ชั้นผสม

จากวิกิพีเดีย สารานุกรมเสรี
ข้ามไปที่การนำทาง ข้ามไปที่การค้นหา
ความลึกของชั้นผสมกับอุณหภูมิ พร้อมกับความสัมพันธ์กับเดือนต่างๆ ของปี
ความลึกของชั้นผสมเทียบกับเดือนของปีพร้อมกับความสัมพันธ์กับอุณหภูมิ

ชั้นผสมของมหาสมุทรหรือลิมโนโลยี เป็นชั้นที่ความปั่นป่วนเชิงรุกทำให้ความลึกบางช่วงเป็นเนื้อเดียวกัน ชั้นผสมของพื้นผิวเป็นชั้นที่ความปั่นป่วนนี้เกิดจากลม ฟลักซ์ความร้อนที่พื้นผิว หรือกระบวนการต่างๆ เช่น การระเหยหรือการก่อตัวของน้ำแข็งในทะเล ซึ่งส่งผลให้มีความเค็มเพิ่มขึ้น ชั้นผสมของบรรยากาศเป็นโซนที่มีอุณหภูมิศักย์เกือบคงที่และมีความชื้นจำเพาะสูง ความลึกของชั้นบรรยากาศผสมเป็นที่รู้จักกันสูงผสม โดยทั่วไปแล้วความปั่นป่วนจะมีบทบาทในการก่อตัวของชั้นของเหลวผสม

ชั้นผสมมหาสมุทร

ความสำคัญของเลเยอร์ผสม

ชั้นผสมมีบทบาทสำคัญในสภาพอากาศทางกายภาพ เนื่องจากความร้อนจำเพาะของน้ำทะเลมีมากกว่าความร้อนในอากาศมหาสมุทรสูง 2.5 เมตรจึงเก็บความร้อนได้มากเท่ากับบรรยากาศทั้งหมดที่อยู่ด้านบน ดังนั้นความร้อนที่จำเป็นในการเปลี่ยนชั้นผสม 2.5 ม. โดย 1 ° C จะเพียงพอที่จะทำให้อุณหภูมิของบรรยากาศเพิ่มขึ้น 10 ° C ความลึกของชั้นผสมจึงมีความสำคัญมากในการกำหนดช่วงอุณหภูมิในพื้นที่มหาสมุทรและชายฝั่ง นอกจากนี้ความร้อนที่เก็บไว้ในชั้นผสมมหาสมุทรแหล่งความร้อนที่ไดรฟ์แปรปรวนทั่วโลกเช่นเอลนีโญ

ชั้นผสมก็มีความสำคัญเช่นกัน เนื่องจากความลึกของมันกำหนดระดับแสงเฉลี่ยที่สิ่งมีชีวิตในทะเลมองเห็น ในชั้นผสมที่ลึกมาก พืชทะเลขนาดเล็กที่เรียกว่าแพลงก์ตอนพืชไม่สามารถรับแสงเพียงพอที่จะรักษาการเผาผลาญของพวกมัน ความลึกของชั้นผสมในฤดูหนาวในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือจึงสัมพันธ์กับการลดลงของคลอโรฟิลล์เอที่พื้นผิวอย่างมาก อย่างไรก็ตาม การผสมแบบลึกนี้ยังช่วยเติมสารอาหารในบริเวณใกล้พื้นผิวอีกด้วย ดังนั้นเมื่อชั้นผสมกลายเป็นชั้นตื้นในฤดูใบไม้ผลิ และระดับแสงเพิ่มขึ้น มักจะมีการเพิ่มขึ้นของมวลชีวภาพของแพลงก์ตอนพืชที่เรียกว่า "ผลิบานในฤดูใบไม้ผลิ"

