فایل ورد کامل مقاله جریان‌های دریایی؛ تحلیل علمی و جغرافیایی نقش امواج و جریان‌ها در اکوسیستم‌های آبی

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

 فایل ورد کامل مقاله جریان‌های دریایی؛ تحلیل علمی و جغرافیایی نقش امواج و جریان‌ها در اکوسیستم‌های آبی دارای ۲۱۰ صفحه می باشد و دارای تنظیمات در microsoft word می باشد و آماده پرینت یا چاپ است

فایل ورد فایل ورد کامل مقاله جریان‌های دریایی؛ تحلیل علمی و جغرافیایی نقش امواج و جریان‌ها در اکوسیستم‌های آبی  کاملا فرمت بندی و تنظیم شده در استاندارد دانشگاه  و مراکز دولتی می باشد.

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 مقاله جریان‌های دریایی؛ تحلیل علمی و جغرافیایی نقش امواج و جریان‌ها در اکوسیستم‌های آبی،به هیچ وجه بهم ریختگی وجود ندارد

---

بخشی از متن فایل ورد کامل مقاله جریان‌های دریایی؛ تحلیل علمی و جغرافیایی نقش امواج و جریان‌ها در اکوسیستم‌های آبی :

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 ۱۰۱۱*۶۷/۶ 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 (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 Ai ،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.

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.

(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 د

رجهت 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 (Az) ، 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 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 (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.
در دریا با تعیین شوری، دما و فشار، مقدار چگالی را با استفاده از معادله حالت، محاسبه نمود. با یک تقریب خوب معادله خطی حالت به صورت زیر در خواهد آمد:
(۱-۳-۱-۱) 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.

(۲-۱-۳-۱)
(۳-۱-۳-۱)
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.
(۴-۱-۳-۱)

یکی از مهمترین کاربرد حجم ویژه، محاسبه ارتفاع دینامیکی است. که عبارتست از:
(۵-۱-۳-۱) و
تغییرات ارتفاع دینامیکی از دو سطح b, a با اختلاف گردایان فشار افقی ، متناسب است که به صورت زیر نوشته می شود:
و
(۶-۱-۳-۱)
که ، همان ارتفاع ژئوپتانسیل است.
همانطوریکه بیان شد قابلیت تراکم پذیری بیشترین اثر را برروی چگالی دارد. اما با از بین رفتن قابلیت تراکم‌پذیری آب دریا، در صورتیکه دما و شوری همزمان با عمق افزایش یابد پایداری نیز افزایش خواهد یافت که بنا به تعریف عبارتست از:
(۷-۱-۳-۱)
می‌توان از فرمول دیگر نیز برای محاسبه پایداری استفاده نمود که عبارتست از:
(۸-۱-۳-۱)

همان چگالی پتانسیل است که تابع شوری و دما است و تابع فشار نیست.
به علت تغییرات تراکم‌پذیری همراه با دما، فرمول بالا به شکل فرمول زیر در خواهد آمد.
(۹-۱-۳-۱)
چگالی برحسب و g شتاب گرانشی برحسب و C، سرعت صوت برحسب در آب دریاست که تابع دما و چگالی و فشار است. می توان از فرمول پایداری C، سرعت صوت را نیز بدست آورد که عبارتست از:
(۱۱-۱-۳-۱)
این رابطه نشان می دهد که تغییرات چگالی نسبت به عمق با سرعت صوت در آب دریا رابطه عکس دارد.
علاوه بر موارد ذکر شده، معادلات حاکم بر حرکت شاره‌ها از نظر تاثیر دما و شوری و چگالی، بسیار حائز اهمیت است. در انتقال این گونه جریانات، گرما اهمیت بیشتری دارد البته شوری نیز از نظر

دینامیکی بسیار حائز اهمیت است. ولی تأثیر آن نسبت به دما کمتر است. در شاره‌هایی مثل جو و اقیانوس، که به دلیل تابش خورشید، بطور ناهمگن، گرم می شوند، به دلیل وجود اختلاف افقی دما گردش و جریان ایجاد می شود. در این نوع شاره ها، بین تابش خورشید که اختلاف افقی دمایی ایجاد می کند با گرانشی که سعی در از بین‌ بردن این اختلاف دما دارد رقابت شدیدی وجود دارد

. اثر چرخش زمین نیز باعث پیچیده شدن این نوع جریانات می‌شود. جریان‌هائی که در آن‌ها اختلاف دمائی، به صورت داخلی یا خارجی اعمال می‌شود، معمولاً با عنوان همرفت معرفی می شوند. در این نوع جریانات، انتقال گرما حائز اهمیت است. در جریان‌هائی که اختلاف غلظت (شوری) وجود دارد، انتقال جرم، حائز اهمیت خواهد بود. چون شوری و گرما، جزء خواص دریا هستند و همرفت را ایجاد می‌کنند اغلب، به این نوع همرفت، همرفت‌ ترموهالاین گفته می شوند.

