موجة الحدبة

الحدبة^[1] (بالإنجليزية: Swell) او عُباب^[2] او موجة طويلة^[3]، والتي تُعرف أحيانًا بـ موجة رابية^[4] او موجة القعر^[5]، هي سلسلة من الموجات الميكانيكية التي تنتشر على طول السطح الفاصل بين الماء والهواء في المحيطات والبحار والبحيرات، وتكون تحت التأثير الغالب للجاذبية، ولذلك يُشار إليها غالبًا بـ "موجات الجاذبية السطحية". موجات الجاذبية السطحية هذه تنشأ في الأساس كموجات رياح، ولكنها في الحقيقة هي نتيجة تشتت موجات الرياح الناشئة عن منخفض جوي بعيد. وفي هذه الأنظمة، تهب الرياح لفترة زمنية محددة فوق امتداد مائي (فيتش)، وتتحرك هذه الموجات بعيدًا عن منطقة المصدر بسرعات تعتمد على الفترة الموجية وطول الموجة. بشكل عام، تتكون موجات المدّ أو الحدبة من موجات مولّدة بالرياح لا تتأثر بشكل كبير بالرياح المحلية في ذلك الوقت. غالبًا ما يكون طول موجة الحدبة طويلاً نسبيًا، لأن الموجات ذات الأطوال الموجية القصيرة تحمل طاقة أقل وتتبدد بشكل أسرع. ولكن هذا يختلف بناءً على حجم وقوة ومدة النظام الجوي المسؤول عن الحدبة وحجم المسطح المائي. كما يختلف من حدث لآخر، وخلال الحدث نفسه، بمرور الوقت. في بعض الأحيان، تحدث موجات حدبة تتجاوز طولها 700 متر نتيجة لأشد العواصف.^[6]

اتجاه الحدبة هو الاتجاه الذي تتحرك منه الموجات. يُعطى هذا الاتجاه كاتجاه جغرافي، إما بالدرجات أو اتجاهات البوصلة، مثل شمال شمال غرب (NNW) أو جنوب غرب (SW). وكما هو الحال مع الرياح، فإن الاتجاه المعطى هو بشكل عام الاتجاه الذي تأتي منه الموجات. موجات الحدبة لها نطاق أضيق من الترددات والاتجاهات مقارنة بموجات الرياح المحلية، لأنها تشتت من منطقة تولدها وتتجه بمرور الوقت لكي تتوزع حسب سرعة انتشارها، حيث تمر الموجات الأسرع أولاً بنقطة بعيدة. موجات الحدبة تتخذ شكلاً واتجاهاً أكثر تحديداً وتكون أقل عشوائية من موجات الرياح المتولدة محلياً.

تكوين الموجات

يمكن أن تنشأ الأمواج الكبيرة التي تُلاحظ على الشاطئ نتيجة لأنظمة جوية بعيدة فوق المحيط. هناك خمسة عوامل تعمل معًا لتحديد حجم موجات الرياح التي ستصبح موجات الحدبة في المحيط:^[7]

سرعة الرياح: يجب أن تتحرك الرياح بسرعة أكبر من قمة الموجة (في اتجاه حركة قمة الموجة) ليحدث صافي انتقال للطاقة من الهواء إلى الماء. فكلما كانت الرياح أقوى ولفترة أطول، نشأت أمواج أكبر.
المسافة المفتوحة غير المنقطعة التي تهب عليها الرياح دون تغير كبير في الاتجاه (وتُسمى "امتداد الرياح" أو "الفتش").
عرض سطح الماء في منطقة امتداد الرياح.
مدة هبوب الرياح: الوقت الذي هبت فيه الرياح فوق امتداد الرياح.
عمق الماء.

تُوصَف الموجة باستخدام الأبعاد التالية:

ارتفاع الموجة: المسافة من القاع إلى القمة.
طول الموجة: المسافة من قمة إلى قمة متتالية.
فترة الموجة: الفترة الزمنية بين وصول قمتين متتاليتين عند نقطة ثابتة.
اتجاه انتشار الموجة.

طول الموجة يعتمد على فترتها وعلى عمق الماء إذا كان العمق أقل من نصف طول الموجة تقريبًا، حيث يتأثر سلوك الموجة بالاحتكاك مع القاع.

يُطلق مصطلح "البحر المتطور بالكامل" على الحالة التي تصل فيها الأمواج إلى أقصى حجم ممكن نظريًا في ظل قوة رياح وامتداد محدد. التعرض الإضافي لنفس هذه الرياح يؤدي إلى فقدان للطاقة يساوي الطاقة الداخلة، مما ينتج عنه حالة ثابتة، وذلك بسبب تبدد الطاقة من اللزوجة وتكسر قمم الأمواج على شكل "أمواج بيضاء".

