلها.

الأبعاد الرئيسية المرتبطة بانتشار الموجات هي:

• ارتفاع الموجة (المسافة الرأسية من القاع إلى القمة )
• الطول الموجي (المسافة من قمة إلى قمة في اتجاه الانتشار)
• فترة الموجة (الفاصل الزمني بين وصول القمم المتتالية إلى نقطة ثابتة)
• اتجاه الموجة أو سمتها (يتأثر بشكل أساسي باتجاه الرياح )

يبلغ حجم الموجة في البحر المتطور أقصى حجم ممكن نظريًا لرياح ذات قوة ومدة ومسافة محددة. ولا يؤدي التعرض الإضافي لتلك الرياح إلا إلى تبديد الطاقة نتيجة تكسر قمم الأمواج وتكوّن الرغوة البيضاء. وتتفاوت ارتفاعات الأمواج في منطقة معينة. ولأغراض رصد الأحوال الجوية والتحليل العلمي لإحصاءات أمواج الرياح، يُعبّر عن ارتفاعها المميز خلال فترة زمنية معينة بارتفاع الموجة الكبير . ويمثل هذا الرقم متوسط ​​ارتفاع أعلى ثلث من الأمواج في فترة زمنية محددة (تُختار عادةً بين 20 دقيقة و12 ساعة)، أو في نظام موجي أو عاصفة محدد. كما يُعد ارتفاع الموجة الكبير القيمة التي يُقدّرها "مراقب مُدرّب" (كأحد أفراد طاقم السفينة) من خلال الملاحظة البصرية لحالة البحر. ونظرًا لتفاوت ارتفاع الأمواج، فمن المرجح أن تكون أكبر الأمواج الفردية أقل بقليل من ضعف ارتفاع الموجة الكبير المُسجّل ليوم أو عاصفة معينة. ^{[ 7 ]}

يبدأ تشكل الأمواج على سطح الماء المسطح بفعل الرياح من خلال توزيع عشوائي للضغط العمودي الناتج عن تدفق الرياح المضطرب فوق الماء. يُنتج هذا التذبذب في الضغط إجهادات عمودية ومماسية في سطح الماء، مما يُولد الأمواج. يُفترض عادةً لأغراض التحليل النظري ما يلي: ^{[ 8 ]}

1. الماء في الأصل ساكن.
2. الماء ليس لزجاً.
3. الماء غير دوامي .
4. يوجد توزيع عشوائي للضغط الطبيعي على سطح الماء نتيجة للرياح المضطربة.
5. تم إهمال الارتباطات بين حركات الهواء والماء.

تتضمن الآلية الثانية قوى قص الرياح على سطح الماء. اقترح جون دبليو مايلز في عام 1957 آلية لتوليد الأمواج السطحية، تبدأ بتدفقات قص الرياح المضطربة، استنادًا إلى معادلة أور-سومرفيلد غير اللزجة . ووجد أن انتقال الطاقة من الرياح إلى سطح الماء يتناسب طرديًا مع انحناء منحنى سرعة الرياح عند النقطة التي تتساوى فيها سرعة الرياح المتوسطة مع سرعة الموجة. ولأن منحنى سرعة الرياح لوغاريتمي بالنسبة لسطح الماء، فإن الانحناء يكون سالبًا عند هذه النقطة. توضح هذه العلاقة انتقال طاقة الرياح الحركية إلى سطح الماء عند نقطة التماس بينهما.

الافتراضات:

1. تدفق القص المتوازي ثنائي الأبعاد
2. الماء والرياح غير القابلين للانضغاط واللزج
3. الماء غير الدوراني
4. ميل إزاحة سطح الماء صغير ^{[ 9 ]}

بشكل عام، تحدث آليات تكوين الأمواج هذه معًا على سطح الماء وتنتج في النهاية أمواجًا متطورة بالكامل.

