風浪

風浪中同時出現許多高低長短不等的波，波面較陡，波峰附近通常有浪花或大片泡沫，此起彼伏，瞬息萬變，初看時似無規律可循，但如果將波高、波長和周期等量視為隨機量，就能用統計學的觀點，研究風浪的運動規律，並根據風來計算一些特徵量，如部分大波或各種波的平均波高和平均周期等。這些代表風浪強度的特徵量，決定於風速，風作用區域（風區）的長短或風作用時間（風時）的久暫。

在一定風速下，風浪隨風區的擴展和風時的延長而成長。在離風區上側邊界很遠的地方，風浪只隨時間成長，處於過渡狀態；在風區上側邊界附近，風浪只隨至此邊界的距離的增大而成長，處於定常狀態。如果風速一定，則風浪成長至一定的大小時，內部消耗的能量和從風攝取的能量達到平衡。此時，即使風區和風時不受限制，風浪便不再成長，而處於充分成長的狀態。1983年《袁家山簡介》：“袁家山，又名呂祖廟、小蓬萊。……據傳，明天啟日本侵佔琉球群島，明皇帝派兵部尚書袁可立出征，船行至大海中間，風浪大作。”

風在水面吹起波浪，波浪出現后又改變波面附近氣流的流場，因此風浪是風和水面相互作用的產物。這是一個極度複雜的過程，要嚴格加以定量分析是十分困難的。早在19世紀中期和後期，物理學家開爾文和H.von亥姆霍茲，利用平行氣流和氣-水界面的不穩定性解釋風浪發生的原因。20世紀初，物理學家H.傑弗里斯指出，在風作用下波峰兩側的壓力不對稱，並依此計算了風浪的成長。直到40年代初，海洋學家H.U.斯韋爾德魯普和W.H.蒙克將經典液體波動理論和觀測資料結合起來，通過能量平衡計算出風浪的成長。1957年，O.M.菲利普斯和J.W.邁爾斯分別提出各自的模型,以較嚴格的力學方法處理風浪的生成和成長的問題。

風浪是風引起的波浪，風吹到海面，與海水摩擦，海水受到風的作用，隨風飄蕩，海面開始起伏，形成波浪。隨著風速加大和吹風時間增加，海面起伏越來越大，就形成了波浪。

風浪大小和風力大小和風的作用時間有密切關係。南緯40-55度洋麵上，是世界著名的大浪區，海員稱這一緯度為“咆哮的40度”、“瘋狂的40度”，就是因為那裡海面遼闊，常年吹猛烈的西風，猛烈的風暴形成巨大的海浪，是典型的風浪。

當風吹行於水面時，氣流中的渦以平均風速移動,這時水面因所受壓力不均勻而產生起伏，形成了波動。氣流中的壓力和產生的波動，均由頻率（或波長）不同的波動成分所構成，當壓力和波動中同一頻率的成分之間發生共振時，該頻率的波動能量就隨時間線性地增大，風浪即通過此過程生成和成長。他認為生成的波對氣流中的渦和壓力的結構不產生影響，氣流和波動是非耦合的。對於初生的小波，這個假定尚可接受，故上述的共振機制，理論上適用於風浪的生成和成長的初始階段。但測量出的共振理論所需的風中的壓力起伏，難以產生實際的風浪。有的實驗還表明，初生風浪的能量隨時間按指數律成長，且有可能採用其他機製取代菲利普斯的共振機制。

在利用兩種流體的界面不穩定性來探討風浪的生成和成長機制的種種嘗試中，最重要的為邁爾斯的切流不穩定性理論。他根據風的湍流性質，假定水面上的平均風速隨高度依對數律分佈，然後引入水面的小振幅波動（見海浪），它使原來的平行氣流受到干擾，而產生和波動相聯繫的運動及相應的應力。因此，在理論上可證明風在臨界層（位於平均風速等於波速的高度）損失的能量和動量，是通過這種應力向下傳遞，最後由壓力傳輸給波浪的。風傳給波浪的能量，隨時間按指數律成長。這種理論適用於解釋較大的風浪的成長。20多年來，菲利普斯的共振機制和邁爾斯的切流不穩定機制，被用來描述風浪生成和成長的兩個階段，邁爾斯還將它們納入一個聯合的模型中。

在50年代各國提出的許多風浪要素計算方法中，除早期的特徵波方法和譜方法仍被採用外，主要的趨勢是發展數值方法。數值模型雖然很多，但其共同的困難是，方程中包含的能量攝取和消耗的源函數難以準確計算。因此，一部分學者轉而使譜參量化，並就譜中參量建立方程以求其數值解。但是，這些理論方法都存在困難。由於觀測技術的改進，已累積了豐富的資料，使經驗的風浪計算公式和譜方法仍然受到重視。

多數觀測表明，邁爾斯的不穩定性機制提供的能量，遠小於風浪成長的實際需要。為了改進這個理論，曾進行大量的觀測工作和理論工作，主要內容為：①引入波動和氣流湍流間的相互作用。這是在邁爾斯模型中所未考慮的。②在使用的方程中保留非線性項，用數值方法求解。

70年代的風浪理論研究還包括：氣流流線自波面分離所致的遮欄作用，波面破碎的影響，波和波間的非線性相互作用，氣流對波面的切向作用力在能量傳遞中的作用，切流不穩定性機制於風浪生成階段的應用等。進入80年代后，出現了斯托克斯波取代小振幅波作為研究風浪的基礎的理論，它雖然使用了嚴密的力學方法和現代化的測量手段，然而對複雜的風浪的生成和成長問題，仍然處於探索階段。