يكون للموجات في منطقة معينة عادةً مجموعة من الارتفاعات. لأغراض التقارير الجوية والتحليل العلمي لإحصائيات موجات الرياح، يُعبَّر عن ارتفاعها المميز خلال فترة زمنية معينة بـ "الارتفاع الموجي المهم". يمثل هذا الرقم متوسط ارتفاع أعلى ثلث من الموجات في فترة زمنية معينة (عادةً ما تُختار بين 20 دقيقة و12 ساعة)، أو في نظام موجي أو عاصفة محددة. الارتفاع الموجي المهم هو أيضًا القيمة التي يقدرها "مراقب مدرب" (مثل أحد أفراد طاقم السفينة) من خلال الملاحظة البصرية لحالة البحر. ونظرًا لتفاوت ارتفاع الموجات، فمن المرجح أن تكون أكبر الموجات الفردية أقل بقليل من ضعف الارتفاع الموجي المهم.^[8]

مصادر توليد موجات الرياح

تنشأ موجات الرياح بفعل الرياح. كما يمكن لأنواع أخرى من الاضطرابات، مثل الموجات الزلزالية، أن تسبب موجات جاذبية، ولكنها لا تُعد موجات رياح ولا تؤدي بشكل عام إلى تكوين موجات الحدبة. يبدأ توليد موجات الرياح باضطرابات تحدث في مجال الرياح العرضية على سطح الماء.

بالنسبة للظروف الأولية التي يكون فيها سطح الماء مسطحًا (مقياس بوفورت 0) وتدفقات الرياح العرضية مفاجئة على سطح الماء، يمكن تفسير توليد موجات الرياح السطحية من خلال آليتين، تبدأان بتقلبات الضغط العمودي للرياح المضطربة وتدفقات القص المتوازية للرياح.

آليات توليد الموجات السطحية بفعل الرياح

آلية "تقلبات الرياح": اقترح هذه الآلية أو. إم. فيليبس في عام 1957. تبدأ عملية تشكيل موجات الرياح بتوزيع عشوائي للضغط العمودي المؤثر على الماء من الرياح. وفقًا لهذه الآلية، يكون سطح الماء ساكنًا في البداية، ويبدأ توليد الموجة بتدفقات الرياح المضطربة ومن ثم بتقلبات الضغط العمودي للرياح المؤثرة على سطح الماء. تنشأ عن تقلبات الضغط هذه إجهادات عمودية ومماسية تولّد سلوكًا موجيًا على سطح الماء.

افتراضات هذه الآلية هي كما يلي:

الماء ساكن في الأصل.
الماء غير لزج.
حركة الماء غير دورانية.
الضغط العمودي على سطح الماء من الرياح المضطربة موزع عشوائيًا.
تُهمل الارتباطات بين حركتي الهواء والماء.^[9]

آلية "قوى قص الرياح": في عام 1957، اقترح جون دبليو. مايلز آلية لتوليد الموجات السطحية تبدأ بتدفقات قص الرياح المضطربة ${\displaystyle Ua(y)}$ ، بناءً على معادلة أور-سومرفيلد ^{[الإنجليزية]} غير اللزجة. اكتشف مايلز أن انتقال الطاقة من الرياح إلى سطح الماء، على شكل سرعة موجة $c$ ، يتناسب طرديًا مع انحناء ملف سرعة الرياح ${\displaystyle Ua''(y)}$ عند النقطة التي تساوي فيها سرعة الرياح المتوسطة سرعة الموجة ( ${\displaystyle Ua=c}$ ، حيث ${\displaystyle Ua}$ هي متوسط سرعة الرياح المضطربة). بما أن ملف سرعة الرياح ${\displaystyle Ua(y)}$ يكون لوغاريتميًا بالنسبة لسطح الماء، فإن الانحناء ${\displaystyle Ua''(y)}$ يحمل إشارة سالبة عند النقطة ${\displaystyle Ua=c}$ . تُظهر هذه العلاقة أن تدفق الرياح ينقل طاقته الحركية إلى سطح الماء عند واجهتهما، وتنشأ سرعة الموجة $c$ إثر ذلك. يمكن تحديد معدل النمو للموجة من خلال انحناء الرياح ( ${\displaystyle (d^{2}Ua)/(dz^{2})}$ ) عند ارتفاع التوجيه ( ${\displaystyle Ua(z=z_{h})=c}$ ) لسرعة رياح معينة ${\displaystyle Ua}$ .

افتراضات هذه الآلية هي:

تدفق قص موازٍ وثنائي الأبعاد ${\displaystyle Ua(y)}$ .
الماء/الرياح غير قابل للانضغاط وغير لزج.
الماء غير دوراني.
ميل (انحدار) الإزاحة السطحية صغير.^[10]

عمومًا، تحدث آليتا تكوين الموجات هاتان معًا على سطح المحيط، مما يؤدي إلى نشوء موجات الرياح التي تنمو في النهاية لتصبح موجات متطورة بالكامل.^[11] إذا افترضنا سطح بحر مسطحًا جدًا (رقم بوفورت 0)، وهبوبًا مفاجئًا ومستقرًا للرياح العرضية عليه، فإن العملية الفيزيائية لتوليد الموجات تكون كالتالي:

تُشكل تدفقات الرياح المضطربة تقلبات ضغط عشوائية على سطح البحر. وتُولَّد موجات صغيرة بأطوال موجية تصل إلى بضعة سنتيمترات بفعل تقلبات الضغط هذه (آلية فيليبس).
تستمر الرياح العرضية في التأثير على سطح البحر الذي بدأ بالتقلب. ثم تصبح الموجات أكبر، ومع كبر حجمها، تزداد فروق الضغط، ويؤدي عدم استقرار القص الناتج إلى تسريع نمو الموجة بشكل أُسِّي (آلية مايلز).
يولّد التفاعل بين الموجات على السطح موجات أطول (حسب دراسة هاسلمان وآخرين، 1973)، وينقل هذا التفاعل الطاقة من الموجات الأقصر التي ولدتها آلية مايلز إلى تلك التي لها ترددات أقل قليلاً من قيم ذروة الموجة. وفي نهاية المطاف، تصبح سرعة الموجة أعلى من سرعة الرياح العرضية (بييرسون وموسكوفيتز).^[12]^[13]

الظروف اللازمة لبحر متطور بالكامل عند سرعات رياح معينة، ومعايير الأمواج الناتجة
ظروف الرياح			حجم الموجة
سرعة الرياح في اتجاه واحد	فيتش	مدة الرياح	متوسط الارتفاع	متوسط الطول الموجي	متوسط الفترة والسرعة
19 كم/س (12 ميل/س؛ 10 عقدة)	19 كـم (12 ميل)	ساعتين	0.27 م (0.89 قدم)	8.5 م (28 قدم)	3.0ث, 2.8 م/ث (9.3 قدم/ث)
37 كم/س (23 ميل/س؛ 20 عقدة)	139 كـم (86 ميل)	10 ساعات	1.5 م (4.9 قدم)	33.8 م (111 قدم)	5.7ث, 5.9 م/ث (19.5 قدم/ث)
56 كم/س (35 ميل/س؛ 30 عقدة)	518 كـم (322 ميل)	23 ساعة	4.1 م (13 قدم)	76.5 م (251 قدم)	8.6ث, 8.9 م/ث (29.2 قدم/ث)
74 كم/س (46 ميل/س؛ 40 عقدة)	1,313 كـم (816 ميل)	42 ساعة	8.5 م (28 قدم)	136 م (446 قدم)	11.4ث, 11.9 م/ث (39.1 قدم/ث)
92 كم/س (57 ميل/س؛ 50 عقدة)	2,627 كـم (1,632 ميل)	69 ساعة	14.8 م (49 قدم)	212.2 م (696 قدم)	14.3ث, 14.8 م/ث (48.7 قدم/ث)

(ملاحظة: معظم سرعات الموجات المحسوبة من قسمة الطول الموجي على الفترة الموجية تتناسب طرديًا مع الجذر التربيعي للطول. وبناءً على ذلك، تتبع الموجات نظرية المياه العميقة الموضحة في القسم التالي، باستثناء الموجات ذات الطول الموجي الأقصر. أما الموجة التي يبلغ طولها 8.5 م فيجب أن تكون إما في مياه ضحلة أو في المنطقة الفاصلة بين المياه العميقة والضحلة.)

التطور

تنشأ أمواج الحدبة الطويلة وتستمد طاقتها من أمواج الرياح الأقصر. وصف هذه العملية لأول مرة كلاوس هاسلمان (الحائز على جائزة نوبل لعام 2021) بعد أن أجرى تحقيقاً في التأثيرات غير الخطية التي تظهر بوضوح أكبر بالقرب من قمم أعلى الأمواج. أوضح هاسلمان أن قطارين من الأمواج في المياه العميقة يمكن أن يتفاعلا، من خلال هذه اللاخطية، ليُولِّدا مجموعتين جديدتين من الأمواج؛ إحداهما عادةً ذات طول موجي أطول، والأخرى ذات طول موجي أقصر.

تُستخدم المعادلة التي طورها هاسلمان لوصف هذه العملية حالياً في نماذج حالة البحر (على سبيل المثال، ويفواتش III) التي تعتمدها جميع المراكز الرئيسية للتنبؤات الجوية والمناخية. يرجع هذا إلى أن كلاً من بحر الرياح وأمواج الحدبة لهما تأثيرات كبيرة على نقل الحرارة من المحيط إلى الغلاف الجوي. يؤثر هذا على كل من أنظمة المناخ واسعة النطاق، مثل ظاهرة النينو، والأنظمة الأصغر حجماً، مثل المنخفضات الجوية التي تتطور بالقرب من حواف تيار الخليج.^[14]^[15]

يصعب شرح الوصف الفيزيائي الجيد لعملية هاسلمان، ولكن يمكن استخدام التأثيرات غير الخطية التي تكون أكبر ما يمكن بالقرب من قمم أعلى الأمواج، والأمواج القصيرة التي غالباً ما تتكسر بالقرب من نفس الموضع، كقياس توضيحي. وذلك لأن كل موجة متكسرة صغيرة تعطي دفعة صغيرة للموجة الأطول التي تتكسر عليها. من وجهة نظر الموجة الطويلة، تتلقى دفعة صغيرة على كل من قممها، تماماً مثل أرجوحة تُعطى دفعة صغيرة في التوقيت المناسب تماماً. لا يوجد أيضاً تأثير مماثل في قاع الموجة – وهو مصطلح يميل إلى تقليل حجم الموجة الطويلة.