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

1. تُحدث الرياح المضطربة تقلبات عشوائية في الضغط على سطح البحر. وتنتج عن هذه التقلبات تموجات بأطوال موجية في حدود بضعة سنتيمترات. ( آلية فيليبس ^{[ 8 ]} )
2. تستمر الرياح في التأثير على سطح البحر المتموج في البداية، مما يؤدي إلى تضخم الأمواج. ومع ازدياد حجم الأمواج، تزداد فروق الضغط، مما يؤدي إلى زيادة معدل نموها. وأخيرًا، يُسرّع عدم استقرار القص نمو الأمواج بشكل أُسّي. (آلية مايلز ^{[ 8 ]} )
3. تؤدي التفاعلات بين الأمواج على السطح إلى توليد أمواج أطول ^{[ 11 ]} وسينقل التفاعل طاقة الموجة من الأمواج الأقصر التي تولدها آلية مايلز إلى الأمواج التي لها ترددات أقل قليلاً من التردد عند ذروة مقادير الموجة، ثم في النهاية ستكون الأمواج أسرع من سرعة الرياح الجانبية (بيرسون وموسكويتز ^{[ 12 ]} ).

تتطور ثلاثة أنواع مختلفة من أمواج الرياح بمرور الوقت:

• الموجات الشعرية ، أو التموجات، التي تهيمن عليها تأثيرات التوتر السطحي.
• موجات الجاذبية ، التي تهيمن عليها قوى الجاذبية والقصور الذاتي.
  • بحار ترتفع محلياً بفعل الرياح.
• الأمواج التي ابتعدت عن المكان الذي نشأت فيه بفعل الرياح، وتشتتت بدرجة أو بأخرى.

تظهر تموجات على سطح الماء الأملس (أي الزجاجي ^{[ 13 ]} ) عند هبوب الرياح، لكنها تتلاشى سريعًا عند توقفها. والقوة التي تُعيدها إلى وضعها الطبيعي وتُتيح لها الانتشار هي التوتر السطحي . أما أمواج البحر فهي حركات أوسع نطاقًا، وغالبًا ما تكون غير منتظمة، تتشكل تحت تأثير الرياح المستمرة. وتميل هذه الأمواج إلى الاستمرار لفترة أطول بكثير، حتى بعد هدوء الرياح، والقوة التي تُعيدها إلى وضعها الطبيعي وتُتيح لها الانتشار هي الجاذبية. وعندما تنتشر الأمواج بعيدًا عن منطقة منشئها، فإنها تنفصل بشكل طبيعي إلى مجموعات ذات اتجاه وطول موجي مشتركين. وتُعرف مجموعات الأمواج المتشكلة بهذه الطريقة باسم الانتفاخات. يمتد المحيط الهادئ لمسافة 19,800 كيلومتر (12,300 ميل) من إندونيسيا إلى ساحل كولومبيا ، وبناءً على متوسط ​​طول موجي يبلغ 76.5 مترًا (251 قدمًا) ، فإنه يحتوي على ما يقارب 258,824 انتفاخًا على امتداد هذا العرض.    

يُزعم أحيانًا أن الموجة السابعة في مجموعة من الموجات هي دائمًا الأكبر؛ مع أن هذا ليس صحيحًا، إلا أن الموجات في منتصف مجموعة معينة تميل إلى أن تكون أكبر من الموجات التي تسبقها وتليها. ^{[ 14 ]}

قد تحدث موجات فردية شاذة (تُسمى أيضاً "موجات غريبة" أو "موجات عملاقة" أو "موجات قاتلة" أو "موجات ملكية")، وهي أعلى بكثير من الموجات الأخرى في البحر . ففي حالة موجة دروبنر ، بلغ ارتفاعها 25 متراً (82 قدماً)، أي ما يعادل 2.2 ضعف الارتفاع الموجي المعتبر . وتختلف هذه الموجات عن المد والجزر ، الناتج عن جاذبية القمر والشمس ، وعن موجات التسونامي الناتجة عن الزلازل أو الانهيارات الأرضية تحت الماء ، وعن الموجات المتولدة عن الانفجارات تحت الماء أو سقوط النيازك ، إذ تتميز جميعها بأطوال موجية أطول بكثير من موجات الرياح.  

