فایل ورد کامل پژوهش علمی درباره جریان‌های دریایی با بررسی عوامل طبیعی، الگوهای حرکتی و پیامدهای زیست‌محیطی

توجه : به همراه فایل word این محصول فایل پاورپوینت (PowerPoint) و اسلاید های آن به صورت هدیه ارائه خواهد شد

 فایل ورد کامل پژوهش علمی درباره جریان‌های دریایی با بررسی عوامل طبیعی، الگوهای حرکتی و پیامدهای زیست‌محیطی دارای ۲۱۰ صفحه می باشد و دارای تنظیمات در microsoft word می باشد و آماده پرینت یا چاپ است

فایل ورد فایل ورد کامل پژوهش علمی درباره جریان‌های دریایی با بررسی عوامل طبیعی، الگوهای حرکتی و پیامدهای زیست‌محیطی  کاملا فرمت بندی و تنظیم شده در استاندارد دانشگاه  و مراکز دولتی می باشد.

این پروژه توسط مرکز فایل ورد کامل پژوهش علمی درباره جریان‌های دریایی با بررسی عوامل طبیعی، الگوهای حرکتی و پیامدهای زیست‌محیطی۲ ارائه میگردد

توجه : در صورت  مشاهده  بهم ریختگی احتمالی در متون زیر ،دلیل ان کپی کردن این مطالب از داخل فایل ورد می باشد و در فایل اصلی فایل ورد کامل پژوهش علمی درباره جریان‌های دریایی با بررسی عوامل طبیعی، الگوهای حرکتی و پیامدهای زیست‌محیطی،به هیچ وجه بهم ریختگی وجود ندارد

---

بخشی از متن فایل ورد کامل پژوهش علمی درباره جریان‌های دریایی با بررسی عوامل طبیعی، الگوهای حرکتی و پیامدهای زیست‌محیطی :

فایل ورد کامل پژوهش علمی درباره جریان‌های دریایی با بررسی عوامل طبیعی، الگوهای حرکتی و پیامدهای زیست‌محیطی

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 اندازه 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:

۱-۱) جریانات جزرومدی (کشندی)

۱-۲) جریانات ناشی از باد

۱-۳) 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.

۱-۱)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 ۱۰^۱۱*۶۷/۶ است و R ،‌فاصله بین ماه و زمین برحسب متر و M_m ،‌جرم ماه برحسب کیلوگرم و M_E، جرم زمین برحسب کیلوگرم می باشد. این تئوری توسط شخصی به نام داروین (۱۹۱۱) 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 (۱-۱-۱) 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 کره زمین رامشخص نمود شکل (۱-۱-۲) ، برآمدگی‌های کشندی را در نقاط c,a طبق تئوری تعادلی،‌نشان می‌دهد.

شکل (۱-۱-۲) برآمدگی جزرومد برطبق تئوری تعادلی

شکل (۱-۱-۱) 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:

(۱-۱-۱)

،‌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 A_i ،دامنه حزرومدی مولفه‌های مختلف زمانی، برحسب متر و Ti ، دوره‌ 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.

M_۲(جزرومد روزانه ماه) و S_۲ (جزرومد روازنه خورشید) و K_۲ ( جزرومد روزانه ماه و خورشید) و ‌N_۲(جزرود مدار بیضوی ماه) و O_۱(جزرومد روزانه ماه) و P_۱(جزرومد روزانه خورشید) و K_۱(جزرومد روزانه ماه و خورشید) و M_f(جزرو مد ماه دوهفته‌ای) است. که هر کدام دارای مقادیر ثابت و تعریف شده‌اند. در منطقه خلیج فارس ، چهار مولفه‌های اصلی جزرومد شامل o_۱,K_۱,S_۲,M_۲ 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.

(۱-۱-۲)

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 محاسبه سرعت جریان جزرومدی،‌استفاده می شود.

۱-۱) جریانات ناشی از رانش باد

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 ۰۳/۰ 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 نیمکره شمالی، در جهت باد حرکت نمی کنند بلکه منحرف می‌شوند. او تنها، با یک توصیف کلی ،‌مقدار انحراف حرکت را ْ۴۰ – ْ۲۰ 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، ْ ۴۵ است.