در اثر تغییرات دما و شوری در شاره، چگالی نیز تغییر خواهد کرد اگر بخواهیم از یک تحلیل دینامیکی استفاده کنیم که اثرات آن‌ها را در نظر بگیرد بسیار پیچیده خواهد بود بنابراین از روش تقریب بوسینک که روش نسبتاً ساده‌تری است استفاده‌ کنیم. در این روش از تمام تغییرات خواص فیزیکی، غیر از چگالی، و بجز جمله‌هایی که از نیروهای گرانشی (ارشمیدسی) استفاده شده است صرفنظر می شود. بنابراین خواهیم داشت:

(۱۱-۱-۳-۱) (U سرعت جریان برحسب ، می باشد.)
در جمله‌های لختی و همچنین در معادله تکانه، تغییرات چگالی در نظر گرفته نمی‌شود. اما در نیروی گرانشی (F)، تغییرات چگالی لحاظ می‌شود یعنی:
(۱-۳-۱)

، چگالی در سطح برحسب و ، تغییرات چگالی برحسب و g ، شتاب جاذبه ای برحسب است.
که شتاب گرانشی در مقیاس کوچک عبارتست از: که و ، که مختصات قائم به طرف بالاست. بنابراین:
(۱۳-۱-۳-۱)
اگر فشار را باشد، با استفاده از (معادله بالا) و هیدروستاتیک، معادله تکانه معروف به معادله نویراستوکس بصورت زیر تعریف می‌شود:
(۱۴-۱-۳-۱)

که در آن نیروی ارشمیدسی است که به نیروی شناوری نیز معروف است. اگر باشد این نیرو نیز صفر خواهد بود اما در این جا تغییرات چگالی به دلیل وجود تغییرات دما، غیر صفر می باشد و در معادله فوق فقط جمله‌ای که دارای شتاب گرانشی است، در نظر گرفته می‌شود. چون شتاب گرانشی خیلی بیشتر از شتاب نسبی شاره است. در این موارد با توجه به این که دامنه تغییرات T زیاد نیست. بین و (اختلاف دما) رابطه خطی در نظر گرفته می‌شود.

(۱۵-۱-۳-۱)
، ضریب انبساط گرمایی شاره برحسب است.
بنابراین معادله دینامیکی بوسینک بصورت زیر در خواهد آمد:
(۱۶-۲-۳-۱)

ضریب چسبندگی می باشد.
از طرفی، شار رسانشی گرما از رابطه که در آن k ضریب رسانشی گرمایی ملکولی شاره است، بدست می آید، بنابراین خواهیم داشت:
(۱۷-۱-۳-۱)

J آهنگ تولید گرما در واحد حجم است. و اگر K ثابت فرض شود معادله گرما به شکل زیر نوشته می‌شود.
(۱۸-۱-۳-۱)
جریان‌های با تغییر غلظت ماده مثل شوری را نیز می‌توان به طور مشابه رابطه‌بندی کرد.
(۱۹-۱-۳-۱)
که در آن S شوری و T دما می باشد. هنگامی که یک شاره دارای چینه‌بندی چگالی است، بعنوان مثال هنگامی که یک لایه آب گرم روی یک لایه آب سرد قرار می‌گیرد در صورت عدم اختلاف سرعت بین دو لایه، سیستم شاره پایدار می‌ماند و سازوکار دیگری در این حالت وجود ندارد که بر نیروی شناوری غلبه کند این حالت بجز، هنگامی که چینه‌بندی چگالی در اثر دو یا چند مولفه با ضرایب

پخش ملکولی متفاوت باشد، در همه موارد صادق است. در این حالت، ناپایداری در اثر پخش سریعتر یک مولفه نسبت به دیگری، ممکن است باعث حرکات شدید و اختلاط در جهت قائم شود که به این عمل، همرفت پخش دوگانه گویند. برعکس اختلاط تلاطمی، که سبب افزایش انرژی پتانسیل بر سیستم شاره و استهلاک انرژی جنبشی می‌شود، همرفت پخش دوگانه سبب کاهش انرژی پتانسیل سیستم شاره می‌شود. بنابراین ضریب پخش چگالی، منفی و در کل، چینه‌بندی چگالی قائم افزایش خواهد داشت.

