لینک پرداخت و دانلود *پایین مطلب*
فرمت فایل:Word (قابل ویرایش و آماده پرینت)
تعداد صفحه:23
فهرست مطالب:
فصل اول
جریانات دریایی
تابش خورشید، سبب ایجاد جریانات دریایی و جوی می گردد. این جریانات قادرند گرمای دریافتی از تابش خورشید را، از ا ستوا به قطبین ببرند. البته، اتمسفر به اندازة یک ونیم برابر، بیشتر، در انتقال گرما، نقش دارد که دلیل آن، بالا بودن سرعت حرکت اتمسفر نسبت به جریانات اقیانوسی است. علاوه برآن، عوامل زیادی مانند جزرومد (کشند) حرکت وضعی زمین ،همرفت،انواع بادها ،فشار آب ،غلظت وامواج، سبب ایجاد جریانات دریایی می شود که می‌توان آنها را سه دسته عمده زیر تقسیم نمود:
- جریانات جزرومدی (کشندی)
- جریانات ناشی از باد
- جریانات ناشی از اختلاف چگالی و شیب سطح دریا.
در اعماق دریا ، نقش باد و عوامل جوی، بسیار جزئی است و در واقع،عملاً،این دو عامل نقشی ندارند، عامل جزرومد ، تنها لایه سطحی را تخت تأثیر قرار می‌دهد و در اعماق، نقش شیب‌دار بودن سطح دریا و اختلاف چگالی، بسیار، حائز اهمیت است که در این فصل به بررسی هریک از این عوامل پرداخته می‌شود،بلاخره عامل اختلاف چگالی، که موضوع اصلی این پروژه است.
1-1)جریانات جزرومدی (کشندی)
به بالا و پایین آمدن سطح آب دریا، در اثر گرانش اجرام سماوی، مثل ماه، زمین و خورشید ،جزرومد یا کشند گویند. و به حرکت افقی آن در اثر حرکت جزرومد (عمودی) جریان جزرومدی (کشندی) گویند. غیر از ماه و خورشید،سیاره‌های دیگری نیز، برروی زمین،نیروهای کشندی اعمال می کنند. اما مقادیر آنها در مقایسه با نیروهای نام برده، بسیار کوچک است.
اگر ماه و زمین و خورشید در یک راستا قرار گیرند،آن گاه ، بالاترین کشند (مهکشند) بوجود خواهد آمد و اگر در راستای عمود برهم قرار گیرند آن گاه کمترین (کهکشند) را خواهیم داشت.
دو تئوری برای جزرومد وجود دارد. یکی تئوری تعادلی و دیگر، تئوری دینامیکی است.
تئوری تعادلی، براساس قانون جاذبه یا ثقل نیوتن تعریف شده است و فرمول آن برمبنای فرمول نیروی گرانش، که به صورت نوشته می‌شود، است. که در آن F ، نیروی گرانشی برحسب نیوتن و G ،ثابت گرانش جهانی که مقدار آن برابر 1011*67/6 است و R ،فاصله بین ماه و زمین برحسب متر و Mm ،جرم ماه برحسب کیلوگرم و ME، جرم زمین برحسب کیلوگرم می باشد. این تئوری توسط شخصی به نام داروین (1911) و( Darwin) ، پیشنهاد شده است . او فرض کرد که تمام زمین،پوشیده از آب است که دارای عمق ثابت و دانستینه یکنواخت می باشد. همچنین، تنها،نیروی وارد برآب را نیروی کشندی را در نظر گرفت. سپس مطابق شکل (1-1-1) با درنظر گرفتن ماه در راستای زمین و سمت چپ و بار دیگر سمت راست آن،برآیند نیروهای کشندی وارد برزمین را در قطبین و بار دیگر در نقاط چپ و راست آن که در ابتدا وانتهای آن خط استوار واقع‌اند. را بدست آورد و با استفاده از رابطه نیروی برآیند بدست آمده، جابه‌جایی آب را روی کرة زمین رامشخص نمود شکل (1-1-2) ، برآمدگی‌های کشندی را در نقاط c,a طبق تئوری تعادلی،نشان می‌دهد.
شکل (1-1-2) برآمدگی جزرومد برطبق تئوری تعادلی
شکل (1-1-1) شکل نیروهای کشندی وارد بر زمین از طرف ماه است.