فرضیات ایده‌آل او به شرح ذیل می باشد:

۱) هیچ‌گونه، مرزی وجود ندارد.

۲) باد،‌به صورت پیوسته و یکنواخت می‌وزد.

۳) آب، همگن است.

۴) نیروی کوریولیس (f) ثابت است.

۵) آب، بی‌نهایت عمیق است و از اصطکاک بسته صرفنظر می شود.

۶) ضریب چسبندگی ملکولی (A_z) ، ثابت است.

۷) از منابع دیگر حرکت مثل جزرومد و اختلاف چگالیب، صرفنظر می شود.

۸) 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 دانستیه آب می باشد.

با حل معادلات بالا واعمال شرط مرزی در می باشد) بصورت زیر بدست می‌آید.

(۱-۲-۳)

(۱-۲-۴)

در معادله‌ی ( ) علامت مثبت برای نیم‌کره شمالی و علامت منفی برای نیمکره‌ جنوبی بکار می‌رود. در معادله 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:

۱) در سطح دریاz=0 است ، معادلات سرعت جریان به صورت زیر می باشد:

یعنی در نیمکره شمالی جریان ناشی از وزش باد، ْ۴۵ به سمت راست منحرف می‌شود. که در معادله با علامت مثبت در نیمکره جنوبی، با علامت منفی، نشان داده می شود.

۲) طبق معادله ( ) با افزایش عمق(افزایش Z) سرعت جریان به صورت نمایی کاهش می‌یابد و زاویه انحراف به صورت فعلی افزایش می‌یابد.

شکل (۱-۲-۱) نمایی از کاهش سرعت جریان با افزایش عمقی در جهت عقربه‌های ساعت.

۲) اگر Z=-D باشد آن‌گاه مقدار سرعت صوت، ۰۴/۰ سرعت صوت در سطح خواهد شد. عمق D_E ، عمق نفوذ باد گفته می شود. و به لایه‌ای که دارای ضخامت D_E 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 (۱-۲-۲) مارپیچ اکمن بردارهای سرعت‌ جریان در عمق‌های یکسان نشان می‌دهد.

براساس نظریه (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 (۱-۲-۴) واگرایی جریان آب

شکل (۱-۲-۳) 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.

(۱-۳) 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.

۷۵% از کل اقیانوس‌های جهان، دارای چگالی بین ۴/۱۰۲۶تا 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.

(۲-۱۴-۲) کانال صوتی Canonical

Munk برای سرعت صوت در این نوع کانال، چنین فرمولی را ارائه داد که به قرار زیر است:

(۱-۲-۱۴-۲)

که به مقدار واقعی usc نزدیک است.

برای انحراف روبه بالا در امتداد z از محور کانال، ، (اغتشاشات سطحی در روی محور z) است که عبارتست از ، که در آن سرعت صوت با عمق، بطور نمایی افزایش می‌یابد. برای اغتشاشات رو به پایین در روی محورz، است بنا به معادله ، در آن سرعت صوت با عمق بصورت خطی افزایش می‌یابد. Munk این نوع usc را کانال صوتی Canonical نامید. پروفیل C(z) برای این نوع کانال، بر مبنای نظریه Munk رسم شده است. شکل (۱-۲-۱۴-۲) وقتی که گیرنده روی محور کانال و منبع در عمق معلوم بر حسب km باشد ، میدان یک منبع نقطه‌ای را در کانال صوتی نشان می‌دهد که بعنوان یک مجموعه‌ای از امواج است.)

تئوری پرتو، کاربرد‌های متعددی دارد. مثلاً در نواحی سایه near caustics و Shadow zoned کاربردی ندارد. یا مثلاً در ناحیه caustics، با افزایش فاصله، وسیع‌تر می‌شود. استفاده از تئوری پرتو، در مسافت‌های زیاد و طولانی محدود‌تر می شود. این تئوری برای فرکانس‌های پایین و همچنین، زمانی که طول موج با مقیاس عمودی سرعت صوت قابل مقایسه باشد، هیچ گونه کاربردی ندارد.