در محیط‌های اقیانوسی، دو مولفه گرما و شوری موجب چینه‌بندی چگالی می‌شوند و گرما حدود صدبرابر سریع‌تر از شوری، توسط پخش ملکولی، پخش می‌شود که این خود عامل اصلی ایجاد همرفت پخش دوگانه در محیط‌های دریایی است. . در مناطق وسیعی از دریاهای استوایی و جنب حاره‌ای در اثر تبخیرشدید و بارش کم، شوری و دما با افزایش عمق کاهش می‌یابد. این حالت سبب همرفت پخش دوگانه از نوع رژیم انگشتی می‌شود. حالت عکس این وضعیت که بیشتر در آبهای سرد قطبی رخ می‌دهد آب‌های سرد و شیرین است که برروی آب‌های گرم و شور قرار

می‌گیرد و وضعیت همرفت پخش دوگانه از نوع لایه‌ای یا نوسانی ایجاد میکنند. این سازوکارها در شارش گرما و شوری در دریا، نقش بسیاری موثری دارند.بطوریکه اثرات آن‌ها سبب ساختارهای لایه‌ای در دریا می‌شود که ممکن است بر ضرائب پخش قائم گرما، جرم و تکانه موثر باشند. ساختار لایه‌ای ایجاد شده توسط همرفت پخش دوگانه روی انتشار صوت در این محیط های دریایی نیز تأثیر گذار می باشد.

برای روشن‌تر شدن چگونگی رخداد رژیم انگشتی، یک لایه گرم و کمی شور را روی یک لایه سرد و شیرین در نظر بگیرید. تمرکز شوری و دما در دو لایه طوری است که لایه پایینی سنگین‌تر از لایه بالایی است در این حالت از نظر استاتیکی سیستم شاره، پایدار است.

حال اگر یک اغتشاش را در مرز بین این دو لایه در نظر بگیریم موجب جابه‌جا شدن قسمتی از آب گرم و شور بطرف پایین می شود، بسته شاره، گرمای خود را سریع‌تر از دست می‌دهد و سپس در اثر تغییر شوری سنگین‌تر می‌شود. حال، اگر گرمای کافی از دست بدهد بطرف پایین حرکت می‌کند ولی اگر گرما بگیرد بسته‌ای که به طرف بالا حرکت می‌کند و سبکتر می‌شود و در اثر گرفتن گرمای بیشتر، به طرف بالا، به حرکت خود ادامه می دهد و حرکاتی به صورت ساختار قائم انگشت که به رژیم انگشتی معروف است خواهد داشت که عامل اصلی. ناپایداری آن، شوری است و گرما در واقع، نقش پایدارکننده را بازی می کند. برعکس حالت قبل، اگر آب گرم و شور زیر لایه آب سرد

و شیرین قرار گیرد، رژیم پخش، رخ می‌دهد. در این حالت وقتی بسته شاره بطرف بالا جابه‌جا شود، گرمای خود را سریعتر از دست می‌دهد و در حالی که شوری خود را حفظ می‌کند ، سنگین‌تر شده و به مکان اولیه خود باز میگردد. در این صورت یک حرکت نوسان رخ می‌دهد که باعث حرکت شاره می‌شود و باعث کاهش انرژی پتانسیل سیستم می شود. با توجه به این که اختلاف چگالی بین دو لایه بیشتر می‌شود، ضریب انتقال چگالی منفی خواهد بود. رژیم پخش در اقیانوس‌ها معمولاً در عرض‌های بالا، زیاد، رخ می‌دهد.

در حالت کلی، هنگامی که جبهه‌های شوری – گرما در دریا وجوددارد، مثل حاشیه آب‌های خروجی از دریاهای آزاد مانند دریای مدیترانه و یا خلیج‌فارس و یا دریای سرخ، لایه‌های نفوذی رخ می‌دهد. در این حالت لایه‌های شیب‌دار در منطقه جبهه‌ای بوجود می آید، که به لایه بین جبهه‌ای معروف‌اند و فرایندهای انگشتی و پخش هر دو در ایجاد آنها موثرند. نمونه این فرایند را در آب‌های خروجی از خلیج فارس، که به دریای عمان می‌ریزد و در شکل (۱-۱-۳-۱) هم نشان داده شده‌است، می توان دید.