การก่อตัวของชั้นผสมในมหาสมุทร

มีแหล่งพลังงานหลักสามแหล่งสำหรับการขับเคลื่อนการผสมแบบปั่นป่วนภายในชั้นผสมในมหาสมุทรเปิด ประการแรกคือคลื่นทะเลซึ่งทำหน้าที่ในสองวิธี ประการแรกคือการเกิดความปั่นป่วนใกล้กับพื้นผิวมหาสมุทรซึ่งทำหน้าที่กวนน้ำเบาลง[1]แม้ว่ากระบวนการนี้จะฉีดพลังงานจำนวนมากเข้าไปในระยะไม่กี่เมตรบน แต่ส่วนใหญ่จะสลายไปอย่างรวดเร็ว[2]หากกระแสน้ำในมหาสมุทรแปรผันตามความลึก คลื่นสามารถโต้ตอบกับพวกมันเพื่อขับเคลื่อนกระบวนการที่เรียกว่าการไหลเวียนของแลงเมียร์ซึ่งเป็นกระแสน้ำวนขนาดใหญ่ที่หมุนลงไปที่ระดับความลึกหลายสิบเมตร[3] [4] ประการที่สองคือกระแสลมที่ขับเคลื่อนด้วยซึ่งสร้างชั้นที่มีแรงเฉือนความเร็ว เมื่อกรรไกรเหล่านี้มีขนาดเพียงพอ พวกมันสามารถกินของเหลวที่แบ่งชั้นได้ กระบวนการนี้มักถูกอธิบายและสร้างแบบจำลองเป็นตัวอย่างของความไม่เสถียรของKelvin-Helmholtzแม้ว่ากระบวนการอื่นๆ อาจมีบทบาทเช่นกัน สุดท้าย หากการระบายความร้อน การเติมน้ำเกลือจากน้ำแข็งในทะเลเยือกแข็ง หรือการระเหยที่พื้นผิวทำให้ความหนาแน่นของพื้นผิวเพิ่มขึ้น การพาความร้อนจะเกิดขึ้น ชั้นผสมที่ลึกที่สุด (เกิน 2,000 เมตรในภูมิภาค เช่นทะเลลาบราดอร์ ) เกิดขึ้นจากกระบวนการสุดท้ายนี้ ซึ่งเป็นรูปแบบของความไม่เสถียรของRayleigh–Taylor. โมเดลแรกๆ ของเลเยอร์ผสม เช่น Mellor และ Durbin รวมถึงสองกระบวนการสุดท้าย ในเขตชายฝั่งทะเล ความเร็วที่มากเนื่องจากกระแสน้ำอาจมีบทบาทสำคัญในการสร้างชั้นผสม

ชั้นผสมมีลักษณะที่เกือบจะเหมือนกันในคุณสมบัติเช่นอุณหภูมิและความเค็มตลอดทั้งชั้น อย่างไรก็ตาม ความเร็วอาจมีแรงเฉือนที่สำคัญภายในชั้นผสม ด้านล่างของชั้นผสมมีลักษณะเป็นลาดโดยที่คุณสมบัติของน้ำจะเปลี่ยนไป นักสมุทรศาสตร์ใช้คำจำกัดความต่างๆ ของตัวเลขเพื่อใช้เป็นความลึกของชั้นผสม ณ เวลาใดก็ตาม โดยอิงจากการวัดคุณสมบัติทางกายภาพของน้ำ บ่อยครั้งที่การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอย่างกะทันหันที่เรียกว่าเทอร์โมไคลน์เกิดขึ้นเพื่อทำเครื่องหมายที่ด้านล่างของชั้นผสม บางครั้งอาจมีการเปลี่ยนแปลงความเค็มอย่างกะทันหันที่เรียกว่าฮาโลไคลน์ที่เกิดขึ้นเช่นกัน อิทธิพลรวมของอุณหภูมิและความเค็มเปลี่ยนแปลงผลลัพธ์ในการเปลี่ยนแปลงความหนาแน่นอย่างกระทันหันหรือน้ำเปลี่ยนแปลง นอกจากนี้ การไล่ระดับที่คมชัดในสารอาหาร (นิวทริลีน) และออกซิเจน (ออกซีไคลน์) และความเข้มข้นของคลอโรฟิลล์สูงสุดมักจะอยู่ร่วมกับฐานของชั้นผสมตามฤดูกาล