نتایج کار دو نفر به نام‌های Ahluwalia, keller، راجع به میدان صوت، بعنوان مجموعه‌ای از امواج نرمال (مدها) بررسی می‌شود. این کار محدود به حالتی است که به طور کامل، یک لایه از سطح تا عمق را لایه بازتابش در نظر بگیریم. (لایه با عمق که حال اگر میدان در فاصله طولانی نسبت به منبع باشد، آن‌گاه به مرور زمان از سطح تا بستر، امواج، جذب می‌شوند. بنابراین شرایط مرزی در بستر و در تمام حالات ضروری نیست.

بر طبق نظریه فوق، اقیانوس را به صورت لایه‌های افقی، پروفیل‌های سرعت صوت آن، C(z) که عمق آن در بازه [۰, h] محدود شده باشد، را در نظر می گیریم. یعنی از بالا محدود به سطح آزاد و از پایین محدود به عمق، طوریکه سطح آزاد آن، کاملاً تخت و به شکل یک صفحه افقی است. حال اگر فشار اکوستیکی P=P(r,z) باشد و منبع نقطه‌ای در z=z_۰ , r=0 قرار گرفته باشد و و باشد، و آن‌گاه در R=0، معادله هلمولتز به صورت زیر تعریف می‌شود:

(۲-۲-۱۴-۲)

(۳-۱۴-۲) usc با دو محور:

وقتی کانال صوتی سطحی و عمیق همزمان با هم در اقیانوس تشکیل شوند، آن گاه، این نوع کانال، بوجود می آید. پروفیل شکل (۱-۳-۱۴-۲) مربوط به همین مبحث است. محور کانال بالاتر، در سطح قرار گرفته‌است و محور پایین آن، در عمق z_m=h می باشد. نمودار پرتو برای یک منبع که در بالای کانال صوتی قرار گرفته در شکل (۱-۳-۱۴-۲ ) نشان داده شده‌است. پرتوهای اولیه کانال صوتی بالاتر به کانال پایین‌تر، با استفاده از خاصیت پخش در سطح ناصاف نفوذ می‌کنند که به این عمل، نفوذ یا نشر گویند. تغییرات C(z)، در امتداد مسیر انتشار، باعث نشر و نفوذ خواهد شد.

(۴-۱۴-۲) کانال صوتی داخلی:

کانال صوتی داخلی، تحت شرایط محلی و فصلی بوجود می‌آید. چنین کانالهایی در نواحی کم‌عمق، دارای محور تقارن هستند. اگرچه بیشتر، محلی هستند و دارای طبیعت ناپایدارند. اما اغلب یک اثر قوی روی سیستم (SoFAR) دارند. نمودار سرعت (a1-4-14-2) منطقه ای در میان ایسلند و برمودا را در طول تابستان ، نشان می دهد. در طول تابستان در آن جا به علت وجود شرایط ویژه گلف‌استریم، باعث بازگشت گرادیان سرعت عمودی می‌شود و یک مینیمم در محور کانال نزدیک به عمق ۱۰۰ متر وجود دارد و نمودار سرعت (b1-4-14-2) منطقه ای در دریای مدیترانه را نشان می دهد که در آنجا کانال صوتی کم‌عمق در فصل تابستان ایجاد شده است. در این ناحیه، گرمای ناشی از آفتاب روی لایه‌های بالائی اثر می‌گذارد. در صورت عدم اختلاط آب بوسیله باد، یک گرادیان منفی قوی در نزدیک سطح ایجاد می شود که در طول تابستان و بهار افزایش می‌یابد. که به آن ناحیه، ناحیه ترموکلاین گفته می شود.

پس از ناحیه ترموکلاین، لایه‌ها بصورت همدما و در نواحی عمیق‌تر، روی هم قرار می‌گیرند. یک کانال صوتی قوی که دارای عمقی نزدیک به ۱۰۰ متر است نیز در آن جا قرار دارد. در طول پاییز، نمودار به تدریج، به شرایط فصل زمستان باز می‌گردد، بطوریکه آب همدما و گرادیان مثبت سرعت از میان ستون آب در تمام جهات، به سطح، وسعت می‌یابد.