شکل (۱-۱-۳-۱) فرآیندهای پخش و انگشتی مربوط به آبهای خروجی از خلیج فارس که به دریای عمان می ریزد.

همرفت پخش دوگانه موجب افزایش ضرائب پخش می‌شود که وابسته‌ به چگالی است و مقادیر ضرائب پخش موثر در آن برای گرما KT و شوری، KS، می باشد. نسبت چگالی بین این ضرائب براساس رابطه زیر خواهد بود.
(۲۰-۱-۳-۱)
با افزایش ، ضرائب پخش موثر تا اندازه‌ای کاهش می‌یابد که می‌تواند اثر قابل توجهی برگردش ترموهالاین در اقیانوس داشته باشد.

اما گردش ترموهالاین، بنا به تعریف، عبارتست از چرخه‌ای که فاکتور اصلی در تعیین الگوی جریان آن، حرارت و شوری است. ساده‌ترین آنها را می‌توان ترکیب اطلس شمالی و جنوبی دانست که دارای لایه‌هایی با خطوط ثابت هستند و یا آب سرد و بسیار چگال قطبی که به عمیق‌ترین قسمت آبها با چگالی کمتر و عرض‌های کمتر جغرافیائی می‌رود، می توان اشاره نمود همچنین، جریان آب گرم و شور خروجی دریای مدیترانه در عرض اقیانوس اطلس، برخلاف حرارت نسبتاً بالایی که دارد،

از دریا خارج می‌شود و به زیر می‌رود و با آبهای سردتر و شوری کمتر و سبکتر اطلس‌شمال شرقی ترکیب می‌شود. ترکیب مذکور، توازن خود را در عمق ۱۰۰۰ متر می‌یابد که در آنجا، هسته آب بسیار شور، شروع به پخش شدن می‌کند.

(۳-۳-۱) جریان با اثر چینه‌بندی چگالی پایدار:
یک شاره با چینه‌بندی چگالی پایدار (کاهش چگالی با ارتفاع) که در حال تعادل ایستایی است در نظر گرفته شود که دارای همگنی افقی است. اگر بسته‌های شاره سنگین‌تر زیر بسته‌های سبک‌تر قرار بگیرد، سیستم شاره، پایدار خواهد بود. حال اگر بسته شاره تراکم ناپذیر که دارای چگالی در ارتفاع مرجع Z است در نظر گرفته ‌شود و در جهت قائم تا ارتفاع ، که چگالی آن است، جابه‌جا ‌

شود، به شرط حرکت بسته، فاقد تبادل جرم با محیط باشد، بسته شاره، چگالی اولیه خود را حفظ خواهد کرد. حال اگر تغییر اندکی در فشار ایجاد ‌شود نیروی شناوری برابر بر جسم، وارد خواهد شد. اگر نیروی حاصل به طرف بالا باشد مثبت، و اگر پایین باشد، منفی خواهد بود. بنابه قانون دوم نیوتن، معادله حرکت آن عبارتست از:
(۲۱-۱-۳-۱)

h عمق آب برحسب متر می باشد.
براساس تقریب بوسینک، در شاره‌ها بالاخص در شاره های ژئوفیزیکی، معمولاً چینه بندی چگالی، ضعیف و تغییرات چگالی ایجاد شده بطور نسبی، کوچک است هرچند که بر حرکت تأثیر می‌گذارد اما نسبت به چگالی مرجع تأثیر آن بسیار کوچک و کم می باشد. بنابر تقریب بوسینک به جای ، در طرف چپ معادله (فوق)، از مقدار مرجع آن، یعنی، ، استفاده کرده و با استفاده از بسط تیلور، بجای طرف راست معادله ، جمله قرار داده می شود بنابراین معادله ، به شکل زیر در خواهد آمد:
(۲۲-۱-۳-۱)

از حل معادله فوق، خواهیم داشت: .
(۲۳-۱-۳-۱) چگالی سطح برحسب N بسامد شناوری می باشد .
اگر گرادیان دما سبب ایجاد تغییر چگالی شود، آن گاه خواهیم داشت:
(۲۴-۱-۳-۱)
حال اگر این گرادیان دمایی بی‌درو، قابل ملاحظه باشد، معادله به صورت رابطه آمد:
(۲۵-۱-۳-۱)

