国立防災科学技術セソター研究報告第11号

1975年8月

551，466：551，465．7：551，556．8

風浪の発達の機巧
藤一つのモデル縄幸雄

国立防災科学技術セソター平塚支所

A

Mode1onthe

M㏄hamismoftheTurbu1e皿t

Mom㎝tum

Tr㎝sfer

to

Water

Waves

By
Yukio

Fujillawa肋∫淋〃θψCo伽肋106ω〃olo馴，ハ肋〃o伽1RθsθακんCθ〃〃∫071）ゴ蜘伽Pκ閉〃o〃，∫o伽oθα〃τ召6伽olo馴λg鮒ツ
9−2，！V械8αんα刎α，Hかαお〃肋一s〃，Kα〃α塚α〃α一肋〃254

Abstmct
Many行eld

works

in

conc1usion

othergreater

their

than

on

the

growth

that

rate

the

that

anticipated

from

the

causes

be

of

wind

observed

the

Mi1es

waves

growthhaveagreedrateβisinstabi1ity

with

each

by

severalofwave

genera−betweenturbulence

theory

times

tiOn．

One

of

and

the

wave・induced自eld．In

fact，some1aboratory

that

the

wave−induced

turbu1ent

Reyno1ds

thereaMoreover

nated

from

this

the

Navier−Stokes

equation

distortion

what

few

momentumjustiied

coe冊cientsαofontria1s

and

the

the

the

groundteristic1ength

of

the

rate

observedby

the行eld

theparameters．

on

the

a11of

them

rate

is

of

of

assumption

the

in

the

interactionisestimateequationturbu1enceandβ1dependtostresstotransfer

assumption．Va1idity

law

attributed

mechanism，thoughnature．Here

sipation

1．

appeared

may

the

are

momentumtransfer

phenomeno1ogicalinorigi−

their

from

the

base

of

the

depends

on

the

form

of

dis・

sea，beingsome−boundary1ayer

ratio

over

the

a1readyroughness1ength

turbu1ence．Numerica1resu1ts
obtainedshown

rather1arger．

theexperimenta1works

be

but

on

of

can

zero

have

calcu1ated，starting

the

works

not

continuity

ofexperiments

rapid

pub1ished．Pressure
and

have

shown

within

the

the

that

charac・thep1ausible

growth

range

of

まえがき
大気と海洋の相互作用の諸過程のうち，風浪の発生については， 数多くの実験，理論的研究が積み重ねられている．その結果，かなりの事柄が判明したが， いま．だ本質的な機巧につ

一31一

国立防災科学技術セソター研究報告第1！号

1975年8月

いては，明らかでないといってもよい．ここで，簡単に波浪の発生についての研究を概観してみよう．

JeH・eys（！925）の提唱したしゃへいモデル（sheltering

mode1）は，気流が波の峰近くで嗅く離して，その結果，波ヘェネ／レギーが供給されるというものである．しかし，この機巧は，Mot・fe1d（1937）が行なったモデル波面上での実験結果に合わず，退けられた形になった．Kunishi（！963）は，室内実験によってしゃへい係数が，波の傾きと，ある種のレイノルズ数に依存することを見いだした．1957年に発表されたPhi11ips（1957）とMi1es（1957）の論文は，以後今口に至るまで，この方面の研究に大きな影響を及ぼしてきた．Phi11ipsの理論は，大気乱流と波との共鳴機巧に基づくものであって，この理諭によると，波は時間に比例して発達し，そして，決まった方向に進む波が，異常に大きく成長する．今日，波浪の発生の初期段階は，この理論で説明できると，一般に受け取られている．一方，Mi1esの理論は，波が存在するために気流中の乱れが生じ，この乱れが，波面近くで，波の傾きに同位相な圧力変動を生むので，波が大きくなるという，一種の不安定機巧に基づいている．Milesの理諭は，Lighthi11（1962）によって物理的な根拠を与えられるとともに，Longuet−Higgins（1963）の方向スペクトルによる測定結果からも支持されて，波の発生の理諭も完成したかに見えた．以後行なわれた実験室における測定結果（Hamada，1963；Hidy

Shemdinand

Hsu，1966；Suther1and，1968；Bo1e

and

and

P1ate，1966；

Hsu，1969；P1ate，ChangandHidy，！969）も，おおむねその理論の予想と合っていた．しかるに，外海における波の発達率を測定してみたところ，予想されるよりも数倍大きいことが判明した（Snyder
1966；Bamett

andWi1kerson，1967；Iwata

and

and

Cox，

Tanaka，1970；Taira，1972）．この発見を契機に，波浪の発達に関する研究は，再び活発になってきた．その背景には，産業の発展に伴う港湾事業の増加の結果，波浪予報の要望が強くなったことが挙げられる．

波が，大気と海との境界上に出来る波動現象であることから，当然のことながら，波の発生の問題は，気流の特性という面からと，波を含めての海水の運動の特性という面から研究されている．まず，気流についての研究から見ていこう．

気流から運動量が海水に与えられるために，風速の平均分布は，下の境界が固定している
場合とかなり異なると予想したのは，Stewart（1961）である．Takeda（1963）は，波の上の風速分布を測定し，確かに，対数分布からずれて，キソク（kink）が存在することを示した．

しかし，今日では，風速の分布は，波の上でもやはり対数分布をすると言われることが多い．一方，Mi1es（1965）は，Stewa・tとは逆に，彼の考えた機巧が作円していても，風速の分布には，検知できるほどのキソクが存在しないことを示し，Iwata（1968）は，不安定機巧によって生ずる応力と平衡関係にある風速分布を導き出し，やはり，対数分布からのずれは小さいことを見いだしている．また，彼は，このような風速分布の場合には，特定の波が，Milesの理論によるよりもずっと大きい増大率を持つことも示した．