من وجهة نظر الفيزيائي، يكتسب هذا التأثير اهتماماً إضافياً لأنه يُظهر كيف يمكن لحقل الأمواج العشوائي أن يولد نظاماً يتمثل في قطار طويل من أمواج الحدبة الطويلة، وذلك على حساب فقدان الطاقة وزيادة الفوضى/الاضطراب الذي يؤثر على جميع الأمواج الصغيرة المتكسرة. يعتبر تصنيف أحجام حبيبات الرمل، والذي يُشاهد غالباً على الشاطئ، عملية مشابهة (شأنها شأن الكثير من العمليات الحيوية).^[16]^[17]

تبدد موجات الحدبة

يُعد تبدد طاقة الحدبة أقوى بكثير بالنسبة للموجات القصيرة، ولهذا السبب تكون موجات الحدبة القادمة من العواصف البعيدة عبارة عن موجات طويلة فقط. تبدد الموجات التي تزيد فترتها عن 13 ثانية ضعيف جدًا ولكنه يظل ذا أهمية على نطاق المحيط الهادئ. تفقد موجات الحدبة الطويلة هذه نصف طاقتها على مسافة تتراوح بين ما يزيد عن 20,000 كم (أي نصف المسافة حول الكرة الأرضية) وما يزيد قليلاً عن 2,000 كم. وجد العلماء أن هذا التباين هو دالة منهجية لـ انحدار الحدبة: أي نسبة ارتفاع الحدبة إلى الطول الموجي. يظل سبب هذا السلوك غير واضح حتى الآن، ولكن من المحتمل أن يكون هذا التبديد ناجمًا عن الاحتكاك عند السطح البيني بين الهواء والبحر.^[18]

تشتت أمواج الحدبة ومجموعات الأمواج

غالباً ما تنشأ أمواج الحدبة بفعل العواصف التي تبعد آلاف الأميال البحرية عن الشواطئ التي تتكسر عليها، ويُعدّ خط الشاطئ هو القيد الأساسي على انتشار أطول أمواج الحدبة. على سبيل المثال، سُجل وصول أمواج الحدبة تولّدت في المحيط الهندي إلى كاليفورنيا بعد أن قطعت ما يزيد عن نصف رحلة حول العالم. تسمح هذه المسافة للأمواج المكوِّنة لأمواج الحدبة بأن تكون أكثر تصنيفاً وخالية من الأمواج الصغيرة المتلاطمة أثناء انتقالها نحو الساحل. تتحرك الأمواج التي تولدها رياح العاصفة بنفس السرعة، وسوف تتجمع وتنتقل معاً، في حين تتأخر الأمواج الأخرى التي تتحرك حتى بجزء بسيط من المتر في الثانية أبطأ، ونتيجةً لذلك، تصل هذه الأمواج في نهاية المطاف بعد ساعات عديدة بسبب المسافة المقطوعة. يتناسب زمن الانتشار ( $t$ ) من المصدر طردياً مع المسافة ( $X$ ) مقسومة على الفترة الموجية ( $T$ ). في المياه العميقة، تحسب بالعلاقة:^[19]

$t=4\pi X/(gT)$ حيث ( $g$ ) هو تسارع الجاذبية الأرضية.

بالنسبة لعاصفة تقع على بعد 10,000 كيلومتر، فإن أمواج الحدبة ذات الفترة $T=15s$ ستصل بعد 10 أيام من العاصفة، تتبعها أمواج الحدبة ذات الفترة $14s$ بعد 17 ساعة إضافية، وهكذا.

يمكن استخدام الوصول المتشتت لأمواج الحدبة، الذي يبدأ بأطول فترة موجية، مع تراجع في الفترة الموجية القصوى بمرور الوقت، لحساب المسافة التي تولدت عندها أمواج الحدبة. في حين أن حالة البحر داخل العاصفة يكون لها طيف ترددي ذو شكل متماثل تقريباً (أي قمة محددة جيداً بترددات سائدة ضمن مجال $\pm 7\%$ من القمة)، فإن أطياف أمواج الحدبة تصبح أضيق فأضيق، وقد تصل أحياناً إلى 2% أو أقل، كلما تشتتت الأمواج أبعد. نتيجة لذلك، يمكن أن تحتوي مجموعات الأمواج (التي يسميها راكبو الأمواج "مجموعات سيتس") على عدد كبير من الأمواج. فبينما كانت تحتوي على حوالي سبع أمواج لكل مجموعة داخل العاصفة، يرتفع هذا العدد إلى 20 موجة وأكثر في أمواج الحدبة القادمة من العواصف البعيدة جداً.