Cp گرمای ویژه در فشار ثابت و دمای پتانسیل است.
همچنین برای اقیانوس، است که ، گرادیان قائم چگالی اندازه‌گیری شده می باشد و است که مقدار تصحیح اثر فشار بر چگالی آب را نشان می دهد و در آن، C سرعت صوت میباشد.
در اینجا N مقدار پایداری استاتیکی محیط را نشان می‌‌دهد. حال، اگر N2>0 باشد آن گاه، بسته شاره حول ارتفاع اولیه خود، نوسان خواهد کرد. یعنی اگر بسته شاره در حال بازگشت به ارتفاع

اولیه خود سرعت قائم پیدا ‌کند، هنگامی که به سطح اولیه خود می رسد در اثر لختی، به ارتفاعی پایین‌تر از ارتفاع اولیه خود می رود و در محیط جدید، شاره سنگین‌تر، آن را احاطه کرده و با نیروی شناوری مثبت بطرف بالا حرکت خواهد کرد و چرخه نوسان تکرار خواهد شد. برای مقادیر مثبت۲ N ، خواهد بود و اگر N2=0 باشد بسته شاره در حین حرکت، حالت خنثی خواهد داشت و هیچ نیروی شناوری نخواهد داشت. اگر N2<0 با باشد، جابه‌جائی بسته شاره بطور نمایی افزایش خواهد یافت و نیروی شناوری ایجاد خواهد شد. که در این صورت ناپایداری اشیایی ایجاد خواهد شد.

اگر در مسیر جریان شاره با چینه‌بندی چگالی، عاملی باعث انحراف بسته شاره در جهت قائم شود، باید تکانه شاره به اندازه‌ای باشد که بر نیروی گرانی کاهش یافته حاصل غلبه کند. اگر اندازه حرکت افقی بسته شاره، قبل از رسیدن به مانع متناسب با u2 و مقدار انرژی پتانسیل در اثر حرکت قائم، باشد و در آن، H مقدار جابه‌جائی قائم می‌باشد، و همچنین ، در صورتیکه محیط، دارای بسامد شناوری N باشد، آن گاه می توان یا شتاب کاهش یافته را از رابطه ذیل بدست آورد:
(۲۶-۱-۳-۱)

و این در صورتی است که چینه‌بندی چگالی حائز اهمیت ‌باشد.

(۲-۳-۱) تئوری آب کم‌عمق غیرچرخشی
برای بدست آوردن معادله آب کم عمق غیر چرخشی ، فرض می شود که z=h(x,y,t) ، ارتفاع از سطح آزاد یک سیال غیر چرخشی تا عمق z=0 است.
و ، مولفه عمودی سرعت سیال و V2¬ مولفه افقی سرعت و P ، میدان فشار و ، اپراتور کمکی روی قسمت افق باشد. حال با استفاده از فرضیات بالا و شرط مرزی خواهیم داشت:
(۱-۲-۳-۱)
(۲-۲-۳-۱) و
و با استفاده از معادله پیوستگی و ادغام معادلات، دو رابطه بوجود می آید که عبارتست از:
(۴-۲-۳-۱)
(۵-۲-۳-۱)
سمت راست معادله (۵-۲-۳-۱) مستقل از Z است بنابراین مستقل از Z خواهد بود. اما اگر به z وابسته باشد آن گاه معادله (۲-۲-۳-۱) وابسته به Z و تابع خطی از آن خواهد بود. و اگر فرض شود که باشد آن گاه معادله (۲-۲-۳-۱) به صورت رابطه (۶-۲-۳-۱) نوشته می شود:
(۶-۲-۳-۱)

این معادله به همراه معادلات (۳-۲-۳-۱) و (۴-۲-۳-۱) و (۵-۲-۳-۱) یک مجموعه کامل برای تعیین v2, h خواهد بود. که به روش Benjamin (1962), Rouse (1961) معروف است که به معادلات آب کم عمق غیر چرخشی نیز معروف است. این معادلات کاربردهای زیادی دارد که به یک نمونه از آن در ذیل پرداخته شده است.