一32一

風浪の発達の機巧一一つのモデルー藤縄

波によって誘起される気流の特性について，初めて実験的な研究を行なったのは，Stewart（1967）である．彼の測定結果は，著しくMi1esの理論と矛盾するものであった．一方，ShemdinandHsu（1967）は，波面近傍における圧力変動と水位変動の位相関係が，Mi1es−

Benjaminの理論による予想と，矛盾しないことを報告し，Dobson（1971）は，外海における測定によっても，水位変動と圧力変動の位相関係は，Kenda11（1970）とShemdinandHsu（1967）の実験室の結果に，合うと言っている．Kondo，FujinawaandNaito（1972）は，

波によって誘起される気流の変動の大きさ並びに波に対する位相関係が，定性的にも定量的にも・かなりよくMi1esの理論の予想するものに一致するが，位相の逆転の起こる高さや，高い場所での気流変動の大きさに，系統的な差異があることを見いだした．この差異は，多分，大気の乱流状態が変形されるために生じているのであろうが，これを定量的に見積もる
試みは・いまだ現れていない．E11iot（1972）の外海における圧力変動と水位変動の測定もある．

さて・Mi1esの塊論においては，大気の運動が舌L流状態にあることは，本質的には取り入れられていない．すなわち，乱流成分ω1と波誘起成分Zとの相関は，0であるとされている。近年，乱流レイノルズ応力は，波があるために，かなり変形するという報告がもたらされ始めた・測定の性質上，今のところ，実験室におけるものに眼られている（Kenda11．
1970；Hussain

andReyno1ds，1972；KatoandSano，1971）．今後この方面からの研究は，下に述べる理論的研究と相まって，波の発達の機巧の解明に，大きな寄与をするに違いな
レ・．

さて，海水の運動特性という面からは，波の諸特性，吹送流，海水中の流速変動等が，研究の対象になっている．波は，二次元平面における波動現象であるからして，一点における測定から求まる周波数スペクトルより得られる情報からは，1眼られた知識しか得ることができない．どうしても方向まで合めた測定がなされなければならない．方向スペクトルの漠■」定の方法には，いくつかのものが実用化されている（たとえば，Fujinawa，1974を参照のこと）．方向スペクトルの測定結果から，波の場の非線形相互作用の役割（Bamett，1971；
Fujinawa，1975）や，発達率の方向依存，方向分散（Fujinawa，1975）等についての新しい知見が得られている．

次いで，この論文の主題である舌L流と波誘起流との干渉についての理論的研究の発展経過
を兄てみよう．前に述べたように，Mi1es（1957）の発生理論においては，大気流の舌L流特性

は，本質的には，坂り入れられておらず，単に，風速分布が対数法則に従うという形で反映されているにすぎない．Phi11ips（1966）は，その一教科書の中で，なかなか巧妙に乱れと波による気流変動の相互干渉を試算した．すなわち，乱れがないときには，臨界層（c・itica11aye・）と呼ばれる高さ2。のσ（zo）＝o

一33一（1）

国立防災科学技術セソター研究報告第11号

1975年8月

以外では，完全に逆位相となる波誘起流に伴ううず度ρと，鉛直速度成分〃の間に，乱流の持っ拡散の作用によって同位相の成分が生ずるというものである．ここに，0はある波の波速であり，また，なぜうず度9と鉛直速度成分〃との位相が重要な働きをするかというと，それは，波誘起流によって波に及ぼされるz＝Oにおけるレイノルズ応力τω（O）
が1一（・）一1／1砺・・（2）で与えられるからである．しかしながら，このやり方は，巧妙であるとはいえ，基本的な問
題をはらんでいる．というのは，圧力（法線方向）変動によって波に入る単位時間当たりの運動量Fは
F＝〈ρ〉。〈∂ζ／∂〉（3）であり，速度場〃を

ω＝面十カ十〃（4）と分解するとF：τω（o）一ρ＜・∫2〉1〈∂ζ／∂〉十ρ（〈ζ〉∂〈・〃〉／∂・）・（5）となる（Phi11ips，1966）．ここにτω（0）は，z＝Oにおけるレイノルズ応力であって，

㌃㌘ll

／

（6）

であり，〈〉はγ方向についての平均を示す．このように速度場を，波誘起流と乱流に明確に分けておきながら，波誘起流の成分のみから成り立っているτω（0）に，乱れの作用を入れるのは，論理的に一貫していないと言わなければならない．波誘起流と乱流に干渉が存在するとするならば，（5）式の〈〃2〉や，〈〃〃〉の中に水面変位ζに関係した成分が存在して，それらを含む項が平均的にOでなくなるという，議論の進め方をしなければなるまい．
しかるに，Phi11ipsは，上のようにτω（0）の中に舌L流の作用を導入しておりながら，（5）式の第2項は，乱れが波のひと山を通過する時問

1ω＝（W一・1）一．

（7）が，乱流の特性時間

姑＝（∂σ／∂2）一1（8）に比べて，非常に大きいこと，
オω》オs

（9）

を根拠として，0であると主張している．第3項は乱流レイノルズ応力の鉛直傾度
∂（〃〃

）／∂2

（10）

が非常にOに近いから無視してよい．前に述べたように，この推論の仕方が，首尾一貫していないばかりでなく，乱流の特性時問チ。の選択が，このような場合には，問題がある．す一34一

風浪の発達の機巧一一つのモデルー藤縄

なわち，平均流にシヤーのある場合の乱流を考えた場合，特性時問は，上に使った加以外にも，次のようなものが存在する（Townsend，1956）．すなわち，
dzodτ・＝1・／σ肌（11）

