stringtranslate.com

Физическая океанография

Батиметрия Мирового океана .

Физическая океанография — это изучение физических условий и физических процессов в океане , особенно движений и физических свойств океанских вод.

Физическая океанография является одним из нескольких поддоменов, на которые делится океанография . Другие включают биологическую , химическую и геологическую океанографию.

Физическую океанографию можно разделить на описательную и динамическую физическую океанографию. [1]

Описательная физическая океанография стремится исследовать океан посредством наблюдений и сложных численных моделей, которые описывают движения жидкости с максимально возможной точностью.

Динамическая физическая океанография фокусируется в первую очередь на процессах, которые управляют движением жидкостей, с упором на теоретические исследования и численные модели. Они являются частью большой области геофизической гидродинамики (GFD), которая является общей с метеорологией . GFD является подобластью гидродинамики, описывающей потоки, происходящие в пространственных и временных масштабах, на которые сильно влияет сила Кориолиса .

Физическая обстановка

Перспективный вид морского дна Атлантического океана и Карибского моря. Фиолетовое морское дно в центре вида — это желоб Пуэрто-Рико .

Примерно 97% воды планеты находится в ее океанах, и океаны являются источником подавляющего большинства водяного пара , который конденсируется в атмосфере и выпадает в виде дождя или снега на континентах. [3] [4] Огромная теплоемкость океанов смягчает климат планеты , а поглощение им различных газов влияет на состав атмосферы . [ 4] Влияние океана распространяется даже на состав вулканических пород через метаморфизм морского дна , а также на состав вулканических газов и магм , созданных в зонах субдукции . [4]

От уровня моря океаны намного глубже, чем континенты ; изучение гипсографической кривой Земли показывает, что средняя высота суши Земли составляет всего 840 метров (2760 футов), в то время как средняя глубина океана составляет 3800 метров (12500 футов). Хотя это кажущееся несоответствие велико, как для суши, так и для моря соответствующие крайности, такие как горы и впадины , редки. [3]

Температура, соленость и плотность

Поверхностная плотность WOA .

Поскольку подавляющее большинство объема мирового океана составляет глубокая вода, средняя температура морской воды низкая; примерно 75% объема океана имеет температуру от 0° до 5 °C (Pinet 1996). Тот же процент приходится на диапазон солености от 34 до 35 ppt (3,4–3,5%) (Pinet 1996). Однако все еще есть довольно много вариаций. Температура поверхности может варьироваться от ниже нуля вблизи полюсов до 35 °C в ограниченных тропических морях, в то время как соленость может варьироваться от 10 до 41 ppt (1,0–4,1%). [5]

Вертикальную структуру температуры можно разделить на три основных слоя: поверхностный смешанный слой , где градиенты низкие, термоклин , где градиенты высокие, и слабо стратифицированную бездну.

С точки зрения температуры слои океана сильно зависят от широты ; термоклин выражен в тропиках, но отсутствует в полярных водах (Маршак 2001). Галоклин обычно лежит вблизи поверхности, где испарение повышает соленость в тропиках, или талая вода разбавляет ее в полярных регионах. [5] Эти изменения солености и температуры с глубиной изменяют плотность морской воды, создавая пикноклин . [3]

Температура

Температура океанской воды значительно различается в разных регионах и на разных глубинах. Как уже упоминалось, большая часть океанской воды (около 75%) имеет температуру от 0° до 5°C, в основном в глубине океана, куда не проникает солнечный свет. Однако поверхностные слои испытывают гораздо большую изменчивость. В полярных регионах температура поверхности может опускаться ниже нуля, тогда как в тропических и субтропических регионах она может достигать 35°C. Эта термическая стратификация приводит к вертикальному градиенту температуры, который разделяет океан на отдельные слои.