( ۳-۳-۱) معادلات حاکم بر لایه های دارای اختلاف چگالی:
اگر سه لایه مطابق شکل (۱-۳-۳-۱) داشته باشیم که چگالی‌های آن‌ به ترتیب، فرض شود طوریکه باشد، آن‌گاه معادله حرکت آن ها به صورت معادله هیدروستاتیک خواهد بود. حال اگر، اغتشاشات بالای سطح داخلی تا ترازمیانی و ضخامت عمودی لایه باشد، آن گاه بنابه روابط هیدروستاتیکی خواهیم داشت:
(۱-۳-۳-۱)
(۲-۳-۳-۱)
که ، به ترتیب فشار در سه لایه با چگالی های اند و گرادیان های فشار آن ها بصورت ذیل خواهد بود.
(۳-۳-۳-۱)
(۴-۳-۳-۱)
برای لایه‌های میانی، ضخامت h و نسبت به ضخامت متوسط لایه بالاتر (H0) ، خیلی کوچکتر است.
مقدار برای لایه داخلی و ضخامت لایه خارجی، توسط عامل محاسبه می شود معادله‌ پیوستگی از مقدار سرعت افقی V (x,y,t)، لایه نازک داخلی قابل توجیه است. همچنین شتاب افقی و گرادیان فشارهای افقی نیز مساوی صفر خواهد شد:
(۵-۳-۳-۱)
لایه خارجی خیلی نازک و دارای ضخامت کم است که با قابل محاسبه است. بنابراین معادله بصورت زیر تقریب زده می‌شود:
(۶-۳-۳-۱)
که معادله فوق، با تقریب، بصورت زیر بیان می شود:
(۷-۳-۳-۱)
آن گاه، خواهیم داشت:
(۸-۳-۳-۱) که در آن شتاب کاهش یافته است. با جایگذاری شتاب نسبی و نیروی کوریولیس به جای گرادیان فشار خواهیم داشت:
(۹-۳-۳-۱)
که معادله پیوستگی آب کم عمق به صورت زیر خواهد شد:
(۱۰-۳-۳-۱)
در واقع، دو معادله آخر، معادلات حاکم بر لایه های دارای چینه بندی چگالی اند:

(۴-۳-۱) معادلات آب کم عمق:
با توجه به این که اقیانوس، لایه های نازکی از شاره اند که حرکات بزرگ مقیاس افقی دارند، مقیاس پهنه ای آن ها خیلی بیشتر از عمق آنهاست یا . در این قسمت، به مدلی از حرکت شاره کم عمق چرخان، ممکن، تراکم ناپذیر و غیر و شکسان پرداخته می شود که به مدل آب کم عمق، معروف است. این مدل گرچه ساده است ولی نقص تقریب زمینگرد را ندارد و همچنین قادر به توصیف جنبه های مهم حرکات بزرگ مقیاس اقیانوس است.

شکل (۱-۴-۳-۱) پارامترهای مدل آب کم عمق
یک لایه از شاره روی یک سطح افقی با کف مسطح در نظر گرفته میشود. یکنواخت (چگالی یکنواخت)، بدون اثر و شکسانی روی سطح افقی که حول محوری قائم برسطح (جهت Z) با سرعت زاویه ای ثابت می چرخد ( )، حرکت می کند. ، جابجایی در سطح آزاد شاره است شکل (۱-۴-۳-۱) . با توجه به بزرگ بودن مقیاس پهنه ای جریان نسبت به عمق شاره، فشار p در هر ارتفاع Z از کف هیدروستاتیکی است و عبارتست از:

(۱-۴-۳-۱)
چون گرادیان افقی فشار در این حالت، مستقل از Z است مؤلفه های گرادیان افقی فشار عبارتند از:
(۲-۴-۳-۱)
(۳-۴-۳-۱)
بنابراین، حرکات افقی نیز مستقل از Z است بنابراین معادله تکانه افقی عبارتند از:
(۴-۴-۳-۱)
(۵-۴-۳-۱)
با توجه به مستقل بودن از Z ، معادله پیوستگی نیاز دارد که مولفه قائم سرعت W، به طور خطی از صفر در کف تا مقدار بیشینه آن در سطح آزاد شاره، تغییر کند. با انتگرال گیری از معادله پیوستگی در ستون شماره از Z=0 تا ، با توجه به اینکه U و V مستقل از Z هستند، داریم:
(۶-۴-۳-۱)

معادلات (۴-۴-۳-۱) و (۵-۴-۳-۱) و (۶-۴-۳-۱) معادلات آب کم عمق اند که شکل خطی شده آنها بصورت ذیل می باشد.
(۷-۴-۳-۱)
(۸-۴-۳-۱)
(۹-۴-۳-۱)
در واقع سه معادله فوق، معادلات آب کم عمق می باشند، که با تلفیق آنها و بدست آوردن معادله دینامیکی، می توان حرکات موجی آب کم عمق را نیز، بررسی نمود.