إن أكبر موجات الرياح المسجلة على الإطلاق ليست موجات عاتية، بل هي موجات عادية في حالات بحرية شديدة. فعلى سبيل المثال، سُجلت موجات بارتفاع 29.1 مترًا (95 قدمًا) على متن سفينة الأبحاث الملكية ديسكفري ، في بحر يبلغ ارتفاع الموجة الكبير فيه 18.5 مترًا (61 قدمًا) ، أي أن أعلى موجة كانت 1.6 ضعف ارتفاع الموجة الكبير فقط. ^{[ 15 ]} أما أكبر موجة سُجلت بواسطة عوامة (حتى عام 2011) فكانت بارتفاع 32.3 مترًا (106 أقدام) خلال إعصار كروسا عام 2007 بالقرب من تايوان. ^{[ 16 ]}      

يمكن تصنيف أمواج المحيط بناءً على: القوة المؤثرة التي تُنشئها؛ ومدى استمرار تأثير هذه القوة عليها بعد تشكلها؛ ومدى إضعافها أو تسطيحها بفعل القوة المُعاكسة؛ وطول موجتها أو دورتها. يبلغ طول دورة أمواج البحر الزلزالية حوالي 20 دقيقة، وسرعتها 760 كم/ساعة (470 ميل/ساعة) . أما أمواج الرياح (أمواج المياه العميقة) فيصل طول دورتها إلى حوالي 20 ثانية.  

تتحكم الجاذبية والطول الموجي وعمق الماء في سرعة جميع أمواج المحيط. وتعتمد معظم خصائص أمواج المحيط على العلاقة بين طولها الموجي وعمق الماء. يحدد الطول الموجي حجم مدارات جزيئات الماء داخل الموجة، بينما يحدد عمق الماء شكل هذه المدارات. تكون مسارات جزيئات الماء في موجة الرياح دائرية فقط عندما تنتقل الموجة في المياه العميقة. لا تستطيع الموجة "الشعور" بالقاع عندما تتحرك في مياه يزيد عمقها عن نصف طولها الموجي، لأن طاقة الموجة الموجودة في حركة الماء تحت هذا العمق ضئيلة للغاية. تُعرف الأمواج التي تتحرك في مياه يزيد عمقها عن نصف طولها الموجي بأمواج المياه العميقة. من ناحية أخرى، تتسطح مدارات جزيئات الماء في الأمواج التي تتحرك في المياه الضحلة بسبب قربها من سطح قاع البحر. تُعرف الأمواج في المياه التي يقل عمقها عن 1/20 من طولها الموجي الأصلي بأمواج المياه الضحلة. أما الأمواج الانتقالية فتنتقل في مياه يزيد عمقها عن 1/20 من طولها الموجي الأصلي، ولكنها أقل من نصف طولها الموجي الأصلي.

بشكل عام، كلما زاد طول الموجة، زادت سرعة انتقال طاقة الموجة عبر الماء. العلاقة بين طول الموجة ودورتها وسرعتها هي:

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

حيث C هي السرعة (السرعة القصوى)، وL هي الطول الموجي، وT هي الدورة (بالثواني). وبالتالي، فإن سرعة الموجة مشتقة من العلاقة الوظيفية.${\displaystyle L(T)}$نسبة الطول الموجي إلى الفترة ( علاقة التشتت ).

يمكن أيضًا تقريب سرعة الموجة في المياه العميقة بما يلي:

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

حيث g هي تسارع الجاذبية الأرضية، وقيمتها 9.8 متر (32 قدمًا) لكل ثانية مربعة. ولأن g وπ (3.14) ثابتان، يمكن اختزال المعادلة إلى:

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

عندما تُقاس سرعة الموجة C بالمتر في الثانية وطول الموجة L بالمتر. في كلتا المعادلتين، تتناسب سرعة الموجة طرديًا مع الجذر التربيعي لطول الموجة.