  1. Поверхностный смешанный слой : этот верхний слой хорошо перемешивается из-за воздействия ветра и волн, что приводит к минимальному изменению температуры с глубиной. Толщина этого слоя варьируется в зависимости от местоположения и сезона, но может составлять от 50 до 200 метров.
  2. Термоклин : Ниже смешанного слоя находится термоклин, зона, где температура быстро падает с увеличением глубины. Термоклин особенно выражен в тропических и умеренных регионах, но отсутствует в полярных водах, где температура поверхности уже близка к нулю. Глубина и резкость термоклина могут меняться в зависимости от сезонных изменений и океанических течений, играя важную роль в регулировании теплообмена между океаном и атмосферой.
  3. Абиссальная зона : Под термоклином находится глубокий океан или абиссальная зона, где температура остается относительно однородной, колеблясь чуть выше точки замерзания (0°-3°C). Эта холодная, плотная вода берет свое начало в полярных регионах, где поверхностные воды охлаждаются, опускаются и распространяются по направлению к экватору вдоль дна океана, образуя систему глубоководной циркуляции океана.

Соленость

Соленость, мера концентрации растворенных солей в морской воде, обычно колеблется от 34 до 35 частей на тысячу (ppt) в большинстве мировых океанов. Однако локальные факторы, такие как испарение, осадки, речной сток и образование или таяние льда, вызывают значительные изменения солености. Эти изменения часто наиболее очевидны в прибрежных районах и окраинных морях.

  1. Поверхностная соленость : В открытом океане соленость обычно самая высокая в субтропических регионах, где преобладают высокие скорости испарения, и самая низкая в регионах с большим количеством осадков или притоком пресной воды из рек, таких как устья рек Амазонки и Конго. Тропические и субтропические моря, такие как Красное море и Средиземное море, могут испытывать соленость до 40-41 ppt из-за интенсивного испарения и ограниченного водообмена с открытым океаном.
  2. Галоклин : Галоклин — это слой в океане, где соленость быстро меняется с глубиной. На эту стратификацию могут влиять поверхностные процессы, такие как испарение (которое увеличивает соленость) и приток пресной воды (который ее уменьшает). Галоклин часто совпадает с термоклином, особенно в тропических и субтропических регионах, способствуя общей стабильности водной толщи.
  3. Полярные регионы : В полярных регионах соленость поверхности обычно ниже из-за поступления пресной воды из тающего льда. Однако во время образования морского льда отторжение рассола увеличивает соленость окружающих вод, способствуя погружению плотных водных масс и формированию глубоких океанических течений, которые управляют глобальными моделями циркуляции.

Плотность и пикноклин

Сочетание изменений температуры и солености приводит к изменениям плотности морской воды. Плотность морской воды в первую очередь зависит от обоих этих факторов — более холодная, соленая вода плотнее, чем более теплая, пресная вода. Это изменение плотности создает стратификацию в океане и является ключом к пониманию закономерностей циркуляции океана.

  1. Пикноклин : Пикноклин — это слой в океане, где плотность быстро увеличивается с глубиной. Обычно он совпадает с термоклином и галоклином в тропических и субтропических водах, образуя резкую границу между менее плотными поверхностными водами и более плотными глубинными водами океана. Эта стратификация плотности действует как барьер для вертикального перемешивания, ограничивая обмен теплом, газами и питательными веществами между поверхностными и глубинными слоями океана.
  2. Термохалинная циркуляция : Различия в плотности приводят в действие термохалинную циркуляцию, также известную как глобальный «конвейер», который играет решающую роль в регулировании климата Земли. Холодная, плотная вода, образующаяся в полярных регионах, опускается и движется по дну океана к экватору, в то время как более теплые поверхностные воды текут к полюсу, чтобы заменить ее. Эта глобальная циркуляция помогает перераспределять тепло и поддерживать динамическое равновесие океана.
  3. Региональные вариации : В областях апвеллинга или даунвеллинга может быть нарушена структура плотности водного столба. Апвеллинг выносит на поверхность более прохладную, богатую питательными веществами воду, в то время как даунвеллинг выталкивает поверхностные воды на большую глубину, влияя на местные экосистемы и глобальный климат.

Понимание сложных взаимодействий между температурой, соленостью и плотностью необходимо для прогнозирования схем циркуляции океана, последствий изменения климата и здоровья морских экосистем. Эти факторы также влияют на морскую жизнь, поскольку многие виды чувствительны к определенным диапазонам температуры и солености в их местах обитания.