فصل دوم
۲- بررسی کانال صوتی و انواع آن
(۱-۲) سرعت صوت در آب دریا
یکی ازمهمترین ویژگی هایی که با دانستن آن می توان، به بسیاری ازخصوصیات صوت پی برد، سرعت صوت می باشد. سرعت صوت را معمولاً با حرفC نمایش می دهند. که مقدار آن درمواد مختلف(جامد، مایع، گاز) فرق دارد. مثلاً اگر گاز بعنوان محیط انتشار در نظر گرفته شود، سرعت صوت در آن نسبت به محیطی که چگالتر است، کمتر ، خواهد بود.(سرعت صوت درآب چهاربرابر

بیشتر از سرعت صوت در هواست) اگر چه ممکن است که این موضوع خلاف تصور ما باشد اما واقعیت این است که عامل مهمتری، یعنی، کشسانی ماده روی سرعت صوت تأثیر می گذارد. بنابر این، مهمترین عامل تعیین کننده میزان صوت، همین کمیت می باشد. و لازم به ذکر است که سرعت صوت برای اقیانوس شناسان فیزیکی عامل بسیار مهم ، محسوب می شود که آن هم به دلیل اثرات مختلفی است که سرعت صوت بر روی جذب و انعکاس صوت می گذارد. پس لازم است که کاملاً روش اندازه گیری و تعیین سرعت صوت توضیح داده شود.

با آزمایش روی حرکت سیال، و از راه های متفاوتی ممکن است به یکدیگر مربوط گردند. درقرن هفدهم نیوتن با استفاده از قانون بویل نوشت:

همچنین برای یک فرآیند همدما :
T=293K (1-1-2)
که ازآن نتیجه می شود( ) ۲۹۰ یعنی %۵ کمتر از مقدار مشاهده شده تا سال ۱۸۱۶ که لاپلاس مشاهده کرد درمبادله گرما ، تراکم، در یک برج صوتی، خیلی به سرعت، رخ می دهد و فرآیند آن هم آنتروپی می باشد، هیچ مقدار صحیح برای سرعت صوت بدست نیاورد.
برای یک انبساط هم آنتروپی دریک گاز کامل می توان نوشت:
(۲-۱-۲)

با جای گذاری K293 T= در معادله (۲-۱-۲)خواهیم داشت : ( ۱- m.s )343C= ، که با نتایج تجربی یکسان بود. پیش بینی سرعت صوت درمایعات نسبت به گازها دشوار تر است زیرا سرعت صوت درآب دریا به عواملی چون فشار، شوری، دما و مقدار گازهای معلق بستگی دارد.

اولین تلاش های جدی برای اندازه گیری سرعت صوت در دریا به سال ۱۹۲۷ بر می گردد برای این کار شخصی به نام Sunmst-Suado.. ، آزمایشی را به این ترتیب انجام داد که یک جسم مادی را به داخل دریاچه ی جنوا انداخت و با استفاده از زمان حرکت میان دو سیگنال در امتداد دریاچه سرعت صوت را درآب اندازه گیری و محاسبه نمود. که سرعت صوت درآب دریا ( m.s-1 )435/1 در دمای C 1/8 بدست آورد که به طور عجیبی به مقدار اندازه گیری شده جدید آن نزدیک بود.

درتحقیقات بعدی نه تنها بقاء صوت در دریا با استفاده ازسرعت صوت تعیین شد، بلکه تلاش برای پیدا کردن روشی که آن را با مقدار استاندارد شده ربط دهد، نیز صورت گرفت و با پارامترهای ا قیانوس شناسی مرتبط ساخت پارامترهائی نظیر دما، شوری، عمق، که حتی رابطه میان آنها را نیز توانستند از این طریق بدست آورند. همچنین با استفاده از مفاهیم دیگری که درتئوری وجودداشت مثلاً استفاده ازخواص اصلی آب (حجم ویژه،گرمای ویژه) تعاریفی برای سرعت صوت ارائه دادند و اندازه گیری هائی نیز درآزمایشگاه سرعت صوت برای گستره های دما، شوری، فشار انجام دادند.

با استفاده ازاین روش و با استفاده ازتئوری های مختلف، جدول سرعت صوت مدت ها قبل توسط هک (Heak)و جسروایز(gservice) و متیوز(matthews)و کواهاوا(kuwahara) تهیه شد که تقریباً ۲۰ سال ازآن بعنوان جدول استاندارد سرعت صوت نام برده شد.
اغلب روش های تجربی مدرن، سنجش صوت را مستقیماً با به کارگیری از روش ها و تکنیک های آزمایشگاهی با کنترل شرایط محیطی انجام داده اند.

