Волна (океан)

Волна , которые распространяются вдоль границы раздела воды и воздуха под , также иногда называемая наземной волной в контексте океана , моря или озера , представляет собой серию механических волн преобладающим влиянием силы тяжести, и поэтому их часто называют как поверхностные гравитационные волны . Эти поверхностные гравитационные волны имеют свое происхождение как ветровые волны , но являются следствием рассеяния ветровых волн от отдаленных погодных систем , где ветер в течение определенного времени дует над потоком воды, и эти волны движутся из области источника со скоростью которые являются функцией периода и длины волны. В более общем смысле, зыбь состоит из ветровых волн, на которые в это время местный ветер не сильно влияет. Волны зыби часто имеют относительно большую длину волны , поскольку коротковолновые волны несут меньше энергии и быстрее рассеиваются , но это зависит от размера, силы и продолжительности погодной системы, ответственной за зыбь, и размера водоема, и варьируется от события к событию и от одного и того же события с течением времени. Иногда в результате самых сильных штормов возникают волны длиной более 700 м.

Направление зыби — это направление, откуда движется зыбь. Оно задается в виде географического направления либо в градусах, либо в точках компаса , например, северо-северо-западная или юго-западная зыбь, и, как и в случае с ветрами, указанное направление обычно является направлением, откуда исходит зыбь. Волны имеют более узкий диапазон частот и направлений, чем локально генерируемые ветровые волны, поскольку они рассредоточились из области своего образования и со временем имеют тенденцию сортироваться по скорости распространения, при этом более быстрые волны сначала проходят отдаленную точку. Волны принимают более определенную форму и направление и менее случайны, чем локально создаваемые ветровые волны.

Формирование [ править ]

Большие буруны, наблюдаемые на берегу, могут быть результатом действия удаленных погодных систем над океаном. Пять факторов работают вместе, чтобы определить размер ветровых волн ^[1] который станет океанской зыбью:

Скорость ветра – ветер должен двигаться быстрее, чем гребень волны (в направлении движения гребня волны) для чистой передачи энергии из воздуха в воду; более сильные продолжительные ветры создают большие волны
Непрерывное расстояние открытой воды, на котором ветер дует без существенного изменения направления (называемое подхватом ) .
Ширина водной поверхности на участке
Продолжительность ветра – время, в течение которого ветер дул над участком.
Глубина воды

Волна описывается с использованием следующих размерностей:

Высота волны (от впадины до гребня )
Длина волны (от гребня до гребня)
Период волны (интервал времени между приходом последовательных гребней в стационарную точку)
распространения волны Направление

Длина волны является функцией периода и глубины воды на глубинах менее половины длины волны, где на движение волны влияет трение о дно.

Полностью развитое море имеет максимальный размер волн, теоретически возможный для ветра определенной силы и скорости. Дальнейшее воздействие этого конкретного ветра приведет к потере энергии, равной входной энергии, обеспечивающей устойчивое состояние, из-за рассеяния энергии из-за вязкости и разрушения вершин волн в виде «белых шапок».

Волны в данной области обычно имеют разную высоту. Для сводок погоды и научного анализа статистики ветровых волн их характерная высота за определенный интервал времени обычно выражается как значительная высота волны . Эта цифра представляет собой среднюю высоту самой высокой трети волн за данный период времени (обычно выбираемый где-то в диапазоне от 20 минут до двенадцати часов) или в конкретной волновой или штормовой системе. Значительная высота волны также является величиной, которую «тренированный наблюдатель» (например, из команды корабля) мог бы оценить на основе визуального наблюдения за состоянием моря. Учитывая изменчивость высоты волн, высота самых крупных отдельных волн, вероятно, будет несколько меньше, чем вдвое превышающая значительную высоту волны. ^[2]

Источники генерации ветрового волнения [ править ]

Ветровые волны создаются ветром. Другие виды возмущений, такие как сейсмические явления, также могут вызывать гравитационные волны, но они не являются ветровыми волнами и обычно не приводят к зыби. Генерация ветровых волн инициируется возмущениями поля бокового ветра на поверхности воды.

Для начальных условий ровной водной поверхности ( шкала Бофорта 0) и резких боковых ветровых потоков на поверхности воды возникновение поверхностного ветрового волнения можно объяснить двумя механизмами, инициируемыми нормальными колебаниями давления турбулентных ветров и параллельным ветром. сдвиговые потоки.