チ色＝σ2／2ε（12）及びである．ここに，1・は流れの横方向スケールであり，σ刎は平均的な流速，σは1剛，εは乱流のエネルギー散逸率である．んは，流れが断面の変化する所を通過するときの，任意の断面におけるf丈表時問である．一方，んは，舌L流の内部運動の時間である．そして，上に用いた加は，平均流と乱流との干渉を考えた場合，平均的なシヤーに主に着目して得られる時間である．我々は，なにも今，平均流と乱れとの相互作用について考察しているのではな
く，正に，乱れの運動そのものと，波が存在するために生じたシヤーとの干渉に注目しているのである．したがって，特性時問の比較は，オωとたとの間で行なうのが至当である．後に示すように，ある場合には，十分

ま㎜《ん

（13）

となって，乱流の受ける変形は，波の傾きに同位相で，しかも，波にエネルギrを供給する
ような圧力変動を生むことがわかる．このことを，できるだけ少ない仮定（これも本質的なものではない）をもとにして示すのが，この論文の目的である．それを行なう前に，今までなされてきたこの方面の研究の概観を終わってしまおう．

Mi1es（1957）は，レイノルズ応力の誘起流による変形をPrandt1の混合距離理諭の類椎から算出しようと試みたが，当時のこの方面における知識の不足を理由に，単に定式化にとどめている．Davies（1970）は，応力が，瞬問的な波面からの距離の関数であるという仮定を基に計算を行ない，Stewart（1970）が行なった実験結果と比較をした．今少し詳細なものに，Ye丘mov（1970）等のうず粘性を用いる方法及びDavies（1970）等の境界層計算の方法がある．まず前者から見ていこう．Ye丘movは，波誘起流と平均流の和に対する方程式
∂σ

〜∂σ

一∂σ

1∂ρ

一

∂

一

∂

、

を解くことを考えた．ここにσ＝勿十庇，

W＝（15）であり，リ伽は分子動粘1性係数である．しかしながら，ここには未知の量一〃

〃1，一〃

2が

混入している．そこで，彼は，次のような現象論的な仮定を導入して，難関を通り抜けようとする．．すなわち，問題となっているレイノルズ応力一〃1〃

一35一

を

国立防災科学技術セソター研究報告第11号

ユ975年8月

一〃一K簑・リ（簑・㌣）（16）とするのである．この第2項が，乱流と波誘起流との干渉を表しているのはいうまでもない、

そして，リは舌L流動粘性係数である．あといくつかの仮定を導入して，方程式の中には余計な未知量が入らない形にして解くのである．Reyno1ds

andHussain（1972）も，本質的には，

上に述べたうず粘性の導入によって，完結（c1osu・e）の問題を解決している．

一方，Townsend（1972）は，やはり波誘起流に対するレイノルズの方程式を導き，次の事
柄を仮定して，波誘起流による応力の揺らぎを計算した．すなわち，（1）

レイノルズ応力の変動は，全連動エネルギーア2の変動に比例する．

（2）

乱流運動エネルギーの拡散は，こう配（9radient）形である．

（3）エネルギー散逸率は，散逸長Lとレイノルズ応力のみで決まり，工、は，波面からの距離だけの関数である．

（4）水平方向のレイノルズ応力の方向は，速度のシヤーの方向である．

以上のとおりである．その結果，波の発達率の大きさは，Mi1esの理論で与えられるものに近く，線形の干渉では，十分大きな運動量輸送を生じえないと主張している．

Davie・（1972）の方法も，本質的には，上に挙げたTownsendが用いた境界層計算の方法（BradshawααZ．，1967）によっている．

ここに見てきたように，従来までの理論は，すべて，本質的に現象論的仮定の上に進められている．筆者は，ここで，ほぼ厳密に運動方程式，連続の方程式のみを使って，乱流と波誘起流との干渉を求める方法を提唱するものである．ここで，ほぼと断った理由は，おのずと明らかになるであろう．計算の結果は，測定された波の増大率を正しく与え得るし，また，Kenda11（1970）の波によって生ずる乱流圧力変動の測定とも，比較的よく合うことが判明した．

2．理論の組立
2．1背景

舌L流白身の持つ特性時間としてのチ色はん一（∴芋ジ（17）のようにも書ける．したがって，

R＝≠1μω》1（18）のときには，乱れが波のひと山を越す問の乱流のそれ白身に対する作用が，無視できて，単に，波誘起流による変形のみを考慮すればよい．実際，不等式（18）が成立するような状況があるかどうか調べるためには，乱流の減衰法則を具体的な形で知らねぱならない．この法

一36一

風浪の発達の機巧一一つのモデルー藤縄

則は，今のところ，格子の後にできる舌L流について知られているのみで，壁面上に生ずる境界層舌L流に関しては明確には知られていない．そこで，ここでは，議論を進める意味で，格子乱流における散逸法則
d〃

2＿

一

d≠

（〃）3／2

一一

（19）

z

（Batche1or，1953）が成り立っているものとする．Townsend（1972）も，この仮定を用いて議論を進めている．ここに，1は舌L流の流れ方向の代表的な大きさを表している．（18）式のRを以後，変形急速性（・apidness）係数と名づけるとして，（19）式を用いて無次元表示
をすれば，