التأثيرات الساحلية

تماماً مثل جميع أمواج الماء، يتناسب تدفق الطاقة طردياً مع مربع ارتفاع الموجة الهام مضروباً في سرعة الزمرة. في المياه العميقة، تتناسب سرعة المجموعة هذه طردياً مع الفترة الموجية. ومن ثم، يمكن لحدبات ذات الفترات الأطول أن تنقل طاقة أكبر من أمواج الرياح الأقصر. وكذلك، يزداد سعة أمواج ما تحت الجاذبية زيادة هائلة مع الفترة الموجية (ما يقرب من مربع الفترة)، ما يؤدي إلى ارتفاع أكبر في صعود الأمواج على الشاطئ. لأن أمواج الحدبة تتميز عادةً بأطوال موجية طويلة (وبالتالي قاعدة موجية أعمق)، فإنها تبدأ عملية الانكسار (انظر: أمواج الماء) على مسافات أكبر بعيداً عن الشاطئ (في المياه الأعمق) مقارنة بالأمواج المتولدة محلياً.^[20]

قد يكون من الصعب اكتشاف الأمواج التي تولدها الحدبة بالعين المجردة (خاصة بعيداً عن الشاطئ) إذا لم تكن أكبر بكثير من الأمواج العادية، وذلك لأنها تختلط مع أمواج البحر العادية. ومن وجهة نظر معالجة الإشارة، يمكن اعتبار الحدبات كإشارة موجية منتظمة إلى حد ما (وإن لم تكن مستمرة) موجودة وسط ضوضاء قوية (أي الأمواج العادية والأمواج الصغيرة المتلاطمة).

الكالاكادال

الكالاكادال (بالإنجليزية: Kallakkadal) أو ارتفاع الحدبة المفاجئ هي أحداث سيول ساحلية مفاجئة تحدث دون أي تغيير مسبق ملحوظ في الرياح المحلية أو أي مؤشر ظاهري آخر في البيئة الساحلية. هذا الاسم مشتق من كلمة باللغة المالايالامية تعني "أمواج شبيهة باللص". تعتبر أحداث الكالاكادال خطراً متزايداً لتغير المناخ على طول السواحل الهندية، وتسببها أمواج حدبة عالية، دون أي إشارة في الرياح المحلية، وتؤدي أحياناً إلى فيضانات شديدة. تشمل المصطلحات المحلية الأخرى لهذه الأحداث ظاهرة الريساغا في جزر البليار.^[21]

أثبت بحث حديث ركز على أسباب أحداث الكالاكادال الرابط بين أحداث ارتفاع الحدبة العالية في شمال المحيط الهندي والظروف الجوية في المحيط الجنوبي، باستخدام مزيج من أرصاد أمواج المحيط والمحاكاة بالنماذج العددية. تؤكد الدراسة أن أحداث الكالاكادال تنجم عن حدبات تنتشر من جنوب المحيط الهندي، تحديداً من خط عرض 30، في المنطقة الواقعة بين إفريقيا وأستراليا. تتولد أمواج الحدبة بفعل أنظمة الطقس البعيدة، حيث تهب الرياح لفترة زمنية على مسافة احتكاك واسعة.^[22]

تتولد أمواج الحدبة الطويلة الفترة (>18 s) التي تُرصد أثناء أحداث الكالاكادال/ارتفاع الحدبة المفاجئ في جنوب المحيط الهندي بفعل أنظمة الضغط المنخفض الشديدة (Severe Low Pressure System) التي وجدت قبل 3−5 أيام من أحداث الكالاكادال. توفر الطبيعة شبه الثابتة لأنظمة الضغط المنخفض في المحيط الجنوبي رياحاً سطحية قوية (∼25 ms−1) وذات مدة طويلة (∼3 أيام) على مسافة احتكاك واسعة؛ وهي الشروط الأساسية لتوليد حدبات طويلة الفترة. تعمل الرياح الشديدة المرتبطة بأنظمة الضغط المنخفض القاسية هذه في جنوب المحيط الهندي على تحفيز توليد أمواج عالية تنتقل إلى المناطق الساحلية الهندية كحدبات. علاوة على ذلك، تؤثر هذه الحدبات على المناطق الساحلية تبعاً للتضاريس المحلية، وزاوية السقوط، وظروف المد والجزر، ما يسبب نشاطاً عالياً للأمواج وظاهرة الكالاكادال على طول المناطق الساحلية الهندية. تظهر الدراسة أن أحداث الكالاكادال على سواحل شمال المحيط الهندي يمكن مراقبتها والتنبؤ بها بفعالية قبل يومين على الأقل إذا رُصدت الظروف الجوية للمحيط الجنوبي بشكل صحيح.^[23]

الملاحة

استخدم الملاحون في ميكرونيسيا موجات الحدبة للحفاظ على مسارهم عندما لم تتوفر لديهم أي إشارات أخرى، كما يحدث في الليالي الضبابية.^[24]