ветром поверхностных волн Генерация

Из «колебаний ветра» : Образование ветровых волн начинается за счет случайного распределения нормального давления, действующего на воду со стороны ветра. По этому механизму, предложенному О. М. Филлипсом в 1957 году, поверхность воды первоначально находится в покое, а генерация волны происходитинициируется турбулентными ветровыми потоками, а затем колебаниями ветра, нормального давления, действующего на водную поверхность. Из-за этого колебания давления возникают нормальные и касательные напряжения, которые порождают волновое поведение на поверхности воды.

Предположения этого механизма заключаются в следующем:

Вода изначально находится в состоянии покоя;
Вода невязкая ;
Вода безвихревая ;
Нормальное давление на поверхность воды от турбулентного ветра распределено случайным образом; и
Корреляциями между движениями воздуха и воды пренебрегают. ^[3]

От «сил сдвига ветра» : в 1957 году Джон В. Майлз предложил механизм генерации поверхностных волн, который инициируется турбулентными потоками сдвига ветра. $Ua(y)$ , основанный на невязком уравнении Орра-Зоммерфельда . Он обнаружил, что передача энергии от ветра к поверхности воды происходит со скоростью волны. $c$ , пропорционален кривизне профиля скорости ветра, $Ua''(y)$ , в точке, где средняя скорость ветра равна скорости волны ( $Ua=c$ , где $Ua$ — средняя скорость турбулентного ветра). Поскольку профиль ветра, $Ua(y)$ , логарифмически зависит от поверхности воды, кривизны, $Ua''(y)$ , имеет отрицательный знак в точке $Ua=c$ . Это соотношение показывает, что ветровой поток передает свою кинетическую энергию поверхности воды на их границе, в результате чего возникает скорость волны: $c$ . Скорость роста можно определить по кривизне ветров ( $(d^{2}Ua)/(dz^{2})$ ) на высоте рулевого управления ( $Ua(z=z_{h})=c$ ) для заданной скорости ветра, $Ua$ .

Предположения этого механизма таковы:

2-мерный параллельный сдвиговый поток, $Ua(y)$ .
Несжимаемая, невязкая вода/ветер.
Безвихревая вода.
Небольшой наклон смещения поверхности. ^[4]

Как правило, эти механизмы формирования волн происходят одновременно на поверхности океана, вызывая ветровые волны, которые в конечном итоге перерастают в полностью развитые волны. ^[5] Если предположить, что морская поверхность очень плоская (число Бофорта 0), и внезапный поток ветра постоянно дует по ней, процесс генерации физических волн будет таким:

Турбулентные ветровые потоки образуют случайные колебания давления на поверхности моря. Небольшие волны длиной порядка нескольких сантиметров генерируются колебаниями давления (механизм Филлипса). ^[3]
Боковой ветер продолжает действовать на первоначально колебавшуюся поверхность моря. Затем волны становятся больше, и при этом разница давлений увеличивается, и возникающая в результате сдвиговая неустойчивость экспоненциально ускоряет рост волн (механизм Майлза). ^[3]
Взаимодействие волн на поверхности порождает более длинные волны (Хассельманн и др., 1973). ^[6] и это взаимодействие передает энергию от более коротких волн, генерируемых механизмом Майлза, к тем, которые имеют немного более низкие частоты, чем при пиковых магнитудах волн. В конечном итоге скорость волны становится выше скорости бокового ветра (Пирсон и Московиц). ^[7]

Условия, необходимые для полноценного развития моря при заданной скорости ветра, и параметры возникающего волнения ^{[ нужна ссылка ]}
Ветровые условия			Размер волны
Скорость ветра в одном направлении	Принести	Продолжительность ветра	Средний рост	Средняя длина волны	Средний период и скорость
19 км / ч (12 миль в час; 10 узлов)	19 км (12 миль)	2 часа	0,27 м (0,89 футов)	8,5 м (28 футов)	3,0 с, 2,8 м/с (9,3 фута/с)
37 км / ч (23 миль в час; 20 узлов)	139 км (86 миль)	10 ч.	1,5 м (4,9 футов)	33,8 м (111 футов)	5,7 с, 5,9 м/с (19,5 футов/с)
56 км / ч (35 миль в час; 30 узлов)	518 км (322 миль)	23 часа	4,1 м (13 футов)	76,5 м (251 фут)	8,6 с, 8,9 м/с (29,2 фута/с)
74 км / ч (46 миль в час; 40 узлов)	1313 км (816 миль)	42 часа	8,5 м (28 футов)	136 м (446 футов)	11,4 с, 11,9 м/с (39,1 фута/с)
92 км / ч (57 миль в час; 50 узлов)	2627 км (1632 миль)	69 ч.	14,8 м (49 футов)	212,2 м (696 футов)	14,3 с, 14,8 м/с (48,7 футов/с)