تئوری بعدی. تئوری دینامیکی است که توسط لاپلاس (Laplace) مطرح شد. او فرض کرد که اقیانوس همگن و عمق آب در آن ثابت باشد و علاوه برنیروی کشندی. و نیروهای دیگری مانند نیروی اصطکاک و کوریولی و ناشی از شتاب قائم ذره نیز، برروی زمین اعمال شود. اگر نیروی جزرومدی به صورت تناوبی باشد آنگاه، براساس فرضیات فوق. توانست ارتفاع جزرومدی را در زمان t با استفاده از رابطه ذیل بدست آورد:
(1-1-1)
،نوسانات سطح یا ارتفاع جزرومدی در زمان t و برحسب سانتی‌متر است. D، فاصله عمودی نوسانات سطح از میانگین سطح تراز دریا و برحسب متر و Ai ،دامنة حزرومدی مولفه‌های مختلف زمانی، برحسب متر و Ti ، دورة تناوب آنها برحسب ثانیه و Si فازهای حرکت جزرومدی مولفه های زمانی برحسب درجه می باشد.
دراثر حرکت زمین به دورخورشید حرکت ماه به دور زمین، حرکت زمین به دور ماه و خورشید و حرکت مجموعه ماه و خورشید به دور زمین و همچنین مدار بیضوری حرکات و زاویه قرار گرفتن آنها نسبت به یکدیگر ، جزرومد با مولفه های متفاوت ایجاد می شود.
M2(جزرومد روزانه ماه) و S2 (جزرومد روازنه خورشید) و K2 ( جزرومد روزانه ماه و خورشید) و N2(جزرود مدار بیضوی ماه) و O1(جزرومد روزانه ماه) و P1(جزرومد روزانه خورشید) و K1(جزرومد روزانه ماه و خورشید) و Mf(جزرو مد ماه دوهفته‌ای) است. که هر کدام دارای مقادیر ثابت و تعریف شده‌اند. در منطقه خلیج فارس ، چهار مولفه‌های اصلی جزرومد شامل o1,K1,S2,M2 حائز اهمیت اند و برای پیش‌بینی جزرومد در حوضه خلیج S منطقه کم عمق آبی است. استفاده می شود. همچنین می‌توان باتوجه به تناوبی بودن این نوع حرکت، سرعت جریانات جزرومدی را از فرمول زیر محاسبه و بدست می‌آورند.
که در آن u، سرعت جریان جزرومدی برحسب متر برثانیه و w ، سرعت زاویه‌ای برحسب رادیان برثانیه و a دامنه جزرومد برحسب متر و h ارتفاع نوسان برحسب متر و k عدد موج برحسب یک برمتر و فرکانس زاویه‌ای جریان جزرومدی برحسب رادیان برثانیه است فرمول فوق در آبهای کم عمق، نظیر خلیج فارس ،هم برای محاسبة سرعت جریان جزرومدی،استفاده می شود.
جریانات ناشی از باد، همان جریان های سطحی‌اند که در اثر وزش باد برسطح اقیانوسها بوجود می‌آیند که اصطلاحاً به آنها ، اثر تنش باد و سطح هم، گفته می شود. سرعت این جریانات برابر 03/0 سرعت باد است.
در مورد اثر باد برروی حرکت سطی آب، تئوری‌ها و قطریه های زیادی بیان شد اما نانسن (nunsen) جزء اولین کسانی بود که راجع به جریان ناشی از تنش باد تحقیق نمود. او دید که کوههای یخی در نواحی قطبی در نیمکرة شمالی، در جهت باد حرکت نمی کنند بلکه منحرف می‌شوند. او تنها، با یک توصیف کلی ،مقدار انحراف حرکت را ْ40 – ْ20 درجهت راست باد، برآورد کرد. بعد از وی، فردی به نام اکم (Ekman,102-1995) با استفاده از فرضیات ایده‌آل و بکارگیری فرمول‌های تنش باد توانست ثابت کند که زاویه انحراف، ْ 45 است.
فرضیات ایده‌آل او به شرح ذیل می باشد:
- هیچ‌گونه، مرزی وجود ندارد.
- باد،به صورت پیوسته و یکنواخت می‌وزد.
- آب، همگن است.
- نیروی کوریولیس (f) ثابت است.
- آب، بی‌نهایت عمیق است و از اصطکاک بسته صرفنظر می شود.
- ضریب چسبندگی ملکولی (Az) ، ثابت است.
- از منابع دیگر حرکت مثل جزرومد و اختلاف چگالیب، صرفنظر می شود.
- حالت مانایا پایدار یا steady state را برای آب درنظر گرفته می‌شود.
آن گاه معادلات اکن به قرار زیر خواهند بود:
در معادلات فوق Az، ضریب چسبندگی ملکولی ، v,u سرعت جریان در راستای f,y,x نیروی کوریولی و f،چگالی یا دانستیة آب می باشد.