5
R＝一ん＊（σ＊一〇＊）／σ＊π（20）となる．この式を導くのに，近似的な関係〉ア＝01σ（21）を用い，無次元量
σ＊＝岬㎝，を使っている

o＊＝o／ひ，ん＊＝〃，

σ・＝〃。／κ

（22）〃。は，2＝Oにおける摩擦速度（〃。＝ノτ。／ρ，τ。＝τ呂一。）であり，κはカルマ

ソ定数でO．4，んは波数，0は波速である．

かくて，不等式（18）が成立するような場合には，舌L流の内部固有作用（移流項と粘性項の作用）を無視できるので，舌L流の受ける変形は，容易に見積もれよう．この種の近似を最初に行なったのは，T・y1o・（1935）である．彼は，風胴の断面積が急に変わることによって乱流成分が極端に減少する事実を，このような操作を基に解き明かした．以後，Uberoi
Wa11is（1966）やTucker

and

and

Reyno1ds（1968）は，シヤーの存在によってこうむる乱流の変形につき，実験研究を行ない，一方，Townsend（1970）は，白由乱流（freeshear

turbu・

1ence）の中の速度相関関数を，初期の舌L流の状態が，等方性（isotropic）であって，変形が急速であるとして求め，その結果が測定事実に合うことを示した．

さて，上に用いた乱流の流れ方向の大きさ1は，上では一定の長さと置いたけれども，実際には，海面からの高さの関数であることが知られている．しかしながら，舌L流の縦方向・

横方向の代表的な大きさは，鉛直方向の大きさと違って，十分ゆっくりとした変化しかしないであろうから，少なくとも波誘起流が有限な大きさを持つ高さまでならば，1はある一定の大きさを持つとしても，それほど非現実的ではないと考えられる．この論文の中で仮定することは，不等式（19）のみである．また，この仮定も，実際には，変形急速性係数の表示にだけ使われており，なんらかの方法で変形が急速であることが判明すれば，この仮定も不要となって，根拠のない仮定は少なくとも運動量移入率の表示を求めるところまでは入らな
いことになる．

一37一

国立防災科学技術セソター研究報告第11号

1975年8月

2．2定

式

化

まず，

軸を波の進行方向に，2軸は鉛直上方にとる．μ軸は水平面内にあるようにする．ここで，考える波を

η＝αeiκ（州）（23）で表す．ここにαは振幅である．複素表示を採用するが，断りのないときは，いつも最終
的には複素量の実数部分を取るものとする．速度ベクトル〃うず度ベクトルω，位置ベク

トルrは，便宜上，llllllll∴…

（24）のような混合表示を用いて示すものとする．

大気の密度ρを一定とすると，質量保存則は
▽・

＝O

（25）

となる．ここに，▽はナブラ演算子である．運動量保存を記述するNavier−Stokesの方程式はDω
1＝一一▽ρ十リ▽2ω
Dオ
ρ

（26）

と書き表される．ここに，D／D左は

D
Dチ

∂

∂
＝一十（ω▽）（27）

で，時間に関する全微分演算子であり，ρは圧力，リは分子粘性係数，▽2はラプラシアソ
である．連続・運動量の方程式から圧力を消去して，うず度輸送の方程式
Dω工∂物

Dr伽∂。、十リ▽2ω

（28）を得る．ここでは，よく行なわれるように，指数が同一項内に重複して同じものがあるときには，その指数の全範囲にわたる和を示すことにする．次いで，いよいよ，摂動の方法によって，波誘起流と舌L流との干渉を見積もることにする．
場を，平均流（五，δ），波誘起流（カ，あ），乱流を含めた残りの変動流（ω1，ω

〃：元十カ十〃，ω＝面十あ十ω．

）に分解すると（29）

うず度輸送方程式は
∂
∂チ

∂
∂仙

一（軌十軌十ω1）十（伽十ゐ十〃1）一（励十励十ω1）＝（砺十α十ω≦）∂∂仙（妬十あ十〃｛）十リ▽2（画十δ王十ω≦）

一38一

（30）

風浪の発達の機巧一一つのモテルー藤縄となる．Milesの考えた準層流モデルは，上式において
ω1：0，

ω

＝O

（31）

とおいたものに一等価である．すなわち，∂∂

一（画十δユ）十（ゐ十ゐ）∂＝（δ。十δ孔）

∂
（莇十軌）
∂伽

（妬十励十リ▽2（画十画）

∂仙

（32）

（30）式から（32）式を引くと，乱流十干渉場に対する方程式

∂ω1
∂

∂ωユ

＋〃｛

∂ω1

十（伽十ゐ）一一
∂仙
∂仙

∂吻
∂伽

＝ω二

∂切
∂仙

十（δ。十δ。）

十リ▽2ω圭を得る．この変動場を，更に，純乱流泌と干渉場カ
〆：泌十Z

，

ω

（33）

に分解する．
＝ω1＋δ

．

（34）

純乱流場に対するうず度方程式は，（33）式において干渉場が等を0とおいて得られる．
∂ω6工
∂
∂ω≦｛
十狐一一（励十ωω十軌

∂ま

：ω6、

∂仙

∂伽

∂
∂仙

∂砥
十リ▽2ωξ丘∂仙（砺十眺工）十δ乱（35）（33）式から（35）式を差し引いて，干渉場（カ1，δ1）に対する方程式を，最終的に

∂α

∂δ1

∂δ1

∂砺

十〃。
十（刎十〃6皿）一一十砺
∂オ
∂仙
∂伽
一∂仙

、、∂ψ一∂ω＆
十〃。F
∂伽

＋伽

∂肋

一ω＆砺。ω㌫棚。山姓。δ小。δ也弼。リ榊
1∂仙

1∂仙

∂仙

一∂仙

（・・）

∂仙

のように書き下すことができる．この大変に複雑な方程式は，R》1のときには，結局∂α∂≠∂δ1 、∂妬
∂仙
∂仙

十〃旭

＝ωo。

（37）

のような簡単なものになってしまう．更に，

吻≒勿＝σ

（38）

であるから，結局
δ1＝O，

δ1一、≡、（一糾か筈）（・・）となる．うず度と流速を結びつける関係

㌻1，㌘
一39一

▽∴芳∴）

国立防災科学技術セソター研究報告第11号

1975年8月（Lamb，1932）を用いて，

昨一、！、（努叶努昔）

（・1）

を得る．

これを見ると，干渉によって生ずる乱流の変形は，元の二つの場（泌とカ）の積に比例する形になっていて，非常にもっともらしい．具体的にを求めるためには，波誘起流の解を知らなければならない．しかしながら，解析的な解は，求まっておらず，数値解が求められているにすぎない．そこで，Lighthi11等による近似解＝iαん・i肋（σ一・）・一肋，