Циркуляция

Термохалинная циркуляция, обусловленная плотностью

Энергия для циркуляции океана (и для атмосферной циркуляции) поступает из солнечной радиации и гравитационной энергии солнца и луны. [6] Количество солнечного света, поглощаемого поверхностью, сильно варьируется в зависимости от широты, будучи больше на экваторе, чем на полюсах, и это порождает движение жидкости как в атмосфере, так и в океане, которое перераспределяет тепло от экватора к полюсам, тем самым уменьшая температурные градиенты, которые существовали бы при отсутствии движения жидкости. Возможно, три четверти этого тепла переносится в атмосфере; остальное переносится в океане.

Атмосфера нагревается снизу, что приводит к конвекции, самым большим проявлением которой является циркуляция Хэдли . Напротив, океан нагревается сверху, что имеет тенденцию подавлять конвекцию. Вместо этого в полярных регионах образуются глубинные воды океана, где холодные соленые воды опускаются в довольно ограниченных областях. Это начало термохалинной циркуляции .

Океанические течения в значительной степени обусловлены поверхностным ветровым напряжением; поэтому крупномасштабная атмосферная циркуляция важна для понимания циркуляции океана. Циркуляция Хэдли приводит к восточным ветрам в тропиках и западным ветрам в средних широтах. Это приводит к медленному экваториальному потоку на протяжении большей части субтропического океанического бассейна ( баланс Свердрупа ). Обратный поток происходит в интенсивном, узком, полюсном западном пограничном течении . Как и атмосфера, океан намного шире, чем глубок, и поэтому горизонтальное движение в целом намного быстрее вертикального. В южном полушарии существует непрерывный пояс океана, и поэтому западные ветры средних широт вызывают сильное Антарктическое циркумполярное течение . В северном полушарии массы суши препятствуют этому, и циркуляция океана разбивается на более мелкие круговороты в Атлантическом и Тихом бассейнах.

эффект Кориолиса

Эффект Кориолиса приводит к отклонению потоков жидкости (вправо в Северном полушарии и влево в Южном полушарии). Это оказывает глубокое воздействие на течение океанов. В частности, это означает, что поток обходит системы высокого и низкого давления, позволяя им сохраняться в течение длительных периодов времени. В результате крошечные изменения давления могут создавать измеримые течения. Например, наклон в одну часть на миллион в высоте поверхности моря приведет к течению 10 см/с в средних широтах. Тот факт, что эффект Кориолиса является наибольшим на полюсах и слабым на экваторе, приводит к резким, относительно устойчивым течениям на западной границе, которые отсутствуют на восточных границах. Также см. эффекты вторичной циркуляции .

Экман транспорт

Перенос Экмана приводит к чистому переносу поверхностной воды на 90 градусов вправо от ветра в Северном полушарии и на 90 градусов влево от ветра в Южном полушарии. Когда ветер дует по поверхности океана, он «захватывает» тонкий слой поверхностной воды. В свою очередь, этот тонкий слой воды передает энергию движения тонкому слою воды под ним и так далее. Однако из-за эффекта Кориолиса направление движения слоев воды медленно смещается все дальше и дальше вправо по мере того, как они становятся глубже в Северном полушарии, и влево в Южном полушарии. В большинстве случаев самый нижний слой воды, на который воздействует ветер, находится на глубине 100 м – 150 м и перемещается примерно на 180 градусов, полностью противоположно направлению, в котором дует ветер. В целом чистый перенос воды будет составлять 90 градусов от первоначального направления ветра.

циркуляция Ленгмюра

Циркуляция Ленгмюра приводит к появлению тонких, видимых полос, называемых ветровыми рядами , на поверхности океана, параллельных направлению, в котором дует ветер. Если ветер дует со скоростью более 3 м с −1 , он может создавать параллельные ветровые ряды, чередующиеся восходящие и нисходящие на расстоянии около 5–300 м друг от друга. Эти ветровые ряды создаются соседними овулярными водными ячейками (простирающимися до глубины около 6 м (20 футов)), попеременно вращающимися по часовой стрелке и против часовой стрелки. В зонах конвергенции скапливаются мусор, пена и водоросли, в то время как в зонах дивергенции планктон улавливается и выносится на поверхность. Если в зоне дивергенции много планктона, рыба часто привлекается им питаться.