การหาความลึกของชั้นผสมมหาสมุทร

ภูมิอากาศเชิงลึกแบบผสมสำหรับฤดูหนาวทางเหนือ(ภาพบน) และฤดูร้อนทางเหนือ(ภาพล่าง)

ความลึกของชั้นผสมมักถูกกำหนดโดยอุทกศาสตร์ —ทำการวัดคุณสมบัติของน้ำ สองเกณฑ์มักจะใช้ในการตรวจสอบความลึกของชั้นผสมมีอุณหภูมิและ sigma- T (ความหนาแน่น) เปลี่ยนจากค่าอ้างอิง (โดยปกติการวัดพื้นผิว) เกณฑ์อุณหภูมิที่ใช้ในเลวีตุส[5] (1982) กำหนดชั้นผสมเป็นความลึกที่อุณหภูมิเปลี่ยนจากอุณหภูมิพื้นผิวคือ 0.5 °C sigma- T (ความหนาแน่น) เกณฑ์ที่ใช้ในการ Levitus [5]ใช้ความลึกที่มีการเปลี่ยนแปลงจากพื้นผิว sigma- ทีเกิดขึ้นที่ 0.125 เกณฑ์ทั้งสองไม่ได้บอกเป็นนัยว่าการผสมแบบแอคทีฟเกิดขึ้นกับความลึกของชั้นผสมตลอดเวลา แต่ความลึกของชั้นผสมที่ประเมินจากอุทกศาสตร์คือการวัดความลึกที่การผสมเกิดขึ้นในช่วงสองสามสัปดาห์

ตัวอย่างของความหนาของชั้นกั้นสำหรับโปรไฟล์ Argo ที่ถ่ายเมื่อวันที่ 31 มกราคม 2002 ในมหาสมุทรอินเดียเขตร้อน เส้นสีแดงคือโปรไฟล์ความหนาแน่น เส้นสีดำคืออุณหภูมิ และเส้นสีน้ำเงินคือความเค็ม ความลึกของชั้นผสมหนึ่งชั้น D T-02ถูกกำหนดเป็นความลึกที่อุณหภูมิพื้นผิวเย็นลง 0.2°C (เส้นประสีดำ) ชั้นผสมที่กำหนดความหนาแน่น D sigmaคือ 40 ม. (เส้นประสีแดง) และถูกกำหนดเป็นความหนาแน่นของพื้นผิวบวกกับความแตกต่างของความหนาแน่นที่เกิดจากการเพิ่มอุณหภูมิ 0.2°C เหนือ D sigmaน้ำมีทั้งอุณหภูมิความร้อนและไอโซฮาลีน ความแตกต่างระหว่าง D T-02ลบ D ซิกเป็นความหนาของชั้นอุปสรรค (ลูกศรสีฟ้าบนภาพ) [1]

ความหนาของชั้นกั้น

ความหนาของชั้นอุปสรรค (BLT) เป็นชั้นของน้ำแยกชั้นผิวอย่างดีผสมจากที่thermocline [6] คำจำกัดความที่แม่นยำยิ่งขึ้นคือความแตกต่างระหว่างความลึกของชั้นผสม (MLD) ที่คำนวณจากอุณหภูมิลบด้วยความลึกของชั้นผสมที่คำนวณโดยใช้ความหนาแน่น การอ้างอิงครั้งแรกถึงความแตกต่างนี้ในฐานะชั้นกั้นอยู่ในกระดาษที่อธิบายการสังเกตในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของการศึกษาการไหลเวียนของมหาสมุทรแปซิฟิกในแถบเส้นศูนย์สูตรตะวันตก[7] ในภูมิภาคที่มีชั้นกั้นอยู่การแบ่งชั้นจะคงที่เพราะแรงลอยตัวที่รุนแรงซึ่งสัมพันธ์กับมวลน้ำสด (เช่น ลอยตัวมากขึ้น) นั่งอยู่บนยอดเสาน้ำ