加《1

（42）

（Phi11ips，1966）を用いると，＝・i肋F（2）（43）と置けるから，（12F

τ■㍑＝φ二伽十iφ・・．

1∂ω6。∂σ炉一σ一。∂ひα∂、e一肋・

伽＝一αん

（44）

1 ∂ω≦1一 （σ一〇）e一肋

σ一6∂μという常微分方程式に帰する．ここに，伽，伽は，φのそれぞれ実数部分，虚数部分を示している．（44）式を境界条件（・帥）＝0（45）のもとに解けば，・一一〆1榊・去ψ／1帥

（・・）となる．2＝0における乱流動圧力変動をがとおく．

カ：一ρ〈〃2〉・。

（47）

この圧力変動の内から，波に無関係なもの，二次の微小量のものを除くと，

が＝一2ρ〈榊〉・（48）となる．この成分が，波と関係しており，波の位相との関係次第で，波の発達を助長もすれ
ば，抑圧もすることになる．無次元の圧力係数α
負

＝（α

十iβ

（43），（46），（48）及び（47）式から，α，β1を導入する．

）ρひ・2んη．

，β

（49）

は具体的に

；llll；1：llll∴
（50）

一40一

風浪の発達の機巧一一つのモデルー藤縄と書ける．ここで，Sはz＝0での値であることを示し，海面の粗度長z・はσ（2・）＝O（51）となる高さである．また，上式に表れる相関は，二111二才㌻一（52）

であり，平均水面における風速の縦方向変動成分と，任意の高さのうず度との相関が重要な役割を果たしていることがわかる．なお，（52）式の第2式中に，約分可能な（σ一0）項を残した理由は，後に明らかになる．

かくて，波に入る運動量の大きさの表示が，陽に与えられた．なお，ここまでの仮定は単に変形が速いということと摂動計算ができるということのみである．この機巧が，実際波の成長に寄与し得るのであろうか．これを判定するには，乱流場の相関関数について，具体的な形を知らなければならない．

3．

乱流場における速度の微分の相関

先に出てきた乱流場の相関が，乱流理論に基づいて導き出されれば，理想的なのであるけ
れども，舌L流理論の現状ではとてもそれは望めない．そこで，今までに報告された若干の事
実を基にして，相関関数の形，大きさを推定することにしよう．

単なる速度の相関の測定は，従来数多く行なわれているが，速度の微分についての相関の測定は数少ない．Frenkie1andK1ebanoff（1971）の報告によると，速度の微分に関する代表的な長さは，速度に関するものに比べて約1けた小さく，一様乱流のときには二つの相関関数は，微分操作によって結ばれる．一方，Obukhov（1951）によれば，接地層乱流の場合
において，測定される2点間の距離が，それらの地上からの高さより小さいときには，相関関数は，近似的に等方性乱流理論から得られるものに等しい．そして，等方性乱流の場合には，く影晋＞一・㌢（・・）（Hinze，1959）であって，ここに，2はTay1orのマイクロスケール（microscale）である．
これは二つの点が一致した場合の値であるが，2点が離れている場合には，Townsend（1956）の用いた指数関数形の相関関数

伽一刈〜（・一舌）・箒トμが用いられる，ここに，δ幻はクロネッカーの記号である．μに関して2度微分して

一41一

（54）

国立防災科学技術セソター研究報告第11号

1975年8月＜㌶努＞一劣一（55）を得る．話は前後するが，上のような相関量に興味を持つのは，（52）式中の相関が＜努◆一一＜一惜＞一＜訂箏＞（56）のように変換されるからである．第3式への移行は，簡単に対称性を考慮して行なわれる．
さて，（53）式と（55）式は，ごく小さい距離間隔
z＝一λ

2
1

（57）

で一致するだけであって，少しでも間隔がこの値からはずれると，両者の差は，拡大する．

上のような事情を考慮して，相関関数が必：＜晋劣＞一・恥／・
〃
＝2

〃21

ne−2μ，
4
e1ψ，

〃3：

＝2一

〃4：

一η
：2〃 e 2μ，
刀

λ2

（58a）

一般に，
＝2〃

〃｛：

2G（z）e一ψ（58b）の形であるとして計算を進めてみる．

今一つの相関関数も，簡単な議論のあと，＜か◆一研・（押（59）と，近似的に書き表すことができることがわかる．

4．波の増犬率の計算

波に同位相な圧力の係数α1は，相関関数の表示（58）式を用いて，・一紛／二榊）σ三、号卜舳加山（60）となる．しかしながら，今まで何の断りもなしに，積分範囲をzoから無限遠にとってきたが，これは正しくない．すなわち，σ＝0となる，いわゆる臨界層では，Rの値は小さく，変形が急速という仮定は，もはや成立せず，むし．ろ変形が低速となってしまう．したがって，この領域では慣性項の影響が主に運動を支配する．慣性項を含めての解析は，非常な困難を伴うと考えられる．しかしながら，この変形低速ということを考慮すれば，この領域で