Интерфейс океан-атмосфера

Ураган Изабель к востоку от Багамских островов, 15 сентября 2003 г.

На границе раздела океан-атмосфера океан и атмосфера обмениваются потоками тепла, влаги и импульса.

Нагревать

Важными тепловыми терминами на поверхности являются явный поток тепла , скрытый поток тепла, приходящая солнечная радиация и баланс длинноволнового ( инфракрасного ) излучения . В целом, тропические океаны будут иметь тенденцию показывать чистый прирост тепла, а полярные океаны — чистую потерю, что является результатом чистого переноса энергии к полюсам в океанах.

Большая теплоемкость океанов смягчает климат прилегающих к океанам территорий, что приводит к морскому климату в таких местах. Это может быть результатом накопления тепла летом и высвобождения зимой; или переноса тепла из более теплых мест: особенно ярким примером этого является Западная Европа , которая нагревается, по крайней мере частично, североатлантическим дрейфом .

Импульс

Поверхностные ветры имеют тенденцию быть порядка метров в секунду; океанские течения порядка сантиметров в секунду. Таким образом, с точки зрения атмосферы, океан можно считать фактически неподвижным; с точки зрения океана, атмосфера накладывает значительное ветровое напряжение на его поверхность, и это вызывает крупномасштабные течения в океане.

Через ветровое напряжение ветер генерирует волны на поверхности океана ; более длинные волны имеют фазовую скорость , стремящуюся к скорости ветра . Импульс поверхностных ветров преобразуется в поток энергии поверхностными волнами океана. Повышенная шероховатость поверхности океана из-за присутствия волн изменяет ветер вблизи поверхности.

Влага

Океан может получать влагу из осадков или терять ее через испарение . Испарительные потери делают океан более соленым; например, Средиземное море и Персидский залив имеют сильные испаряющиеся потери; полученный шлейф плотной соленой воды можно проследить через Гибралтарский пролив в Атлантический океан . Когда-то считалось, что испарение / осадки являются основным фактором океанских течений; теперь известно, что это лишь очень незначительный фактор.

Планетарные волны

Волны Кельвина

Волна Кельвина — это любая прогрессивная волна , которая направлена ​​между двумя границами или противостоящими силами (обычно между силой Кориолиса и береговой линией или экватором ). Существует два типа: прибрежные и экваториальные. Волны Кельвина являются гравитационными и недисперсионными . Это означает, что волны Кельвина могут сохранять свою форму и направление в течение длительных периодов времени. Обычно они создаются внезапным изменением ветра, например, изменением пассатов в начале Эль-Ниньо-Южного колебания .

Прибрежные волны Кельвина следуют вдоль береговых линий и всегда распространяются против часовой стрелки в Северном полушарии ( береговая линия находится справа от направления движения) и по часовой стрелке в Южном полушарии .

Экваториальные волны Кельвина распространяются на восток в Северном и Южном полушариях , используя экватор в качестве ориентира .

Известно, что волны Кельвина имеют очень высокую скорость, обычно около 2–3 метров в секунду. Они имеют длину волны в тысячи километров и амплитуду в десятки метров.

Волны Россби

Волны Россби , или планетарные волны , — это огромные медленные волны, которые генерируются в тропосфере из-за разницы температур между океаном и континентами . Их основная восстанавливающая сила — это изменение силы Кориолиса с широтой . Амплитуды их волн обычно составляют десятки метров, а длины волн очень большие . Обычно они встречаются в низких или средних широтах.

Существует два типа волн Россби: баротропные и бароклинные . Баротропные волны Россби имеют самые высокие скорости и не изменяются по вертикали. Бароклинные волны Россби гораздо медленнее.