تُوصف سرعة أمواج المياه الضحلة بمعادلة مختلفة يمكن كتابتها على النحو التالي:

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

حيث C هي السرعة (بالمتر في الثانية)، و g هي تسارع الجاذبية الأرضية، و d هو عمق الماء (بالمتر). يبقى زمن دورة الموجة ثابتًا بغض النظر عن عمق الماء الذي تتحرك فيه. ولكن عندما تدخل أمواج المياه العميقة المياه الضحلة وتلامس القاع، تقل سرعتها، وتتقارب قممها، مما يؤدي إلى قصر طول موجتها.

عندما تنتقل الأمواج من المياه العميقة إلى المياه الضحلة، يتغير شكلها (يزداد ارتفاع الموجة، وتقل سرعتها، ويقل طولها مع ازدياد عدم تناسق مداراتها). تُسمى هذه العملية بالضحالة .

انكسار الموجات هو العملية التي تحدث عندما تتفاعل الموجات مع قاع البحر، مما يؤدي إلى إبطاء سرعة انتشارها تبعًا لطول الموجة ودورتها. عندما تتباطأ الموجات في المياه الضحلة، تميل قممها إلى إعادة الاصطفاف بزاوية متناقصة بالنسبة لخطوط الكنتور. يؤدي اختلاف الأعماق على طول قمة الموجة إلى تحركها بسرعات طورية مختلفة ، حيث تتحرك أجزاء الموجة في المياه العميقة أسرع من تلك الموجودة في المياه الضحلة . تستمر هذه العملية مع انخفاض العمق، وتنعكس إذا ازداد مرة أخرى، ولكن قد تكون الموجة الخارجة من منطقة المياه الضحلة قد غيرت اتجاهها بشكل ملحوظ. تتقارب الأشعة - وهي خطوط عمودية على قمم الموجات تحتوي على كمية ثابتة من تدفق الطاقة - في المياه الضحلة والضحلة المحلية. لذلك، تتركز طاقة الموجة بين الأشعة عند تقاربها، مما يؤدي إلى زيادة في ارتفاع الموجة.

ولأن هذه التأثيرات مرتبطة بتغير مكاني في سرعة الطور، ولأن سرعة الطور تتغير أيضًا مع التيار المحيط - بسبب انزياح دوبلر - فإن تأثيرات الانكسار وتغير ارتفاع الموجة نفسها تحدث أيضًا نتيجة لتغيرات التيار. في حالة مواجهة تيار معاكس ، تزداد انحدار الموجة ، أي يزداد ارتفاعها بينما يقل طولها الموجي، على غرار ظاهرة الضحلة عند انخفاض عمق الماء. ^{[ 24 ]}

تتعرض بعض الأمواج لظاهرة تُسمى "التكسر". ^{[ 25 ]} الموجة المتكسرة هي التي لا تستطيع قاعدتها دعم قمتها، مما يؤدي إلى انهيارها. تتكسر الموجة عندما تصطدم بمياه ضحلة ، أو عندما تتعاكس قوى نظامين موجيين وتتحد. عندما يكون ميل الموجة، أو نسبة انحدارها، كبيرًا جدًا، يصبح التكسر أمرًا لا مفر منه.

تتكسر الأمواج الفردية في المياه العميقة عندما يتجاوز انحدار الموجة - نسبة ارتفاع الموجة H إلى طولها الموجي λ - حوالي 0.17، أي H  >  0.17 λ . أما في المياه الضحلة، حيث يكون عمق الماء صغيرًا مقارنةً بطول الموجة، تتكسر الأمواج الفردية عندما يكون ارتفاعها H أكبر من 0.8 ضعف عمق الماء h ، أي H > 0.8 h . ^{[ 26 ]} كما يمكن أن تتكسر الأمواج إذا اشتدت الرياح بما يكفي لقتلع قمة الموجة من قاعدتها.    