一42一

風浪の発達の機巧一一つのモデルー藤縄の乱流の波誘起流による変形の仕方は，波と一定の位相関係を持ちえない性質のものである

ことが推測される．（60）式から明らかなように，被積分関数の主な特徴を決めているのは，（σ一0）一1の項であって，これは臨界層で特異な振舞いをする．以上の2点を考えると，臨界層の存在は，（σ一6）一1→（σ一〇）／｛（σ一6）2＋λ｝（61）という置き換えを行なうことによって，取入れられるものと推測される．このような操作によって，層流の安定理論では粘性項の臨界層近くでの効果が正しく与えられている（Betchov
andCrimina1e，1967）．

よって，

zμ＝ξ，

ψ＝昂，

G（ξ）＝12G（z）

（62）

と置けば，

；llllllζ；オlllllllll∵∴

ここに，平均風速分布として・通常のσ＝σ11nz／zoを用い，かつ〉≒㎝くLum1ey

and

（64）

Panofsky，1964）を使った．εは任意の微小数で，実際には，O，1と取ったが，0．05からO．2の間では，計算結果に余り変化がなかった．上式から明らかなように，α，βは，次の二つ，

1oO

または三つの無次元数

llヂ

∴

←

辻■0
㌻

によって決まる．相関関数が

1または

2で

ミ
〜

表し得るときには，圧力係数はKには関係し

ご

ぺ

香

8t

ない．

史

芸

5．

結呆と議論

辻
Ω＝0．0018

数値計算の結果を図に示す．この場合の助変

H：105

α1

K二102

数の値は，ρ：O．0018，K＝102，∬＝105である．ここで興味深いのは，β大きく，αの値が長い波ほどは一般に正であって，極値を経て，負値を取るようになることである．βについての特徴は，Phi11ipsの干渉モデルの結果と一致

一43一

z

ε

pん帖昌・必d㌢

図1圧カ係数α

，β

C■

lo

の具体的な数値例

国立防災科学技術セソター研究報告している．そして，βい．しかし，α第11号

1975年8月の大きさは，舌L流の特性値のもっともらしい範囲内で，観測値に等しの測定値は，一般に負であるので，この点がこのモデルの欠陥と見られるかもしれないが，次のように考えれば納得がいく．すなわち，図から分かるように，αはβ1よりかなり小さく，一方，Mi1esの理論において，両者は同じくらいの大きさである．そこで，波と同位相の圧力変動は，主として，不安定機巧に起因するものであり，波の傾きに同位相の圧力変動は，ここで述べた機巧によって生じていると考えればよい．

いったい，このモデルが，正しく現実を記述しているかどうかは，無次元助変数9，H，Kの正確な値が，現在はっきりしていないので，明らかでない．接地層における乱流速度相関についての測定によると，縦方向の速度成分の高さ21，幼の2点の相関は，
見・＝・xpト0．5（z11／3一・1で表せる（Panof・ky

and

／畠）1

（66）

Singer，1965）．Shiotani（1972）も，これに似た結果を報告している．また，彼は，舌Lれのf亡表的な大きさについて測定を行ない，強風時において
L，砒＝161m，

L，ω＝34m，工〃，砒＝45m，

五砂，ω＝13mを得た．ここに，1二仰，砒jは速度成分吻の伽方向に2点を取ったときの代表的な大きさである．なお，Kondo勿αZ・（1973）によれば，L，刎は，工，砒よりやや大きい．これらの結果は，接地層の風が，等方性乱流から相肖かけ離れていることを示している．したがって，等方性乱流の理論を基にして，相関関数を推定したのでは，かなり無理があるかもしれない．もっともらしい値が，波の増大率に対して出るのも，相関関数がの場合であって，1の場

合には，計算された増大率は小さすぎる．いずれにしろ，この相関関数についての精密な測定が強く望まれる．Kenda11（1970）は，直接一ρ〈〃2〉・〈∂η／∂〉の大きさを測定している．

彼の測定の9＝5．0x1O−4を使うと，報告された大きさを与える因子∬の大きさは，105と106の間（K＝102として）であって，これらは今までの報告からするともっともらしい範囲に入っている．

Townsend（1972）は，乱流と波誘起流との間の線形結合では，外海で測定されるほどの大きさの波の増大率は得られないと主張している．これに関連して，Lee（1972）の非線形干渉の理論が注目される．また，実験の方では，Chang，P1ate

andHidy（1971）が，JeHreys（1925）の予想した波の峰近辺での気流の良．く、離の存在を立証していることは興味深い．

波の成長は，肇L干渉で成長するのカ㍉あるいはまた，強い干渉が存在して，それが波の発達に主に効いているのであろうか．この点については，何度も述べているように，波の上の舌Lれの特性に関する知識が不足しているために，今のところ判定できない．この論文では，弱い干渉によっても，十分気流から波ヘエネルギーが，供給され得ることが示されたに
すぎない．