(Примечание. Большинство скоростей волн, рассчитанных на основе длины волны, разделенной на период, пропорциональны квадратному корню из длины. Таким образом, за исключением самой короткой длины волны, волны подчиняются теории глубокой воды, описанной в следующем разделе. Длина 8,5 м длинная волна должна быть либо на мелководье, либо между глубокой и мелкой водой.)

Развитие [ править ]

Длинные зыби возникают из более коротких ветровых волн и забирают у них энергию. Впервые процесс описал Клаус Хассельманн (лауреат Нобелевской премии 2021 года) после исследования нелинейных эффектов, которые наиболее выражены вблизи пиков самых высоких волн. Он показал, что благодаря этим нелинейностям два ряда волн на глубокой воде могут взаимодействовать, генерируя два новых набора волн: один обычно с большей длиной, а другой с более короткой длиной.

Уравнение, которое Хассельманн ^[8] разработанный для описания этого процесса, теперь используется в моделях состояния моря (например, Wavewatch III ^[9]), используемый всеми основными центрами прогнозирования погоды и климата. Это связано с тем, что и ветер на море, и зыбь оказывают существенное влияние на передачу тепла от океана в атмосферу. Это влияет как на крупномасштабные климатические системы, такие как Эль-Ниньо , так и на системы меньшего масштаба, такие как атмосферные депрессии, которые развиваются у берегов Гольфстрима .

Хорошее физическое описание процесса Хассельмана трудно объяснить, но нелинейные эффекты максимальны вблизи пиков самых высоких волн, а в качестве аналогии можно использовать короткие волны, которые часто ломаются вблизи одного и того же положения.Это происходит потому, что каждая маленькая прибойная волна дает небольшой толчок более длинной волне, на которой она разбивается. С точки зрения длинной волны, она получает небольшой толчок на каждом из своих гребней, точно так же, как качели получают небольшой толчок в нужный момент. Также нет сопоставимого эффекта во впадине волны – термин, который имеет тенденцию уменьшать размер длинной волны.

С точки зрения физика этот эффект представляет особый интерес, поскольку он показывает, как то, что начинается как случайное волновое поле, может генерировать порядок длинной цепочки волн зыби за счет потерь энергии и увеличения беспорядка, влияющего на все небольшие прибойные волны. Сортировка песка по размеру, часто встречающаяся на пляже. ^[10]^[11] это аналогичный процесс (как и во многом в жизни ).

Рассеяние [ править ]

Диссипация энергии зыби гораздо сильнее для коротких волн, ^{[ нужна ссылка ]}^{[ нужны разъяснения ]} вот почему волны от далеких штормов представляют собой всего лишь длинные волны. Диссипация волн с периодами более 13 секунд очень слаба, но все же значительна в масштабах Тихого океана. ^[12] Эти длинные волны теряют половину своей энергии на расстоянии от более 20 000 км (половина расстояния вокруг земного шара) до чуть более 2 000 км. Было обнаружено, что это изменение является систематической функцией крутизны зыби: отношения высоты зыби к длине волны. Причина такого поведения пока неясна, но возможно, что эта диссипация связана с трением на границе раздела воздух-море.

и Дисперсия зыби волн группы

Волны часто возникают в результате штормов за тысячи морских миль от берегов, где они разбиваются, а распространение самых длинных волн в первую очередь ограничивается береговой линией. Например, волны, образовавшиеся в Индийском океане, были зафиксированы в Калифорнии после более чем половины кругосветного путешествия. ^[13] Такое расстояние позволяет волнам, образующим зыбь, лучше сортироваться и освобождаться от сколов по мере их движения к берегу. Волны, создаваемые штормовым ветром, имеют одинаковую скорость, группируются и перемещаются друг с другом. ^{[ нужна ссылка ]} в то время как другие, движущиеся даже на долю метра в секунду медленнее, будут отставать и в конечном итоге прибудут на много часов позже из-за пройденного расстояния. Время распространения от источника t пропорционально расстоянию X, на период волны T. делённому На глубокой воде это $t=4\pi X/(gT)$ где g – ускорение свободного падения. Для шторма, расположенного на расстоянии 10 000 км, через 10 дней после шторма придут волны с периодом Т = 15 с, еще через 17 часов последуют 14-секундные волны и т.д.