في المياه الضحلة، تتباطأ قاعدة الموجة بفعل الاحتكاك بقاع البحر. ونتيجة لذلك، تنتشر أجزاؤها العلوية بسرعة أكبر من القاعدة، ويصبح سطحها الأمامي أكثر انحدارًا وسطحها الخلفي أقل انحدارًا. وقد يتفاقم هذا الأمر لدرجة أن السطح الأمامي يشكل شكلًا أسطوانيًا، حيث تنحدر القمة إلى الأمام والأسفل وهي تمتد فوق الهواء أمام الموجة.

يُحدد راكبو الأمواج أو رجال الإنقاذ ثلاثة أنواع رئيسية من الأمواج المتكسرة . وتجعل خصائصها المتفاوتة منها أكثر أو أقل ملاءمة لركوب الأمواج، كما أنها تشكل مخاطر مختلفة.

1. الأمواج المتكسرة أو المتدحرجة: هي أكثر الأمواج أمانًا لركوب الأمواج. توجد في معظم المناطق ذات الشواطئ المسطحة نسبيًا، وهي أكثر أنواع الأمواج شيوعًا على الشاطئ. يكون تباطؤ قاعدة الموجة تدريجيًا، ولا تختلف سرعة أجزائها العلوية كثيرًا باختلاف الارتفاع. يحدث التكسر بشكل رئيسي عندما تتجاوز نسبة الانحدار حد الاستقرار.
2. الأمواج الغاطسة أو المتدفقة: تنكسر هذه الأمواج فجأةً، وقد تُلقي بالسباحين بقوةٍ هائلةٍ إلى القاع. وهي الأمواج المفضلة لدى راكبي الأمواج المحترفين. يمكن أن تتسبب الرياح القوية القادمة من البحر وفترات الأمواج الطويلة في حدوث هذه الأمواج الغاطسة. وغالبًا ما توجد في المناطق التي تشهد ارتفاعًا مفاجئًا في قاع البحر، مثل الشعاب المرجانية أو الكثبان الرملية. يكفي تباطؤ قاعدة الموجة لإحداث تسارعٍ صاعدٍ وزيادةٍ كبيرةٍ في سرعة الجزء العلوي من قمتها. ترتفع القمة وتتجاوز السطح الأمامي، مُشكّلةً ما يُشبه البرميل أو الأنبوب أثناء انهيارها.
3. الأمواج المتلاطمة: قد لا تنكسر هذه الأمواج أبدًا عند اقترابها من حافة الماء، نظرًا لعمق المياه أسفلها. وهي تتشكل عادةً على الشواطئ شديدة الانحدار. ويمكن لهذه الأمواج أن تُسقط السباحين وتجرهم إلى المياه العميقة.

عندما يكون خط الشاطئ شبه عمودي، لا تنكسر الأمواج بل تنعكس. وتحتفظ الموجة بمعظم طاقتها أثناء عودتها باتجاه البحر. وتنتج أنماط التداخل عن تراكب الأمواج الساقطة والمنعكسة، وقد يتسبب هذا التراكب في عدم استقرار موضعي عند تقاطع قمم الأمواج، وقد تنكسر هذه القمم نتيجةً لعدم الاستقرار. (انظر أيضًا: الأمواج المتكسرة )

أمواج الرياح هي أمواج ميكانيكية تنتشر على طول السطح الفاصل بين الماء والهواء ؛ وتُستمد قوتها من الجاذبية، ولذا تُعرف غالبًا بأمواج الجاذبية السطحية . عندما تهب الرياح ، يُخلّ الضغط والاحتكاك بتوازن سطح الماء ، ناقلين الطاقة من الهواء إلى الماء، مُشكّلين الأمواج. وُصفت عملية التكوّن الأولي للأمواج بفعل الرياح في نظرية فيليبس عام 1957، كما وضع مايلز نموذجًا لنمو الأمواج الصغيرة لاحقًا ، وذلك أيضًا في عام 1957. ^{[ 27 ] [ 28 ]}