一44一

風浪の発達の機巧

6．謝一つのモデルー藤縄

辞

この研究を進めるに当たって，全般的な御指導をいただいた岩田憲幸博士に深く感謝しま

す．また，数値計算のプログラミソグでの渡部勲氏の助力は，貴重なものでありました．こ
こに記して感謝いたします．

参1）Bamett，T．P．and
airbome2）

radar

J．C．Wilkers㎝（1967）：On
measurements

Bamett，T．P．（197！）：
Part

II．

Some

of

An

results，

文

thefetch−limited

intemational

考

献

generationofspectra．∫．〃z

attempt

to

ocean

waves

as

inferred

from

I．Rビ∫．，25，292＿328．

understandwind

geneエated

Coη炉ααNo．0014＿68＿C＿0366，qガ…6θゲNαηαZ

ocean

waves．

R6∫ωκん，Wωηgf0〃，

D．C．

3）

Batchelor，G．K．（1953）：

τ加〃！oびげHo〃10gヒ〃θo〃∫T！〃．加Z6κθ．Camb．Univ．Press−

4）Betchov，R．and

W，O．Criminale，1ブ．（！967）：8肋〃伽ゲ肋1

αルZ〃oω∫．Acad，Press．

5）

E．Y．Hsu（1969）：

waves

Bole，J．B．and

Responseofgravity

water

to

wind

excitation．J．

〃〃〃一Mε・ん．，35（4），657−675．

6）

Bradshaw，P．，D．H．Ferriss
ment

using

the

turbulent7）Chang，P．C．，E．J．P1ate
ponentof

andN．P．Atwell（1967）：

energyandwind−generated

equation．

G．M．Hidy（1971）：Turbu1ent

water

waves．

8）Chamock，H。（1955）：Wind−stresson

9）

turbulent

Davies，R．E．（1970）：On

Ca1culation

the

a

of

boundary−layer

develop−J．〃〃〃〃；θcん一，28（3），593−616−

air

now

over

the

d㎝］inantcom−

J．〃〃〃ル伽cん．，47（1），183−208．

water

surface．g．J．R．η一εエωグo1，306．，81，639−640．

How

over

a

wavy

boundary．

J．〃〃〃ル〃611．，42（4），721＿731，

10）

Davies，R．E．（1972）：

On

prediction

of

the

turbu1ent

How

over

a

wavy

boundary．

J。〃〃〃

Mθ6ん．，52（2），287−306．

11）Dobs㎝，F．W．（！971）1Measurementsofatmosphericpressllre㎝wind−generatedsea

waves．J。

lower

atmospheric〃・〃肋・ん．，48（1），91−127．

12）Emot，J．A．（1972）：Microscaleboundary

13）

layer．

J．1「Z〃｛61レ

Frenkiel，F．N．and
tuTbulent

丘dd．

pressure

εcん．，

wave

Huctuations（2），

detectors．Part

I．

A

measured

withintheproperties

ofvelocityspectmmofwind

351−383．

P．S．KlebanoH（1971）：

J．FZ〃｛∂ルZθ61一。，48

14）Fuj1nawa，Y．（1974）＝Measurementof

53

Statisticalderivatives

ina（1），183−208．

of

the

new

techniquedirectional
of

waves

using

an

amy

evaluation．J．06θ伽ogブ．806．Jψ．，30，！0−

21．

！5）

Fujimwa，Y．（1975）：

Observationof

directional

spectmmofwindwaves．Rψ。ハ肋Z。地5．

C3ητ．Dゴ∫α∫〃一乃帆，、，No．11，1＿30．

16）

Hamada，T．（1963）：An

experimenta1studyof

deve1opment

of

wind

waves．Rψ．月01・f伽3

Hα肋o〃Rω．1η3工．，No．2，

17）Hidy，G．M．and

E．J．Plate（1966）：W1nd

actionon

water

standing

inalaboratory

chame1．

anorganized

wave∫〃〃〃ル6ん．，26（4），651−687．

！8）Hinze，J．O．（1959）：

τ〃rろ〃伽oθ．McGraw−Hill．

19）Hussain，A．K．M．F．and
turbulent

shear

How．

20）

Iwata，N．（1968）：

21）

Iwata，N．andA

W．C．Reynolds（！972a）：The

mechanics

PaTt2．

J．〃〃〃A企cん一，54（2），241−261−

note

on

Experimental

theresults．

wind・wave22）Jeffreys，H．（1925）二

（in

〇n

the

in

interaction．LαMθr，6（2）、21−31．

T．Tamka（1970）：Spectra1development

Dゴ∫α∫〃ブP1でη．，4，1−21

of

of

w1nd

waves．沢ψ．M払地∫．Cθη。

Japanese）一formation

of

water

waves

by

wind．P1

theturbulentoc．R．8oc−4，107，！89−

206．

23）

Kato，H．and
water

K．Sano（1971）：

waves．Rψ．月oグ

Anexperimental

study

of

α〃∂H伽舌o〃・凡子∫．1η∫f。，No．10。

一45一

structureofwindover国立防災科学技術セソター研究報告24）Kendal1，J．M、（1970）：The
waves．

turbulent

第11号

boundary1ayer

over

a

wan

with

progressive

surfaceJ．〃！4〃ルZ6cん．，41（2），259−281．

25）Kondo，J．，Y．Fujinawa and G．Naito（1972）：Wave−induced〃〃泌・ん一，51（4），751−771．

26）Kondo，J．，G．Naito，Y．Fujinawa
wind

1975年8月

component

near

the

27）Kunishi，H．（1963）：An

sea

and

wind

Huctuation

I．Watabe（1974）：Scale

of

over

turbulence

the

in

sea．J．

horiz㎝ta1

surface．Rψ．ル〃．Rθ5．Cθ〃．1）ゴ3α5肋一Pκτ1．，No．10，25−40．

experimenta1studyonthegeneration

andgrowthof

windwaves．1）∫α∫柳・P1伽。Rω．1〃∫左．B〃Z．，Kツoエoび〃加．，No．61，1＿4！．

28）

Lamb，H．（！932）：

助∂ブoめηαη此∫．Camb．Univ．Press．

29）

Lee，F．A．（1972）：

Somenonlinear

aspectsofwind−wave

interactions．1．μツ∫．0oωηogブ．，2（4），432−438．

30）Lighthil1，M．J。（1962）：Physica1interpretation
by

wind．

of

the

mathematicaltheoryofwave

generation∫〃〃〃ル危cん，14（2），385−398．

31）L㎝guet−Higgins，M．S．（1962）：The directional spectrum of ocean waves，and precesses ofwave generation． Pグ06．R．806，A，265，286＿315．
32） Lumley，J．L．and H．A．Panofsky（1964）： 丁加＆川6肋IεげAz〃一〇功加r｛6乃〃ろ 6κ3．Inter−
SCienCe．