Отличительной особенностью волн Россби является то, что фазовая скорость каждой отдельной волны всегда имеет западную составляющую, но групповая скорость может быть в любом направлении. Обычно более короткие волны Россби имеют восточную групповую скорость, а более длинные — западную.

Изменчивость климата

Карта аномалии температуры поверхности океана [°C] за декабрь 1997 г. во время последнего сильного Эль-Ниньо

Взаимодействие океанической циркуляции, которая служит своего рода тепловым насосом , и биологических эффектов, таких как концентрация углекислого газа, может привести к глобальным изменениям климата в масштабе десятилетий. Известные климатические колебания, возникающие в результате этих взаимодействий, включают Тихоокеанскую декадную осцилляцию , Североатлантическую осцилляцию и Арктическую осцилляцию . Океанический процесс термохалинной циркуляции является важным компонентом перераспределения тепла по всему миру, и изменения в этой циркуляции могут иметь серьезные последствия для климата.

Ла-Нинья–Эль-Ниньо

и

Антарктическая циркумполярная волна

Это связанная волна океана / атмосферы , которая огибает Южный океан примерно каждые восемь лет. Поскольку это явление волны-2 (на широтном круге есть два пика и два впадины ), в каждой фиксированной точке пространства виден сигнал с периодом в четыре года. Волна движется на восток в направлении Антарктического циркумполярного течения .

Океанические течения

К наиболее важным океаническим течениям относятся:

Антарктический циркумполярный

Океаническое тело, окружающее Антарктику, в настоящее время является единственным непрерывным водоемом, где есть широкая широтная полоса открытой воды. Он соединяет Атлантический , Тихий и Индийский океаны и обеспечивает непрерывную протяженность для преобладающих западных ветров, что значительно увеличивает амплитуды волн. Общепризнано, что эти преобладающие ветры в первую очередь ответственны за циркумполярный перенос течения. В настоящее время считается, что это течение меняется со временем, возможно, колебательным образом.

Глубокий океан

В Норвежском море преобладает испарительное охлаждение, и опускающаяся масса воды, Североатлантическая глубинная вода (NADW), заполняет бассейн и разливается на юг через трещины в подводных порогах , которые соединяют Гренландию , Исландию и Великобританию . Затем она течет вдоль западной границы Атлантики, а некоторая часть потока движется на восток вдоль экватора, а затем к полюсу в океанические бассейны. NADW вовлекается в Циркумполярное течение и может быть прослежена в Индийском и Тихоокеанском бассейнах. Однако поток из бассейна Северного Ледовитого океана в Тихий океан блокируется узкими отмелями Берингова пролива .

Также ознакомьтесь с разделом «Морская геология» , который изучает геологию дна океана, включая тектонику плит , которая создает глубокие океанические впадины.

Западная граница

Идеализированный субтропический океанический бассейн, нагнетаемый ветрами, вращающимися вокруг систем высокого давления (антициклонических), таких как Азорско-Бермудский антициклон, развивает круговую циркуляцию с медленными устойчивыми потоками по направлению к экватору во внутренней части. Как обсуждал Генри Стоммел , эти потоки уравновешиваются в районе западной границы, где развивается тонкий быстрый поток к полюсу, называемый западным пограничным течением . Течение в реальном океане более сложное, но Гольфстрим , Агульяс и Куросио являются примерами таких течений. Они узкие (примерно 100 км в поперечнике) и быстрые (примерно 1,5 м/с).

Экваториально-западные пограничные течения встречаются в тропических и полярных районах, например, Восточно-Гренландское и Лабрадорское течения, в Атлантике и Ойясио . Они вызваны циркуляцией ветров вокруг низкого давления (циклонические).

Гольфстрим

Гольфстрим, вместе со своим северным продолжением, Северо-Атлантическим течением , представляет собой мощное, теплое и быстрое течение Атлантического океана, которое берет начало в Мексиканском заливе , выходит через Флоридский пролив и следует вдоль восточного побережья Соединенных Штатов и Ньюфаундленда на северо-восток, прежде чем пересечь Атлантический океан.