في الموجات المستوية الخطية ذات الطول الموجي الواحد في المياه العميقة، لا تتحرك الجسيمات القريبة من السطح بشكل مستقيم لأعلى ولأسفل، بل في مدارات دائرية: للأمام في الأعلى وللخلف في الأسفل (مقارنةً باتجاه انتشار الموجة). ونتيجةً لذلك، لا يُشكّل سطح الماء موجة جيبية دقيقة ، بل يُشبه منحنىً حلزونيًا ( تريكويدي) بانحناءات حادة لأعلى، كما هو مُوضّح في نظرية الموجات الحلزونية . وهكذا ، تُعدّ موجات الرياح مزيجًا من الموجات المستعرضة والطولية .

عندما تنتشر الأمواج في المياه الضحلة (حيث يكون العمق أقل من نصف طول الموجة)، فإن مسارات الجسيمات تنضغط إلى أشكال بيضاوية . ^{[ 30 ] [ 31 ]}

في الواقع، بالنسبة للقيم المحدودة لسعة الموجة (الارتفاع)، لا تشكل مسارات الجسيمات مدارات مغلقة؛ بل بعد مرور كل قمة، تنزاح الجسيمات قليلاً عن مواقعها السابقة، وهي ظاهرة تُعرف باسم انجراف ستوكس . ^{[ 32 ] [ 33 ]}

مع ازدياد العمق أسفل السطح الحر، يتناقص نصف قطر الحركة الدائرية. عند عمق يساوي نصف الطول الموجي λ، تتضاءل الحركة المدارية إلى أقل من 5% من قيمتها على السطح. تُقارب سرعة الطور (وتُسمى أيضًا سرعة الموجة) لموجة جاذبية سطحية - في حالة الحركة الموجية الدورية البحتة للموجات ذات السعة الصغيرة - تقريبًا جيدًا بالمعادلة التالية:

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

أين

ج = سرعة الطور ؛

λ = الطول الموجي ؛

د = عمق الماء؛

g = التسارع الناتج عن الجاذبية على سطح الأرض .

في المياه العميقة، حيث${\displaystyle d\geq {\frac {1}{2}}\lambda }$، لذا${\displaystyle {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi }$ومناهج الظل الزائدي${\displaystyle 1}$السرعة${\displaystyle c}$تقريبي

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

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

بالنسبة للمياه المتوسطة والضحلة، تُطبّق معادلات بوسينسك ، التي تجمع بين تشتت التردد والتأثيرات غير الخطية. أما في المياه الضحلة جداً، فيمكن استخدام معادلات المياه الضحلة .

إذا كان الطول الموجي طويلاً جدًا مقارنةً بعمق الماء، فيمكن تقريب سرعة الطور (بأخذ نهاية c عندما يقترب الطول الموجي من اللانهاية ) بواسطة

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

من ناحية أخرى، بالنسبة للأطوال الموجية القصيرة جدًا، يلعب التوتر السطحي دورًا مهمًا، ويمكن تقريب سرعة طور هذه 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 للسطح الفاصل بين الهواء والماء؛

${\displaystyle \rho }$= كثافة الماء. ^{[ 34 ]}

عند وجود عدة موجات متتالية، كما هو الحال دائمًا في الطبيعة، تتشكل مجموعات من الموجات. في المياه العميقة، تتحرك هذه المجموعات بسرعة جماعية تساوي نصف سرعة الموجة المفردة . ^{[ 35 ]} عند تتبع موجة واحدة ضمن مجموعة، يمكن ملاحظة ظهور الموجة في مؤخرة المجموعة، ثم ازدياد حجمها، وأخيرًا اختفائها في مقدمتها.