33）Miles，J．W．（1957）：On
（1），

the

generationofsurface

waves

by

shear

Hows．J．肋〃Mεoん．，3

ユ85＿204．

34）Mi1es，J．W．（1967）：On

thegenerationofsurface

waves

by

shear

Hows．Part5．J．肋〃〃6乃．，30（！），163−175．

35）Motzfeld，H．（ユ937）：Die
17，

turbulente

Strδmung

36）Obukho▽，A．M．（1951）：Investigations
near

37）

an

welligen

Wanden．Z．αηgεw．Mα肋．Mθoん．，

193＿212．

thesurface．1洲．A1〉

Panofsky，H，A．and。∫06．，

91，

of

the

microstructure

of

the

wind

in

the

atmosphere

883R，Gθo艸ツ∫．＆r．，No．3，49．

I．A．Singer（1965）：

Verticalstructureofbyofturbulence．g．ノ．R．フ〃姥011oZ．

339−344．

38）Phillips，O・M・（！957）：On

thegeneration

waves

turbulentwind．J．〃〃〃Mκん．，2（2），4！7＿445．

39）Phillips，O・M・（！966）：丁加Dツηα肌｛c∫ゲ伽吸卯ブ066αη・Camb・Univ・Press・
40）P1ate，E−J一，P．C．Cha㎎and G．M．Hidy（1969）：Experiments on the generation
water

waves

by

wind．

41）Reynolds，W．C．and
turbulent

shear

of

sma11

∫〃〃〃ルZθ肋．，35（4），625＿656．

A．K．M．F．Hussain（1972b）：The

mechanism

How．Part3．Theoreticalcomparisonsmodels

and

of

an

with

organized

wave

in

experiments．J．〃〃〃

Mπみ．，54（2），263−288．

42）

Shemdin，O．H．andasimpleE．Y．Hsu（1967）：

progressive

gravity43）Shiotani，M。（1972）：3エ1
PhysicalScienceD1rectmeasurementofanaerodynamic

pressure

abovewave．J．〃〃6ルcん．，30（2），403＿416．

〃伽〃ψG〃∫な加〃ψW加ゐ．〃〃〃1Rψ．Part6．The

Laboratories，Nihon

Univ，atNarashino．

44）Snyder，R．L−andC．S．Cox（1966）：A丘eldstudyofthewindgenerationofoceanwaves．J．
ηzαブ．！〜θ∫．，24，

ユ41＿ユ78．

45）Stewart，R．H．（ユ970）：
FZ〃ゴ6ハ4をcん．，42

Laboratory

studiesofthevelocity丘eldoverdeep−water

waves．J．

（4），733−754．

46）Stewart，R−W．（1961）1The

wave

drag

of

wind

over

water−J．〃〃｛6Mθ6ん，10（1），189−

theair−seainterface．〃ツ∫．肋泌，8〃〃θ〃舳㍍Bo舳伽一ツofspectra1components！94，47）Stewart，R・W・（1967）：Mechanicsof
ェαツ6r∫

48）

7−1〃一ろ〃Z3〃仁θ，10，S47−S55．

Sutherland，A．J．（1968）：

Growthinawind−geneエatedwave

train．J。

〃〃ル・ん．，33（3），545−569．

49）Taira，K．（1972）：A丘eldstudyofthedevelopmentofwind・wave．Part1．Theexperiment．
J．0cθ伽og1．8oc．J砂．，28（5），7＿21．

50）Takeda，A．（1963）：Wind
51）

Taylor，G．L

pro丘1es（ユ935b）：

over

Turbulenceseawaves．ノ．0c6伽og1

incontエactinga9！−96．

一46一．8oo．Jψ．，19（1），16−22．

stream．Z．伽gεω．Mα肋．M3肋．，15，

風浪の発達の機巧

52）

Townsend，A．A．（1956）：

53）

Townsend，A．A。（1970）：
41（1），13−46．

Entrainment

54）

Townsend，A−A．（1972）：

F1ow

water
55）

waves．

J．刀〃

Tucker，H・J・and

一つのモテルー藤縄

丁加3榊κ肋陀ゲT〃一わ〃Z

in

a

and
deep

the

棚舳ωブ〃o㎜．Camb．Univ．Press．

structure

turbulentofturbu1ent

boundary1ayer

overHow．■．〃〃〃M60ん．，
asurfaced1stortedbyハ企c乃一，55（4），719−735．

A・J・Reyno1ds（1968）：

The

distortionofturbulencebyirrotat1ona1plane・t・・i・．ノ．肋〃〃・ん．，32（4），657−673．
56）

Uberoi，M．S．and

S．Wa1lis（1966）：Smal1axisymmetricc㎝traction

of

grid

turbu1ence．J．

velocity丘eld

in

the

atmospheric〃1〃〃・乃．，24（3），539−543．
57）

Ye丘mov，V．V．（1970）：
water

layer

and

the

On

the

transferofstructurewindofenergy

the
to

wind

sea

waves．

near・

1洲．〃〃o∫．oαα〃北P灼ツ∫．，6．

1043＿1058、（1974一年3月19日原稿受理）

一47一