Куросио

Течение Куросио — океаническое течение, обнаруженное в западной части Тихого океана у восточного побережья Тайваня и текущее на северо-восток мимо Японии , где оно сливается с восточным дрейфом Северо-Тихоокеанского течения . Оно аналогично Гольфстриму в Атлантическом океане, перенося теплую тропическую воду на север к полярному региону.

Тепловой поток

Хранение тепла

Поток тепла в океане — это турбулентная и сложная система, которая использует атмосферные методы измерения, такие как вихревая ковариация, для измерения скорости передачи тепла, выраженной в единицах или петаваттах . [7] Поток тепла — это поток энергии на единицу площади за единицу времени. Большая часть запаса тепла на Земле находится в ее морях, а меньшая часть передачи тепла происходит в таких процессах, как испарение, излучение, диффузия или поглощение морским дном. Большая часть потока тепла в океане происходит через адвекцию или движение океанических течений. Например, считается, что большая часть движения теплой воды в южной части Атлантического океана возникла в Индийском океане. [8] Другим примером адвекции является неэкваториальное нагревание Тихого океана, которое является результатом подповерхностных процессов, связанных с атмосферными антиклиналями. [9] Недавние наблюдения за потеплением антарктической придонной воды в Южном океане вызывают беспокойство у ученых-океанологов, поскольку изменения придонной воды повлияют на течения, питательные вещества и биоту в других местах. [10] Международная осведомленность о глобальном потеплении сосредоточила научные исследования на этой теме с момента создания в 1988 году Межправительственной группы экспертов по изменению климата . Улучшенные наблюдения за океаном, приборы, теория и финансирование увеличили количество научных отчетов по региональным и глобальным проблемам , связанным с теплом. [11]

Изменение уровня моря

По данным мареографов и спутниковой альтиметрии, за последние 100 лет уровень моря повысился на 1,5–3 мм в год.

МГЭИК прогнозирует , что к 2081–2100 годам глобальное потепление приведет к повышению уровня моря на 260–820 мм. [12]

Быстрые вариации

Приливы и отливы

Залив Фанди — залив, расположенный на атлантическом побережье Северной Америки , на северо-восточной оконечности залива Мэн между провинциями Нью -Брансуик и Новая Шотландия .

Подъем и падение уровня океанов из-за приливных эффектов оказывают ключевое влияние на прибрежные районы. Океанские приливы на планете Земля создаются гравитационными эффектами Солнца и Луны . Приливы, создаваемые этими двумя телами, примерно сопоставимы по величине, но орбитальное движение Луны приводит к приливным моделям, которые меняются в течение месяца.

Приливы и отливы создают циклическое течение вдоль побережья, и сила этого течения может быть весьма драматичной вдоль узких эстуариев. Приливы также могут создавать приливную волну вдоль реки или узкого залива, поскольку поток воды против течения приводит к образованию волны на поверхности.

«Приливы и течения» (Wyban 1992) наглядно иллюстрирует влияние этих природных циклов на образ жизни и средства к существованию коренных гавайцев, ухаживающих за прибрежными рыбоводными прудами. Aia ke ola ka hana означает... Жизнь в трудах .

В заливе Фанди происходит приливной резонанс, поскольку время, необходимое большой волне для того, чтобы пройти от устья залива до противоположного конца, а затем отразиться и вернуться обратно к устью залива, совпадает с приливным ритмом, вызывающим самые высокие приливы в мире.

Когда поверхностный прилив колеблется на рельефе, например, на подводных горах или хребтах, он генерирует внутренние волны с приливной частотой, которые известны как внутренние приливы .

Цунами

Серия поверхностных волн может быть сгенерирована из-за масштабного смещения океанской воды. Они могут быть вызваны подводными оползнями , деформациями морского дна из-за землетрясений или ударом крупного метеорита .

Волны могут распространяться по поверхности океана со скоростью до нескольких сотен км/час, но в толще океана они едва заметны, поскольку их длина достигает сотен километров.

Цунами, изначально называвшиеся приливными волнами, были переименованы, потому что они не связаны с приливами. Они считаются мелководными волнами или волнами в воде с глубиной менее 1/20 их длины волны. Цунами имеют очень большие периоды, высокие скорости и большую высоту волн.