ในอดีต เกณฑ์ทั่วไปสำหรับ MLD คือความลึกที่อุณหภูมิพื้นผิวเย็นลงโดยการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิจากค่าพื้นผิว ตัวอย่างเช่น Levitus [5]ใช้ 0.5 °C ในตัวอย่างทางด้านขวา 0.2 °C ใช้เพื่อกำหนด MLD (เช่น D T-02ในรูป) ก่อนที่จะมีความเค็มใต้ผิวดินที่มีอยู่มากมายจากArgoนี่เป็นวิธีการหลักในการคำนวณ MLD ในมหาสมุทร เมื่อไม่นานมานี้ มีการใช้เกณฑ์ความหนาแน่นเพื่อกำหนด MLD MLD ที่ได้จากความหนาแน่นหมายถึงความลึกที่ความหนาแน่นเพิ่มขึ้นจากค่าพื้นผิวเนื่องจากอุณหภูมิที่กำหนดลดลงของค่าบางค่า (เช่น 0.2 °C) จากค่าพื้นผิวในขณะที่ยังคงรักษาค่าความเค็มของพื้นผิวให้คงที่ (เช่น D T-02 - Dซิกม่า ).

ระบบ BLT

ค่า BLT จำนวนมากมักพบในบริเวณเส้นศูนย์สูตรและอาจสูงถึง 50 เมตร เหนือชั้นกั้น ชั้นที่ผสมกันอาจเกิดจากการเร่งรัดในท้องถิ่นเกินการระเหย (เช่น ในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก) การไหลบ่าของแม่น้ำที่เกี่ยวข้องกับมรสุม (เช่น ในมหาสมุทรอินเดียตอนเหนือ) หรือการพาดพิงของน้ำเค็มที่ลดระดับลงในเขตร้อน (พบในหมุนวนมหาสมุทรกึ่งเขตร้อนทั้งหมด) การก่อตัวของชั้นสิ่งกีดขวางในกึ่งเขตร้อนนั้นสัมพันธ์กับการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลในความลึกของชั้นผสม การไล่ระดับความเค็มของผิวน้ำทะเล (SSS) ที่คมชัดกว่าปกติ และการมุดตัวทั่วแนวหน้า SSS นี้ [8] โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ชั้นกั้นจะเกิดขึ้นในฤดูหนาวที่ปีกเส้นศูนย์สูตรของความเค็มสูงสุดกึ่งเขตร้อน ในช่วงต้นฤดูหนาว บรรยากาศทำให้พื้นผิวเย็นลง ลมแรงและการลอยตัวในเชิงลบ ส่งผลให้อุณหภูมิผสมถึงชั้นลึก ในเวลาเดียวกัน ความเค็มของพื้นผิวที่สดใหม่ถูกนำมาจากบริเวณที่มีฝนตกชุกในเขตร้อน ชั้นอุณหภูมิที่ลึกพร้อมกับการแบ่งชั้นที่รุนแรงในความเค็มทำให้เกิดเงื่อนไขสำหรับการก่อตัวของชั้นกั้น[9]

สำหรับมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก กลไกการสร้างชั้นกั้นนั้นแตกต่างกัน พร้อมเส้นศูนย์สูตรขอบด้านตะวันออกของสระว่ายน้ำอุ่น (ปกติ 28 ° C isotherm - ดูพล็อต SSTในแปซิฟิกตะวันตก) เป็นภูมิภาคแบ่งเขตระหว่างน้ำจืดที่อบอุ่นไปทางทิศตะวันตกและเย็นเค็มupwelledน้ำในกลางมหาสมุทรแปซิฟิก ชั้นกั้นจะก่อตัวขึ้นในชั้นไอโซเทอร์มอลเมื่อน้ำเค็มถูกลดทอนลง (กล่าวคือ มวลน้ำที่หนาแน่นกว่าเคลื่อนตัวต่ำกว่าอีกชั้นหนึ่ง) จากทางทิศตะวันออกสู่แอ่งน้ำอุ่นเนื่องจากการบรรจบกันในท้องถิ่นหรือน้ำจืดอุ่น ๆ จะแทนที่น้ำที่หนาแน่นกว่าไปทางทิศตะวันออก ที่นี่ ลมอ่อน ฝนตกหนัก การเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันออกของน้ำที่มีความเค็มต่ำ การพัดพาน้ำเค็มไปทางทิศตะวันตก และคลื่นเคลวินหรือคลื่นรอสบีที่เส้นศูนย์สูตรลงเป็นปัจจัยที่นำไปสู่การก่อตัวของ BLT ลึก [10]

ความสำคัญของ BLT

ก่อนเกิดเอลนีโญสระน้ำอุ่นจะกักเก็บความร้อนและถูกกักขังอยู่ในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกอันไกลโพ้น ในช่วงเอลนีโญ สระน้ำอุ่นจะอพยพไปทางทิศตะวันออกพร้อมกับปริมาณน้ำฝนและความผิดปกติในปัจจุบัน การดึงของเวสเทอร์ลีเพิ่มขึ้นในช่วงเวลานี้ เป็นการตอกย้ำเหตุการณ์ การใช้ข้อมูลจากเรือแห่งโอกาสและบรรยากาศเขตร้อน – การจอดเรือในมหาสมุทร (TAO) ในแปซิฟิกตะวันตก การอพยพทางทิศตะวันออกและทิศตะวันตกของสระน้ำอุ่นได้รับการติดตามในช่วงปี 1992-2000 โดยใช้ความเค็มที่ผิวน้ำทะเล (SSS) อุณหภูมิผิวน้ำทะเล (SST) , กระแสน้ำ และข้อมูลใต้ผิวดินจากการนำไฟฟ้า อุณหภูมิ ความลึกจากการล่องเรือวิจัยต่างๆ[11] งานนี้แสดงให้เห็นว่าระหว่างการไหลไปทางทิศตะวันตก BLT ในแปซิฟิกตะวันตกตามแนวเส้นศูนย์สูตร (138o E-145 o E, 2 o N-2 o S) อยู่ระหว่าง 18 ม. – 35 ม. ซึ่งสอดคล้องกับ SST ที่อบอุ่นและทำหน้าที่เป็นกลไกการจัดเก็บความร้อนที่มีประสิทธิภาพ การก่อตัวของชั้นกั้นถูกขับเคลื่อนโดยกระแสน้ำทางทิศตะวันตกตามแนวเส้นศูนย์สูตรใกล้ขอบด้านตะวันออกของแนวความเค็มที่กำหนดสระน้ำอุ่น กระแสน้ำทางทิศตะวันตกเหล่านี้ถูกขับเคลื่อนโดยคลื่นรอสบีที่ลดระดับลง และแสดงถึงการเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันตกของ BLT หรือความลึกของเทอร์โมไคลน์ที่ลึกกว่าเป็นพิเศษเมื่อเทียบกับฮาโลไคลน์ที่ตื้นกว่าเนื่องจากไดนามิกของคลื่นรอสบี ในช่วงเอลนีโญ ลมตะวันตกพัดพาสระน้ำอุ่นไปทางทิศตะวันออก ทำให้น้ำจืดสามารถลอยบนผืนน้ำที่เย็นกว่า/เค็มกว่า/หนาแน่นขึ้นทางทิศตะวันออกได้ การใช้แบบจำลองบรรยากาศ/มหาสมุทรควบคู่กัน และการปรับการผสมเพื่อกำจัด BLT เป็นเวลาหนึ่งปีก่อนเกิดปรากฏการณ์เอลนีโญ่ พบว่าการสะสมความร้อนที่เกี่ยวข้องกับชั้นกั้นเป็นข้อกำหนดสำหรับเอลนีโญขนาดใหญ่(12) แสดงให้เห็นแล้วว่าความสัมพันธ์ที่แน่นแฟ้นระหว่าง SSS และ SST ในแปซิฟิกตะวันตกและชั้นกั้นเป็นเครื่องมือในการรักษาความร้อนและโมเมนตัมในแอ่งน้ำอุ่นภายในชั้นที่แบ่งชั้นความเค็ม [13]ภายหลังการทำงาน รวมทั้ง Argo drifters ยืนยันความสัมพันธ์ระหว่างการอพยพไปทางทิศตะวันออกของสระน้ำอุ่นระหว่าง El Nino และชั้นเก็บความร้อนของชั้นกั้นในแปซิฟิกตะวันตก [14] ผลกระทบหลักของชั้นสิ่งกีดขวางคือการรักษาชั้นผสมที่ตื้นเพื่อให้มีการตอบสนองคู่อากาศและทะเลที่เพิ่มขึ้น นอกจากนี้ BLT ยังเป็นปัจจัยสำคัญในการกำหนดสถานะเฉลี่ยที่ถูกรบกวนระหว่างเอลนีโญ/ ลานีญา[15]