Рассредоточенное появление волн, начиная с самого длительного периода, с уменьшением периода пика волны с течением времени, можно использовать для расчета расстояния, на котором образовались волны.

В то время как состояние моря во время шторма имеет частотный спектр более или менее одинаковой формы (т.е. четко выраженный пик с доминирующими частотами в пределах плюс-минус 7% от пика), спектры зыби становятся все более и более узкими, иногда до 2 % или меньше, поскольку волны расходятся все дальше и дальше. В результате группы волн (серферы называют их наборами) могут иметь большое количество волн. От примерно семи волн на группу во время шторма это число возрастает до 20 и более у волн от очень далеких штормов. ^{[ нужна ссылка ]}

воздействия Прибрежные

Как и для всех волн на воде, поток энергии пропорционален квадрату значимой высоты волны, умноженному на групповую скорость . На глубокой воде эта групповая скорость пропорциональна периоду волны. Следовательно, волны с более длительными периодами могут передавать больше энергии, чем более короткие ветровые волны. Кроме того, амплитуда инфрагравитационных волн резко увеличивается с увеличением периода волны (приблизительно квадрата периода), что приводит к более высокий разбег .

Поскольку волны зыби обычно имеют большую длину волны (и, следовательно, более глубокое основание волны), они начинают процесс преломления (см. Волны на воде ) на больших расстояниях от берега (на более глубокой воде), чем волны, генерируемые локально. ^[14]

Поскольку волны, создаваемые зыбью, смешаны с обычными морскими волнами, их может быть трудно обнаружить невооруженным глазом (особенно вдали от берега), если они не значительно больше обычных волн. С точки зрения анализа сигналов , выбросы можно рассматривать как достаточно регулярный (хотя и не непрерывный) волновой сигнал, существующий среди сильного шума (т. е. нормальных волн и чоп-сигналов ).

Навигация [ править ]

мореплаватели использовали волны Микронезийские для поддержания курса, когда других подсказок не было, например, в туманные ночи. ^[15]

См. также [ править ]

Серфинг

Ссылки [ править ]

^ Янг, ИК (1999). Ветер порождает океанские волны . Эльзевир. ISBN 0-08-043317-0 . п. 83.
^ Вайссе, Ральф; фон Шторх, Ганс (2009). Изменение морского климата: океанские волны, штормы и приливы с точки зрения изменения климата . Спрингер. п. 51. ИСБН 978-3-540-25316-7 .
↑ Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б ^с Филлипс, О.М. (1957), «О генерации волн турбулентным ветром», Журнал механики жидкости 2 (5): 417–445, Бибкод : 1957JFM.....2..417P , дои : 10.1017/S0022112057000233
^ Майлз, JW (1957), «О генерации поверхностных волн сдвиговыми потоками», Journal of Fluid Mechanics 3 (2): 185–204, Bibcode : 1957JFM.....3..185M , дои : 10.1017/S0022112057000567
^ «Глава 16 — Океанские волны (для примера)» .
^ Хассельманн К., Т.П. Барнетт, Э. Боувс, Х. Карлсон, Д.Е. Картрайт, К. Энке, Дж. А. Юинг, Х. Гиенапп, Д. Е. Хассельманн, П. Круземан, А. Меербург, П. Мюллер, DJ Ольберс, К. Рихтер, В. Селл и Х. Уолден. Измерения роста ветровых волн и затухания зыби в ходе Совместного проекта по волнению в Северном море (JONSWAP). Дополнение к серии немецких гидрографических журналов, A (8) (№ 12), стр. 95, 1973.
^ Пирсон, Уиллард Дж. Младший и Московиц, Лайонел А. Предложенная спектральная форма для полностью развитых ветровых морей на основе теории подобия С. А. Китайгородского, Журнал геофизических исследований, Vol. 69, с.5181-5190, 1964.
^ Хассельманн, К. (1962). «О нелинейном переносе энергии в спектре гравитационных волн. Часть 1. Общая теория». Журнал механики жидкости . 12 (4): 481–500. Бибкод : 1962JFM....12..481H . дои : 10.1017/S0022112062000373 . hdl : 21.11116/0000-0007-DD2C-0 . S2CID 122096143 .
^ Карибский институт метеорологии и гидрологии. «Волновой дозор III в Карибском море» . Проверено 9 марта 2021 г.
^ Цзян, Чанбо; и др. (2015). «Сортировочный и осадочный характер песчаного пляжа под воздействием волн» . Процедия Инжиниринг . 116 : 771–777. дои : 10.1016/j.proeng.2015.08.363 .
^ Эдвардс, Артуро (2001). «Размер зерен и сортировка в современных пляжных песках». Журнал прибрежных исследований . 17 (1): 38–52.
^ Наблюдение за рассеиванием волн в океанах , Ф. Ардуин, Коллард, Ф. и Б. Чапрон, 2009: Geophys. Рез. Летт. 36, Л06607, дои : 10.1029/2008GL037030
^ Направленная запись зыби от далеких штормов , WH Munk, GR Miller, FE Snodgrass и NF Barber, 1963: Phil. Пер. Рой. Соц. Лондон А 255, 505
^ «Основы волн (штормсерфинг)» .
^ "Дом" . www.penn.museum .