Основное воздействие этих волн приходится на прибрежную береговую линию, поскольку большие объемы океанской воды циклически продвигаются вглубь суши, а затем вытягиваются в море. Это может привести к значительным изменениям в районах береговой линии, где волны ударяют с достаточной энергией.

Цунами, произошедшее в заливе Литуя на Аляске 9 июля 1958 года, имело высоту 520 м (1710 футов) и стало самым большим цунами из когда-либо измеренных, почти на 90 м (300 футов) выше башни Сирс в Чикаго и примерно на 110 м (360 футов) выше бывшего Всемирного торгового центра в Нью-Йорке. [13]

Поверхностные волны

Ветер генерирует волны на поверхности океана, которые оказывают большое влияние на прибрежные сооружения , корабли , прибрежную эрозию и седиментацию , а также гавани . После их генерации ветром волны на поверхности океана могут перемещаться (как зыбь ) на большие расстояния.

Смотрите также

Ссылки

  1. ^ D., Talley, Lynne; L., Pickard, George; J., Emery, William; (Oceanographer), Swift, James H. (2011). Описательная физическая океанография: введение . Academic Press. ISBN 9780750645522. OCLC  784140610.{{cite book}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  2. Физическая океанография. Архивировано 17 июля 2012 г. в archive.today. Университет штата Орегон.
  3. ^ abc Pinet, Paul R. (1996). Приглашение в океанографию (3-е изд.). Сент-Пол, MN: West Publishing Co. ISBN 0-7637-2136-0.
  4. ^ abc Hamblin, W. Kenneth; Christiansen, Eric H. (1998). Earth's Dynamic Systems (8-е изд.). Upper Saddle River: Prentice-Hall. ISBN 0-13-018371-7.
  5. ^ ab Маршак, Стивен (2001). Земля: Портрет планеты . Нью-Йорк: WW Norton & Company. ISBN 0-393-97423-5.
  6. ^ Мунк, В. и Вунш, К., 1998: Глубоководные рецепты II: энергетика приливного и ветрового перемешивания. Deep-Sea Research Часть I, 45, стр. 1977--2010.
  7. ^ Тэлли, Линн Д. (осень 2013 г.). «Чтение — адвекция, переносы, бюджеты». SIO 210: Введение в физическую океанографию . Сан-Диего: Институт океанографии Скриппса. Калифорнийский университет в Сан-Диего . Получено 30 августа 2014 г.
  8. ^ Макдональд, Элисон М. (1995). Океанические потоки массы, тепла и пресной воды: глобальная оценка и перспектива (диссертация). Тезисы WHOI. Фалмут, Массачусетс: Массачусетский технологический институт и Океанографический институт Вудс-Хоул. стр. 12. doi : 10.1575/1912/5620 . hdl : 1912/5620 .
  9. ^ Су, Цзинчжи; Ли, Тим; и др. (2014). «Механизмы возникновения и развития центральнотихоокеанских Эль-Ниньо». Журнал климата . 27 (12): 4473–4485. Bibcode : 2014JCli...27.4473S. doi : 10.1175/JCLI-D-13-00640.1.
  10. ^ Голдман, Яна (20 марта 2012 г.). «Количество самой холодной воды Антарктики вблизи океанского дна уменьшается на протяжении десятилетий». NOAA. Архивировано из оригинала 4 февраля 2022 г. Получено 30 августа 2014 г.
  11. ^ "MyWorldCat list-OceanHeat". WorldCat . Получено 30 августа 2014 г. .
  12. ^ Стокер, Томас Ф. (2013). Техническое резюме в: Изменение климата 2013: Физическая научная основа. Вклад Рабочей группы I в Пятый оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата . Кембридж: Издательство Кембриджского университета. стр. 90.
  13. ^ "Угрозы Цуаньми". Архивировано из оригинала 2008-07-26 . Получено 2008-06-28 .

Дальнейшее чтение

Внешние ссылки

[категория; физик лунного