انظر أيضا

ركوب الأمواج

المراجع

^ معجم المصطلحات الجغرافية (بالعربية والإنجليزية) (ط. 1)، القاهرة: مجمع اللغة العربية بالقاهرة، 2010، ص. 409، OCLC:713785160، QID:Q125645356
^ المعجم الموحد لمصطلحات الجغرافيا: (إنجليزي - فرنسي - عربي)، قائمة إصدارات سلسلة المعاجم الموحدة (9) (بالعربية والإنجليزية والفرنسية)، تونس: مكتب تنسيق التعريب، 1994، ص. 114، OCLC:1014100325، QID:Q113516986
^ منير البعلبكي؛ رمزي البعلبكي (2008). المورد الحديث: قاموس إنكليزي عربي (بالعربية والإنجليزية) (ط. 1). بيروت: دار العلم للملايين. ص. 1188. ISBN:978-9953-63-541-5. OCLC:405515532. OL:50197876M. QID:Q112315598.
^ معجم المصطلحات الجغرافية (بالعربية والإنجليزية) (ط. 1)، القاهرة: مجمع اللغة العربية بالقاهرة، 2010، ص. 159، OCLC:713785160، QID:Q125645356
^ منير البعلبكي؛ رمزي البعلبكي (2008). المورد الحديث: قاموس إنكليزي عربي (بالعربية والإنجليزية) (ط. 1). بيروت: دار العلم للملايين. ص. 512. ISBN:978-9953-63-541-5. OCLC:405515532. OL:50197876M. QID:Q112315598.
^ LanzasurfWeb (28 Mar 2023). "Understanding Swell and Where Swell Comes From". Lanzasurf SurfSchool & YogaCamp (بالإنجليزية الأمريكية). Archived from the original on 2025-07-14. Retrieved 2025-09-25.
^ Young، I. R. (1999). Wind generated ocean waves. Elsevier. ISBN:0-08-043317-0. p. 83.
^ Weisse، Ralf؛ von Storch، Hans (2009). Marine climate change: Ocean waves, storms and surges in the perspective of climate change. Springer. ص. 51. ISBN:978-3-540-25316-7.
^ Phillips, O. M. (1957), "On the generation of waves by turbulent wind", Journal of Fluid Mechanics 2 (5): 417–445, بيب كود: [http://adsabs.harvard.edu/abs/1957JFM.....2..417P 1957JFM.....2..417P ], دُوِي:10.1017/S0022112057000233
^ Miles, J. W. (1957), "On the generation of surface waves by shear flows", Journal of Fluid Mechanics 3 (2): 185–204, بيب كود: [http://adsabs.harvard.edu/abs/1957JFM.....3..185M 1957JFM.....3..185M ], دُوِي:10.1017/S0022112057000567
^ "Chapter 16 - Ocean Waves (for an example)". مؤرشف من الأصل في 2016-05-11.
^ Hasselmann K., T.P. Barnett, E. Bouws, H. Carlson, D.E. Cartwright, K. Enke, J.A. Ewing, H. Gienapp, D.E. Hasselmann, P. Kruseman, A. Meerburg, P. Mller, D.J. Olbers, K. Richter, W. Sell, and H. Walden. Measurements of wind-wave growth and swell decay during the Joint North Sea Wave Project (JONSWAP)' Ergnzungsheft zur Deutschen Hydrographischen Zeitschrift Reihe, A(8) (Nr. 12), p.95, 1973.
^ Pierson, Willard J., Jr. and Moskowitz, Lionel A. Proposed Spectral Form for Fully Developed Wind Seas Based on the Similarity Theory of S. A. Kitaigorodskii, Journal of Geophysical Research, Vol. 69, p.5181-5190, 1964.
^ Hasselmann، K. (1962). "On the Non-Linear Energy Transfer in a Gravity-Wave Spectrum Part 1. General Theory". Journal of Fluid Mechanics. ج. 12 ع. 4: 481–500. Bibcode:1962JFM....12..481H. DOI:10.1017/S0022112062000373. hdl:21.11116/0000-0007-DD2C-0. S2CID:122096143.
^ Caribbean Institute for Meteorology and Hydrology. "Wavewatch III in the Caribbean". مؤرشف من الأصل في 2025-08-28. اطلع عليه بتاريخ 2021-03-09.
^ Jiang، Changbo؛ وآخرون (2015). "Sorting and sedimentary character of sandy beach under wave action". Procedia Engineering. ج. 116: 771–777. DOI:10.1016/j.proeng.2015.08.363.
^ Edwards، Arturo (2001). "Grain Size and Sorting in Modern Beach Sands". Journal of Coastal Research. ج. 17 ع. 1: 38–52.
^ Observation of swell dissipation across oceans, F. Ardhuin, Collard, F., and B. Chapron, 2009: Geophys. Res. Lett. 36, L06607, دُوِي:10.1029/2008GL037030
^ Directional recording of swell from distant storms, W. H. Munk, G. R. Miller, F. E. Snodgrass, and N. F. Barber, 1963: Phil. Trans. Roy. Soc. London A 255, 505
^ "Wave Basics (Stormsurf)". مؤرشف من الأصل في 2025-08-30.
^ Jansà, Agusti; Ramis, Climent (2021). "The Balearic rissaga: from pioneering research to present-day knowledge". Natural Hazards (بالإنجليزية). 106 (2): 1269–1297. Bibcode:2021NatHa.106.1269J. DOI:10.1007/s11069-020-04221-3. ISSN:0921-030X.
^ Remya P G, S Vishnu, B Praveen Kumar, T M Balakrishnan Nair, B Rohith (2016). "Tele-connection between the North Indian Ocean high swell events and Meteorological Conditions over the Southern Indian Ocean". Journal of Geophysical Research: Oceans. ج. 121 ع. 10: 7476–7494. Bibcode:2016JGRC..121.7476R. DOI:10.1002/2016JC011723.{{استشهاد بدورية محكمة}}: صيانة الاستشهاد: أسماء متعددة: قائمة المؤلفين (link)
^ Swathy Krishna, P. S.; Sheela Nair, L.; Ramesh, M. (2023), Jayaraju, N.; Sreenivasulu, G.; Madakka, M.; Manjulatha, M. (eds.), "Coastal Flooding in India: An Overview", Coasts, Estuaries and Lakes (بالإنجليزية), Cham: Springer International Publishing, pp. 25–37, DOI:10.1007/978-3-031-21644-2_2, ISBN:978-3-031-21643-5, Retrieved 2024-04-05
^ "Home". www.penn.museum. مؤرشف من الأصل في 2025-09-26.