การก่อตัวของชั้นผสม Limnological

การก่อตัวของชั้นผสมในทะเลสาบจะคล้ายกับที่ในมหาสมุทร แต่ผสมมีแนวโน้มที่จะเกิดขึ้นในทะเลสาบ แต่เพียงผู้เดียวเนื่องจากคุณสมบัติที่โมเลกุลของน้ำน้ำเปลี่ยนความหนาแน่นเมื่ออุณหภูมิเปลี่ยน ในทะเลสาบ โครงสร้างอุณหภูมิมีความซับซ้อนเนื่องจากน้ำจืดมีน้ำหนักมากที่สุดที่ 3.98 °C (องศาเซลเซียส) ดังนั้นในทะเลสาบที่พื้นผิวเย็นมาก ชั้นผสมจะขยายไปถึงด้านล่างในฤดูใบไม้ผลิเป็นเวลาสั้นๆ เมื่อพื้นผิวอุ่นขึ้นและในฤดูใบไม้ร่วง ขณะที่พื้นผิวเย็นลง การพลิกคว่ำนี้มักมีความสำคัญต่อการรักษาออกซิเจนในทะเลสาบที่ลึกมาก

การศึกษาเกี่ยวกับศาสตร์วิทยาครอบคลุมแหล่งน้ำภายในประเทศทั้งหมด รวมถึงแหล่งน้ำที่มีเกลืออยู่ภายใน ในทะเลสาบและทะเลน้ำเค็ม (เช่น ทะเลแคสเปียน) โดยทั่วไปการก่อตัวของชั้นผสมจะมีพฤติกรรมคล้ายกับมหาสมุทร

การก่อตัวของชั้นบรรยากาศผสม

ชั้นบรรยากาศผสมเป็นผลมาจากการเคลื่อนที่ของอากาศหมุนเวียนซึ่งโดยทั่วไปแล้วจะมองเห็นได้ในตอนกลางวันเมื่ออากาศที่พื้นผิวได้รับความร้อนและสูงขึ้น มันมีการผสมจึงโดยเรย์ลีเทย์เลอร์ความไม่แน่นอน ขั้นตอนมาตรฐานในการกำหนดความลึกของชั้นผสมคือการตรวจสอบโปรไฟล์ของอุณหภูมิที่อาจเกิดขึ้น, อุณหภูมิที่อากาศจะมีได้หากถูกนำไปยังความดันที่พบที่พื้นผิวโดยไม่เพิ่มหรือสูญเสียความร้อน เนื่องจากความดันที่เพิ่มขึ้นนั้นเกี่ยวข้องกับการอัดอากาศ อุณหภูมิที่อาจเกิดขึ้นจึงสูงกว่าอุณหภูมิในแหล่งกำเนิด โดยจะมีความแตกต่างเพิ่มขึ้นเมื่ออุณหภูมิสูงขึ้นในบรรยากาศ ชั้นบรรยากาศผสมถูกกำหนดให้เป็นชั้นของอุณหภูมิศักย์คงที่ (โดยประมาณ) หรือชั้นที่อุณหภูมิลดลงที่อัตราประมาณ 10 °C/km โดยประมาณ หากปราศจากเมฆ แม้ว่าชั้นดังกล่าวอาจมีการไล่ระดับความชื้น เช่นเดียวกับชั้นผสมของมหาสมุทร ความเร็วจะไม่คงที่ตลอดชั้นบรรยากาศผสม