مع عمق الماء${\displaystyle d}$عندما يقلّ ارتفاع الموجة باتجاه الساحل ، سيؤثر ذلك على ارتفاعها نتيجةً لظاهرتي التضحل والانكسار . ومع ازدياد ارتفاع الموجة، قد تصبح غير مستقرة عندما تتحرك قمتها أسرع من قاعها ، مما يُسبب ظاهرة تكسّر الأمواج.

يمكن التقاط حركة أمواج الرياح بواسطة أجهزة طاقة الأمواج . وتعتمد كثافة الطاقة (لكل وحدة مساحة) للأمواج الجيبية المنتظمة على كثافة الماء.${\displaystyle \rho }$تسارع الجاذبية${\displaystyle g}$وارتفاع الموجة${\displaystyle H}$(وهو ما يساوي ضعف السعة بالنسبة للموجات المنتظمة ،${\displaystyle a}$):

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

سرعة انتشار هذه الطاقة هي سرعة المجموعة .

يهتم راكبو الأمواج كثيراً بتوقعات حالة الأمواج . وتوجد العديد من المواقع الإلكترونية التي تقدم تنبؤات بجودة الأمواج للأيام والأسابيع القادمة. وتعتمد نماذج الرياح والأمواج على نماذج طقس عامة تتنبأ بالرياح والضغط الجوي فوق المحيطات والبحار والبحيرات.

تُعدّ نماذج أمواج الرياح جزءًا هامًا من دراسة تأثير مقترحات حماية الشواطئ وتغذية الرمال . ونظرًا لقلة المعلومات المتوفرة حول مناخ الأمواج في العديد من المناطق الشاطئية، فإن تقدير تأثير أمواج الرياح يُعدّ أمرًا بالغ الأهمية لإدارة البيئات الساحلية .

يمكن التنبؤ بالموجة الناتجة عن الرياح بناءً على معيارين: سرعة الرياح على ارتفاع 10 أمتار فوق مستوى سطح البحر، ومدة هبوب الرياح، والتي يجب أن تستمر لفترات طويلة حتى تُعتبر الموجة متطورة بالكامل. ومن ثم، يمكن التنبؤ بارتفاع الموجة الكبير وترددها الأقصى لمسافة معينة. ^{[ 36 ]}

تُولّد أمواج المحيط موجات زلزالية مرئية عالميًا على أجهزة قياس الزلازل . ^{[ 37 ]} يتكون الزلزال الدقيق الناتج عن أمواج المحيط من عنصرين رئيسيين. ^{[ 38 ]} أقوا هذه العناصر هو الزلزال الدقيق الثانوي، الذي ينشأ عن ضغوط قاع المحيط الناتجة عن تداخل أمواج المحيط، ويتراوح طيفه عمومًا بين 6 و12 ثانية تقريبًا، أي ما يقارب نصف دورة الموجات المتداخلة المسؤولة. وضع مايكل لونغيه-هيغينز نظرية توليد الزلزال الدقيق بواسطة الموجات المستقرة عام 1950، بعد أن اقترح بيير برنارد هذه العلاقة مع الموجات المستقرة عام 1941 بناءً على ملاحظاته. ^{[ 39 ] [ 40 ]} أما الزلزال الدقيق الأولي الأضعف، والمرئي عالميًا أيضًا، فينشأ عن ضغوط قاع البحر الديناميكية للأمواج المنتشرة فوق المناطق الضحلة (أقل من بضع مئات من الأمتار) من المحيط العالمي. تم الإبلاغ عن الهزات الأرضية الدقيقة لأول مرة في حوالي عام 1900، وتوفر السجلات الزلزالية قياسات غير مباشرة طويلة الأجل لشدة الأمواج واسعة النطاق الموسمية والمتعلقة بالمناخ في محيطات الأرض ^{[ 41 ]} بما في ذلك تلك المرتبطة بالاحتباس الحراري الناتج عن الأنشطة البشرية . ^{[ 42 ] [ 43 ] [ 44 ]}

• خريطة عالمية حالية لفترات ذروة الموجات
• خريطة عالمية حالية لارتفاعات الأمواج الكبيرة