海岸で観察される大きな砕波は、途切れのない海のある距離の遠くの気象システムから生じることがある。 海のうねりとなる風波の形成には、5つの要因が影響する。

• 波の速度に対する風の速度または強さ-風は、空気から水への正味のエネルギー伝達のために、波の頂点よりも速く（波の頂点が進む方向に）動いていなければならない。 より強い風が長く続くと、より大きな波が発生する。
• 風向きを大きく変えずに風が吹き続ける水面幅（フェッチと呼ぶ）
• 風の持続時間-風がフェッチ上を吹き続ける時間
• 水深

これらの要因すべてが連動して風波の大きさを決定しています。

• 波高（谷から頂上まで）
• 波長（頂上から頂上まで）
• 波周期（静止した地点に連続した頂上が到着する時間間隔）
• 波の伝播方向

完全に発達した海は、特定の強さとフェッチの風に対して理論的に可能な最大の波の大きさを持つ。 その風をさらに受けると、粘性と「白波」としての波頭の破壊によるエネルギー散逸のため、定常状態を与えるエネルギー入力に等しいエネルギー損失が生じることになる。 ある地域の波は、通常、さまざまな高さを持っている。 天気予報や風波統計の科学的分析では、ある時間間隔での特徴的な高さは通常、有義波高として表される。 この数値は、ある時間帯（通常20分から12時間の範囲で選択される）、または特定の波や嵐システムにおける波の最も高い1/3の平均高さを表しています。 また、有義波高は、「訓練を受けた観測者」（例えば、船舶の乗組員）が海象を目視観測して推定する値でもある。 波高の変動性を考えると、個々の最大波は有義波高の2倍よりやや小さいと思われる。

風波の発生源編集

風波は風により発生するものであります。 地震など他の外乱でも重力波が発生することがあるが、風波ではないので、一般にうねりは生じない。 風波の発生は、水面上の横風場の擾乱によって開始される。

しかし、平坦な水面（Beaufort Scale 0）を設定し、水面に急激な横風が流れると、表面風波の発生は、乱流の正常圧変動と平行風シアー流によって開始される二つのメカニズムによって説明することができる。

風による表面波発生編

「風の揺らぎ」から。 風波の形成は、風から水面に作用する法線圧力のランダムな分布によって開始される。 1957年にO.M.Phillipsによって提唱されたこのメカニズムでは、水面は最初静止しており、波の発生は風の乱流によって始まり、次に風のゆらぎによって、水面に作用する法線圧力が発生する。 この圧力変動により、水面に波動を発生させる法線応力と接線応力が発生する。

このメカニズムの前提は次の通りである。

1. 水はもともと静止している；
2. 水は非粘性である；
3. 乱流風による水面への垂直圧力はランダムに分布する；
4. 空気と水の運動の相関は無視される。

このメカニズムの前提は、

一般に、これらの波形成メカニズムは海面上で一緒に起こり、風波を生じさせ、やがて完全に発達した波へと成長させる。 もし、非常に平坦な海面（ボーフォート数、0）を仮定し、そこに突然の風の流れが安定して吹くとすると、物理的な波の発生プロセスは次のようになる。

1. 乱流風の流れは、海面においてランダムな圧力揺らぎを形成する。 この圧力変動によって波長数cmオーダーの小波が発生する（フィリップス機構）。
2. 最初に揺らいだ海面に横風が作用し続ける。 すると波が大きくなり、それにつれて圧力差が大きくなり、その結果、シアー不安定性が波の成長を指数関数的に促進する（Milesメカニズム）。
3. 海面上の波の相互作用により長い波が発生し（Hasselmannら、1973）、この相互作用によりMilesメカニズムで発生した短い波から、波の大きさのピーク時よりもわずかに低い周波数を持つ波へとエネルギーが伝達される。 最終的には波速は横風より高くなる（Pierson & Moskowitz）。

• （注）波長÷周期から計算される波速のほとんどは、長さの平方根に比例する。 したがって、最短の波長を除いては、次節で述べる深海の理論に従った波となる。 長さ8.5mの波は、浅瀬か、深海と浅瀬の間にあるはずである)

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