อ้างอิง

  1. ^ กาโต้, เอช.; ฟิลลิปส์ โอเอ็ม (1969). "การแทรกซึมของชั้นที่ปั่นป่วนในของเหลวที่แบ่งชั้น". เจ. ฟลูอิด เมค . 37 (4): 643–655. Bibcode : 1969JFM....37..643K . ดอย : 10.1017/S0022112069000784 .
  2. ^ Agrawal, YC; เทอร์เรย์ อีเอ; โดเนแลน แมสซาชูเซตส์; ฮวัง, เพนซิลเวเนีย; วิลเลียมส์ เอเจ; เดรนแนน, WM; คาห์มา KK; Kitaiigorodski, SA (1992). "การกระจายพลังงานจลน์ที่เพิ่มขึ้นภายใต้คลื่นพื้นผิว" ธรรมชาติ . 359 (6392): 219–220. Bibcode : 1992Natur.359..219A . ดอย : 10.1038/359219a0 . S2CID 4308649 . 
  3. ^ เค รก เพิ่ม; Leibovich, S. (1976), "A Rational model for Langmuir cycles", Journal of Fluid Mechanics , 73 (3): 401–426, Bibcode : 1976JFM....73..401C , doi : 10.1017/S0022112076001420
  4. ^ Gnanadesikan, A .; Weller, RA (1995), "โครงสร้างและความแปรปรวนของเกลียว Ekman ต่อหน้าคลื่นแรงโน้มถ่วงพื้นผิว", Journal of Physical Oceanography , 25 (12): 3148–3171, Bibcode : 1995JPO....25.3148G , doi : 10.1175/1520-0485(1995)025<3148:saiote>2.0.co;2
  5. อรรถเป็น c เลวี ทัส ซิดนีย์ (ธันวาคม 2525) ภูมิอากาศ Atlas ของมหาสมุทรโลก (PDF) NOAA Professional Paper 13. Rockville, Md, USA: กระทรวงพาณิชย์ของสหรัฐอเมริกา, National Oceanic and Atmospheric Administration NS. 173 . สืบค้นเมื่อ29 มกราคม 2020 . [ ลิงค์เสียถาวร ]
  6. ^ Sprintall, J. และ M. Tomczak, หลักฐานของชั้นกั้นในชั้นผิวของเขตร้อน, Journal of Geophysical Research: Oceans, 97 (C5), 7305-7316, 1992
  7. ^ ลูคัส อาร์.; ลินด์สตรอม, อี. (1991). "ชั้นผสมของมหาสมุทรแปซิฟิก-มหาสมุทรเส้นศูนย์สูตรตะวันตก". วารสารวิจัยธรณีฟิสิกส์: มหาสมุทร . 96 (S01): 3343–3357 Bibcode : 1991JGR....96.3343L . ดอย : 10.1029/90jc01951 .
  8. ^ Sato, K., T. Suga และ K. Hanawa, ชั้น Barrier ในวงแหวนกึ่งเขตร้อนของมหาสมุทรโลก, Geophysical Research Letters, 33 (8), 2006.
  9. ^ Mignot, J. , CDB Montegut, A. Lazar และ S. Cravette, การควบคุมความเค็มบนความลึกของชั้นผสมในมหาสมุทรโลก: 2. Tropical areas, Journal of Geophysical Research: Oceans, 112 (C10), 2007.