Внешние ссылки [ править ]

«Глобальные прогнозы зыби/прибоя» . Серфлайн .
«Австралийские прогнозы волнения)» . Береговой дозор .
«Прогноз волнения в Великобритании» . Волшебные водоросли .
«Прогнозы австралийского волнения» . Морской бриз .
«Прогнозы австралийского волнения» . Свеллнет .
«Основы волн (как формируются и измеряются волны)» . Стормсёрф .
«Австралийские устройства для измерения волнения» . Буи Вейврайдер . Архивировано из оригинала 10 декабря 2006 г.

[1] Янг, ИК (1999). Ветер порождает океанские волны . Эльзевир. ISBN 0-08-043317-0 . п. 83.

[2] Вайссе, Ральф; фон Шторх, Ганс (2009). Изменение морского климата: океанские волны, штормы и приливы с точки зрения изменения климата . Спрингер. п. 51. ИСБН 978-3-540-25316-7 .

[Phillips,_O._M._1957-3] Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б ^с Филлипс, О.М. (1957), «О генерации волн турбулентным ветром», Журнал механики жидкости 2 (5): 417–445, Бибкод : 1957JFM.....2..417P , дои : 10.1017/S0022112057000233

[4] Майлз, JW (1957), «О генерации поверхностных волн сдвиговыми потоками», Journal of Fluid Mechanics 3 (2): 185–204, Bibcode : 1957JFM.....3..185M , дои : 10.1017/S0022112057000567

[5] «Глава 16 — Океанские волны (для примера)» .

[6] Хассельманн К., Т.П. Барнетт, Э. Боувс, Х. Карлсон, Д.Е. Картрайт, К. Энке, Дж. А. Юинг, Х. Гиенапп, Д. Е. Хассельманн, П. Круземан, А. Меербург, П. Мюллер, DJ Ольберс, К. Рихтер, В. Селл и Х. Уолден. Измерения роста ветровых волн и затухания зыби в ходе Совместного проекта по волнению в Северном море (JONSWAP). Дополнение к серии немецких гидрографических журналов, A (8) (№ 12), стр. 95, 1973.

[7] Пирсон, Уиллард Дж. Младший и Московиц, Лайонел А. Предложенная спектральная форма для полностью развитых ветровых морей на основе теории подобия С. А. Китайгородского, Журнал геофизических исследований, Vol. 69, с.5181-5190, 1964.

[8] Хассельманн, К. (1962). «О нелинейном переносе энергии в спектре гравитационных волн. Часть 1. Общая теория». Журнал механики жидкости . 12 (4): 481–500. Бибкод : 1962JFM....12..481H . дои : 10.1017/S0022112062000373 . hdl : 21.11116/0000-0007-DD2C-0 . S2CID 122096143 .

[9] Карибский институт метеорологии и гидрологии. «Волновой дозор III в Карибском море» . Проверено 9 марта 2021 г.

[10] Цзян, Чанбо; и др. (2015). «Сортировочный и осадочный характер песчаного пляжа под воздействием волн» . Процедия Инжиниринг . 116 : 771–777. дои : 10.1016/j.proeng.2015.08.363 .