[1] معجم المصطلحات الجغرافية (بالعربية والإنجليزية) (ط. 1)، القاهرة: مجمع اللغة العربية بالقاهرة، 2010، ص. 409، OCLC:713785160، QID:Q125645356

[2] المعجم الموحد لمصطلحات الجغرافيا: (إنجليزي - فرنسي - عربي)، قائمة إصدارات سلسلة المعاجم الموحدة (9) (بالعربية والإنجليزية والفرنسية)، تونس: مكتب تنسيق التعريب، 1994، ص. 114، OCLC:1014100325، QID:Q113516986

[3] منير البعلبكي؛ رمزي البعلبكي (2008). المورد الحديث: قاموس إنكليزي عربي (بالعربية والإنجليزية) (ط. 1). بيروت: دار العلم للملايين. ص. 1188. ISBN:978-9953-63-541-5. OCLC:405515532. OL:50197876M. QID:Q112315598.

[4] معجم المصطلحات الجغرافية (بالعربية والإنجليزية) (ط. 1)، القاهرة: مجمع اللغة العربية بالقاهرة، 2010، ص. 159، OCLC:713785160، QID:Q125645356

[5] منير البعلبكي؛ رمزي البعلبكي (2008). المورد الحديث: قاموس إنكليزي عربي (بالعربية والإنجليزية) (ط. 1). بيروت: دار العلم للملايين. ص. 512. ISBN:978-9953-63-541-5. OCLC:405515532. OL:50197876M. QID:Q112315598.

[6] LanzasurfWeb (28 Mar 2023). "Understanding Swell and Where Swell Comes From". Lanzasurf SurfSchool & YogaCamp (بالإنجليزية الأمريكية). Archived from the original on 2025-07-14. Retrieved 2025-09-25.

[7] Young، I. R. (1999). Wind generated ocean waves. Elsevier. ISBN:0-08-043317-0. p. 83.

[8] Weisse، Ralf؛ von Storch، Hans (2009). Marine climate change: Ocean waves, storms and surges in the perspective of climate change. Springer. ص. 51. ISBN:978-3-540-25316-7.

[Phillips,_O._M._1957-9] Phillips, O. M. (1957), "On the generation of waves by turbulent wind", Journal of Fluid Mechanics 2 (5): 417–445, بيب كود: [http://adsabs.harvard.edu/abs/1957JFM.....2..417P 1957JFM.....2..417P ], دُوِي:10.1017/S0022112057000233

[10] Miles, J. W. (1957), "On the generation of surface waves by shear flows", Journal of Fluid Mechanics 3 (2): 185–204, بيب كود: [http://adsabs.harvard.edu/abs/1957JFM.....3..185M 1957JFM.....3..185M ], دُوِي:10.1017/S0022112057000567

[11] "Chapter 16 - Ocean Waves (for an example)". مؤرشف من الأصل في 2016-05-11.

[12] Hasselmann K., T.P. Barnett, E. Bouws, H. Carlson, D.E. Cartwright, K. Enke, J.A. Ewing, H. Gienapp, D.E. Hasselmann, P. Kruseman, A. Meerburg, P. Mller, D.J. Olbers, K. Richter, W. Sell, and H. Walden. Measurements of wind-wave growth and swell decay during the Joint North Sea Wave Project (JONSWAP)' Ergnzungsheft zur Deutschen Hydrographischen Zeitschrift Reihe, A(8) (Nr. 12), p.95, 1973.

[13] Pierson, Willard J., Jr. and Moskowitz, Lionel A. Proposed Spectral Form for Fully Developed Wind Seas Based on the Similarity Theory of S. A. Kitaigorodskii, Journal of Geophysical Research, Vol. 69, p.5181-5190, 1964.