با حل معادلات بالا واعمال شرط مرزی در می باشد) بصورت زیر بدست می‌آید.
در معادله‌ی ( ) علامت مثبت برای نیمکرة شمالی و علامت منفی برای نیمکرة جنوبی بکار می‌رود. در معادلة بالا ، .جریان سطحی اگمن نام دارد و از فرمول بدست می‌آید عسق اکمن یا عمق نفوذ باد نامیده می‌شود. نتایجی که اکمن از این روش گرفت به شرح ذیل می باشد:
- در سطح دریاz=0 است ، معادلات سرعت جریان به صورت زیر می باشد:
یعنی در نیمکرة شمالی جریان ناشی از وزش باد، ْ45 به سمت راست منحرف می‌شود. که در معادلة با علامت مثبت در نیمکرة جنوبی، با علامت منفی، نشان داده می شود.
2) طبق معادلة ( ) با افزایش عمق(افزایش Z) سرعت جریان به صورت نمایی کاهش می‌یابد و زاویة انحراف به صورت فعلی افزایش می‌یابد.
شکل (1-2-1) نمایی از کاهش سرعت جریان با افزایش عمقی در جهت عقربه‌های ساعت.
- اگر Z=-D باشد آنگاه مقدار سرعت صوت، 04/0 سرعت صوت در سطح خواهد شد. عمق DE ، عمق نفوذ باد گفته می شود. و به لایه‌ای که دارای ضخامت DE می‌باشد. لایه اکمن گفته می شود. کاهش و تغییر جهت بردارهای سرعت از سطح تا عمق را مارپیچ اکمن (Ekman spiral) نیز گویند. (مطابق شکل C)
شکل (1-2-2) مارپیچ اکمن بردارهای سرعت جریان در عمق‌های یکسان نشان می‌دهد.
براساس نظریة (Ekman) ممکن است که در اثر وزش باد، از اطراف به طرف هم حرکت کند، که همگرایی (Conve vgence) را ایجاد کند و یا این که از هم دور شوند باعث ایجاد واگرایی (Divergence) خواهد شد.
که هرکدام در شکل‌های ذیل نشان داده شده‌اند.
شکل (1-2-4) واگرایی جریان آب
شکل (1-2-3) همگرایی جریان آب
کسانی غیر از اکمن (Ekman) نیز در مورد این موضوع(اثر باد بر روی آب) تحقیقاتی کرده‌اند و علاوه بر تنش باد نیروهای دیگری از قبیل گرادیان فشار و اصطکاک بستر اصطکاک جانبی را نیز در نظر گرفتند. اما در مجموع تئوری اکمن (Ekman) بهترین و کاملترین تئوری برای تشریح و تبیین اثر باد بر روی جریان آب به حساب می‌آید.
(1-3) جریانات ناشی از اختلاف چگالی و شیب دار بودن سطح
چگالی از کمیت‌های فیزیکی است که با حرف نشان داده می شود و تعریف آن براساس فرمول ، جرم واحد حجم می باشد که واحد آن در دستگاه SI، است. اما برای تعیین چگالی نمی توان از این فرمول استفاده نمود و باید آن را از کمیت‌های وابسته به آن یعنی، دما و شوری و فشار اندازه‌گیری و محاسبه نمود.
75% از کل اقیانوس‌های جهان، دارای چگالی بین 4/1026تا است. به شرط آن که فشار و تراکم در نظر گرفته نشود. و اقیانوس، همگن فرض شود، آنگاه می توان تغییرات کوچک چگالی صرفنظر کرد. اما این تغییرات کوچک ممکن است در پیش‌بینی فرآیندهای اقیانوسی بسیار حائز اهمیت باشد.
در دریا با تعیین شوری، دما و فشار، مقدار چگالی را با استفاده از معادله حالت، محاسبه نمود. با یک تقریب خوب معادلة خطی حالت به صورت زیر در خواهد آمد:
(1-3-1-1) که در آن:
و و و و و است.
که به ترتیب چگالی، دما و شوری در سطع تراز می باشد .
از طریق معادله حالت آب دریا با معلوم بودن، شوری و فشار، می‌توان را بدست آورد. این فرمول مجموعه ای از سه فرمول تجربی است. البته به دلیل چگالی زیاد آب دریا، چگالی نسبی نیز می توان برای آن تعریف کرد که به قرار زیر است.
(2-1-3-1)
(3-1-3-1)
که اشاره به چگالی سطی یا چگالی در سطح تراز دریا دارد. و واحد آن می باشد.
البته اثرات شوری و دما را با حجم ویژه نیز می‌توان نشان داد. که از اثرات فشار بر روی آن صرفنظر می شود.