[11] Эдвардс, Артуро (2001). «Размер зерен и сортировка в современных пляжных песках». Журнал прибрежных исследований . 17 (1): 38–52.

[12] Наблюдение за рассеиванием волн в океанах , Ф. Ардуин, Коллард, Ф. и Б. Чапрон, 2009: Geophys. Рез. Летт. 36, Л06607, дои : 10.1029/2008GL037030

[13] Направленная запись зыби от далеких штормов , WH Munk, GR Miller, FE Snodgrass и NF Barber, 1963: Phil. Пер. Рой. Соц. Лондон А 255, 505

[14] «Основы волн (штормсерфинг)» .

[15] "Дом" . www.penn.museum .

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]

[15]

v т и Физическая океанография
Waves	Airy wave theory Ballantine scale Benjamin–Feir instability Boussinesq approximation Breaking wave Clapotis Cnoidal wave Cross sea Dispersion Edge wave Equatorial waves Fetch Gravity wave Green's law Infragravity wave Internal wave Iribarren number Kelvin wave Kinematic wave Longshore drift Luke's variational principle Mild-slope equation Radiation stress Rogue wave Rossby wave Rossby-gravity waves Sea state Seiche Significant wave height Soliton Stokes boundary layer Stokes drift Stokes wave Swell Trochoidal wave Tsunami megatsunami Undertow Ursell number Wave action Wave base Wave height Wave nonlinearity Wave power Wave radar Wave setup Wave shoaling Wave turbulence Wave–current interaction Waves and shallow water one-dimensional Saint-Venant equations shallow water equations Wind setup Wind wave model
Circulation	Atmospheric circulation Baroclinity Boundary current Coriolis force Coriolis–Stokes force Craik–Leibovich vortex force Downwelling Eddy Ekman layer Ekman spiral Ekman transport El Niño–Southern Oscillation General circulation model Geochemical Ocean Sections Study Geostrophic current Global Ocean Data Analysis Project Gulf Stream Halothermal circulation Humboldt Current Hydrothermal circulation Langmuir circulation Longshore drift Loop Current Modular Ocean Model Ocean current Ocean dynamics Ocean dynamical thermostat Ocean gyre Overflow Princeton ocean model Rip current Subsurface currents Sverdrup balance Thermohaline circulation shutdown Upwelling Wind generated current Whirlpool World Ocean Circulation Experiment
Tides	Amphidromic point Earth tide Head of tide Internal tide Lunitidal interval Perigean spring tide Rip tide Rule of twelfths Slack tide Tidal bore Tidal force Tidal power Tidal race Tidal range Tidal resonance Tide gauge Tideline Theory of tides
Landforms	Abyssal fan Abyssal plain Atoll Bathymetric chart Coastal geography Cold seep Continental margin Continental rise Continental shelf Contourite Guyot Hydrography Knoll Oceanic basin Oceanic plateau Oceanic trench Passive margin Seabed Seamount Submarine canyon Submarine volcano
Plate tectonics	Convergent boundary Divergent boundary Fracture zone Hydrothermal vent Marine geology Mid-ocean ridge Mohorovičić discontinuity Vine–Matthews–Morley hypothesis Oceanic crust Outer trench swell Ridge push Seafloor spreading Slab pull Slab suction Slab window Subduction Transform fault Volcanic arc
Ocean zones	Benthic Deep ocean water Deep sea Littoral Mesopelagic Oceanic Pelagic Photic Surf Swash
Sea level	Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunamis Future sea level Global Sea Level Observing System North West Shelf Operational Oceanographic System Sea-level curve Sea level rise Sea level drop World Geodetic System
Acoustics	Deep scattering layer Hydroacoustics Ocean acoustic tomography Sofar bomb SOFAR channel Underwater acoustics
Satellites	Jason-1 Jason-2 (Ocean Surface Topography Mission) Jason-3
Related	Acidification Argo Benthic lander Color of water DSV Alvin Marginal sea Marine energy Marine pollution Mooring National Oceanographic Data Center Ocean Explorations Observations Reanalysis Ocean surface topography Ocean temperature Ocean thermal energy conversion Oceanography Outline of oceanography Pelagic sediment Sea surface microlayer Sea surface temperature Seawater Science On a Sphere Stratification Thermocline Underwater glider Water column World Ocean Atlas
Oceans portal Category Commons