[14] Hasselmann، K. (1962). "On the Non-Linear Energy Transfer in a Gravity-Wave Spectrum Part 1. General Theory". Journal of Fluid Mechanics. ج. 12 ع. 4: 481–500. Bibcode:1962JFM....12..481H. DOI:10.1017/S0022112062000373. hdl:21.11116/0000-0007-DD2C-0. S2CID:122096143.

[15] Caribbean Institute for Meteorology and Hydrology. "Wavewatch III in the Caribbean". مؤرشف من الأصل في 2025-08-28. اطلع عليه بتاريخ 2021-03-09.

[16] Jiang، Changbo؛ وآخرون (2015). "Sorting and sedimentary character of sandy beach under wave action". Procedia Engineering. ج. 116: 771–777. DOI:10.1016/j.proeng.2015.08.363.

[17] Edwards، Arturo (2001). "Grain Size and Sorting in Modern Beach Sands". Journal of Coastal Research. ج. 17 ع. 1: 38–52.

[18] Observation of swell dissipation across oceans, F. Ardhuin, Collard, F., and B. Chapron, 2009: Geophys. Res. Lett. 36, L06607, دُوِي:10.1029/2008GL037030

[19] Directional recording of swell from distant storms, W. H. Munk, G. R. Miller, F. E. Snodgrass, and N. F. Barber, 1963: Phil. Trans. Roy. Soc. London A 255, 505

[20] "Wave Basics (Stormsurf)". مؤرشف من الأصل في 2025-08-30.

[21] Jansà, Agusti; Ramis, Climent (2021). "The Balearic rissaga: from pioneering research to present-day knowledge". Natural Hazards (بالإنجليزية). 106 (2): 1269–1297. Bibcode:2021NatHa.106.1269J. DOI:10.1007/s11069-020-04221-3. ISSN:0921-030X.

[22] Remya P G, S Vishnu, B Praveen Kumar, T M Balakrishnan Nair, B Rohith (2016). "Tele-connection between the North Indian Ocean high swell events and Meteorological Conditions over the Southern Indian Ocean". Journal of Geophysical Research: Oceans. ج. 121 ع. 10: 7476–7494. Bibcode:2016JGRC..121.7476R. DOI:10.1002/2016JC011723.{{استشهاد بدورية محكمة}}: صيانة الاستشهاد: أسماء متعددة: قائمة المؤلفين (link)

[:0-23] Swathy Krishna, P. S.; Sheela Nair, L.; Ramesh, M. (2023), Jayaraju, N.; Sreenivasulu, G.; Madakka, M.; Manjulatha, M. (eds.), "Coastal Flooding in India: An Overview", Coasts, Estuaries and Lakes (بالإنجليزية), Cham: Springer International Publishing, pp. 25–37, DOI:10.1007/978-3-031-21644-2_2, ISBN:978-3-031-21643-5, Retrieved 2024-04-05

[24] "Home". www.penn.museum. مؤرشف من الأصل في 2025-09-26.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]

[15]

[16]

[17]

[18]

[19]

[20]

[21]

[22]

[23]

[24]

ع ن ت علم المحيطات الفيزيائي
موجات	موجة ارتطام موجة ثقالية موجة الحدبة أمواج روسبي حالة البحر سوليتون تسونامي ميجاتسونامي قاعدة الموجة طاقة موجية موجة رياح تقاطع بحري
تيار محيطي	دوران الغلاف الجوي تأثير كوريوليس دوامة اضطرابية تيار دوراني أرضي تيار الخليج تيار همبولت توزيع حرمائي دردور دوامة محيطية تيار ساحب دورة حرارية ملحية توقف الدوران الحراري الملحي دردور
مد وجزر	قوة المد والجزر طاقة المد والجزر
شكل الأرض	شعب حلقي جغرافيا ساحلية منحدر قاري جيوت علم وصف المياه حوض محيطي خندق محيطي قاع البحر جبل بحري أخدود غائص
الصفائح التكتونية	حدود متقاربة حدود متباعدة منفس مائي حراري علم المحيطات الجيولوجية حيد وسط محيط إنقطاع موهو قشرة محيطية تمدد قاع البحر انضواء
مناطق المحيط	منطقة القاع منطقة البحر المفتوح منطقة مضاءة منطقة مغمورة منطقة متوسطة العمق منطقة عميقة منطقة العمق السحيق منطقة الخندق المحيطي مياه أعماق المحيطات منطقة السواحل منطقة المحيطات منطقة الأمواج
مستوى سطح البحر	منحنى سطح البحر ارتفاع منسوب البحار نظام المساحة العالمي 1984
مقالات ذات صلة	بحر هامشي الطاقة البحرية تلوث البحار محيط (جغرافيا) طبوغرافية سطح المحيط علم المحيطات درجة حرارة سطح البحر ماء البحر ممال حراري عمود ماء أطلس محيطات العالم رواسب بحرية رواسب برية
تصنيف كومنز