  10. ^ Bosc, C.; เดลครัว, ต.; Maes, C. (2009). "ความแปรปรวนของชั้นกั้นในสระน้ำอุ่นของมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกตั้งแต่ปี 2000 ถึง 2007" วารสารวิจัยธรณีฟิสิกส์: มหาสมุทร . 114 (C6): C06023. Bibcode : 2009JGRC..114.6023B . ดอย : 10.1029/2008jc005187 .
  11. ^ เดล ครัว ต.; McPhaden, M. (2002). "ความเค็มของผิวน้ำทะเลในแต่ละปีและการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในแอ่งน้ำอุ่นแปซิฟิกตะวันตกระหว่างปี พ.ศ. 2535-2543" วารสารวิจัยธรณีฟิสิกส์: มหาสมุทร . 107 (C12): SRF 3-1-SRF 3-17 Bibcode : 2002JGRC..107.8002D . ดอย : 10.1029/2001jc000862 .
  12. ^ Maes, C.; Picaut, เจ.; เบลามารี, เอส. (2005). "ความสำคัญของชั้นกั้นความเค็มสำหรับการสะสมของเอลนีโญ" . วารสารภูมิอากาศ . 18 (1): 104–118. Bibcode : 2005JCli...18..104M . ดอย : 10.1175/jcli-3214.1 .
  13. ^ Maes, C.; อันโด, เค.; เดลครัว, ต.; เคสเลอร์ ดับบลิวเอส; แมคพาเดน เอ็มเจ; Roemmich, D. (2006). "สังเกตความสัมพันธ์ของความเค็มพื้นผิว อุณหภูมิ และชั้นกั้นที่ขอบด้านตะวันออกของแอ่งน้ำอุ่นแปซิฟิกตะวันตก" . จดหมายวิจัยธรณีฟิสิกส์ . 33 (6): L06601. Bibcode : 2006GeoRL..33.6601M . ดอย : 10.1029/2005gl024772 .
  14. ^ มิน โญ เจ.; มอนเตกุต, ซีดีบี; Lazar, A.; Cravette, S. (2007). "การควบคุมความเค็มบนความลึกของชั้นผสมในมหาสมุทรโลก: 2. พื้นที่เขตร้อน" . วารสารวิจัยธรณีฟิสิกส์: มหาสมุทร . 112 (C10): C10010. Bibcode : 2007JGRC..11210010M . ดอย : 10.1029/2006jc003954 .
  15. ^ Maes, C.; Belamari, S. (2011). "ผลกระทบของชั้นกั้นความเค็มต่อสภาวะเฉลี่ยของมหาสมุทรแปซิฟิกและ ENSO" . โซล่า . 7 : 97–100. Bibcode : 2011SOLA....7...97M . ดอย : 10.2151/sola.2011-025 .

ลิงค์ภายนอก

  • ทะเลสาบเอฟเฟกต์หิมะสำหรับลิงก์ไปยังภาพ NASA จากดาวเทียม SeaWiFS ที่แสดงเมฆในชั้นบรรยากาศผสม
  • ดูเว็บไซต์ Ifremer/Los Mixed Layer Depth Climatology ที่Redirectionเพื่อเข้าถึงมหาสมุทร Mixed Layer Depth Climatology ข้อมูล แผนที่ และลิงก์ล่าสุด

อ่านเพิ่มเติม

  • วอลเลซ, จอห์น ไมเคิล; ฮอบส์, ปีเตอร์ วิคเตอร์ (2006). วิทยาศาสตร์บรรยากาศ: การสำรวจเบื้องต้น (ฉบับที่ 2) สื่อวิชาการ. NS. 483. ISBN 9780127329512.