نمونه هائی از اندازه گیری های ویسل( weissler) و دلگروسو (Del Grosso )و ویلسون (Wilson) موجود می باشد که ازهمین روش ها استفاده شده است.
هردو روش، اندازه گیری سرعت صوت برحسب سه کمیت اصلی (دما، شوری، فشار) می باشد. عوامل فیزیکی نام برده شده تنها عوامل موثر بر روی سرعت صوت نیست بلکه عواملی نظیر آلودگی آب، حباب های موجودات زنده نیز روی سرعت صوت تاثیرگذار می باشد. وابستگی سرعت به دما ، فشار با عمق و شوری را با استفاده از روابط تجربی بدست می آید. مثل رابطه سرعت صوت در آب شیرین رابطه (۳-۱-۲)، که فقط تابعی از دما است ، از رابطه زیر محاسبه می شود.
(۳-۱-۲)

که درآن T برحسب درجه سلسیوس و c برحسب متر برثانیه است.
و یا سرعت صوت درآب دریا، که تابعی از دما، شوری و فشار(عمق ) است و از رابطه زیر بدست می آید: (۴-۱-۲)

که T دما برحسب کلوین وS شوری برحسب قسمت درهزار و h فشار یا عمق برحسب متر می باشد.
جدول (۱-۱-۲) رابطه سرعت صوت برحسب دما، شوری، عمق

محدوده دما و شوری معادلات

جدول (۱-۱-۲) نشان می دهد که سرعت صوت دردریا با افزایش دما، شوری و عمق افزایش می یابد. ضرائب تقریبی برای آهنگ تغییرات همراه با کمیت های نشان داده شده درجدول (۱-۱-۲) کاملاً مشخص می باشد.

جدول (۲-۱-۲) ضرائب نسبی سرعت صوت نسبت به دما و شوری و عمق

ضریب ضریب متغیرها

دمای نزدیک به ۷۰f

شوری

عمق

هنگام استفاده از معادلات مذکور باید دقت کرد که عواملی نظیر واگرایی،جذب صوت، شکست و انعکاس صوت ، اتلاف و دیگر عوامل را درنظر گرفته نشده و این یک فرمول ایده ال است که فقط

عوامل اصلی را درخود گنجانده است که بعد ازبررسی عوامل اصلی مختصراً به عوامل جزئی آن هم اشاره می کنیم. نکته ای که باید مدنظر باشد این است که این معادلات برای عموم اقیانوس ها با تقریب کمتر از۱- m.s 1 صادق اند ولی معمولاً درمحاسبات، که سرعت انتشار صوت در دریا مدنظر است از مقدار استاندارد آن یعنی ۱- m.s 1500 استفاده می شود. درحالت کلی، سرعت صوت

برحسب عمق با زیاد شدن فشار بطور منظم، افزایش می یابد.اما افزایش آن نسبت به دیگر عوامل بسیار کمتر است. تغییرات سرعت انتشارکه درنتیجه تغییرات دما صورت می گیرد معمولاً خیلی زیاد است بویژه در نزدیکی سطح آب یعنی محل هایی که عواملی چون، فصل سال، زمان روز یا شب، ابری بودن هوا، وجود سرعت باد و حالت دریا، بسیار مؤثراند.

شکل(۱-۱-۲)تغییرات سرعت و دما نسبت به عمق را نشان می دهد.
منحنیB = تغییرات سرعت نسبت به عمق نشان می دهد یعنی اینکه وقتی به ناحیه نزدیک سطح آب که تقریباً دمای ثابتی دارد می رسیم (عمق ۱۰۰۰ متر)سرعت فقط بر اثر افزایش فشار،زیاد می شود.

منحنیA : تغییرات دما را نسبت به عمق نشان می دهد. در عمق بیشتر از ۱۰۰ متر، زیر آب، دما با نظم بیشتری کاهش می یابد. تا عمق ۵۰۰ الی ۱۵۰۰ متر که دمای آب در آنجا به 0C40 می رسد. بعد از این عمق تا کف دریا دما به کندی تغییر می کند.
منحنی‌C: منحنی ساده شده سرعت صوت بر حسب عمق می باشد.
حال اگر اقیانوس را همگن و بیکران فرض شود عواملی نظیر واگرایی و جذب صوت نیز در انتشار صوت و دخیل خواهند بود : (۵-۱-۲)
که ۱ pو۲ p فشار اکوستیکی درفاصله های ۱ r و ۲r از مرکز انتشار صوت، ضریب جذب محیط برحسب بل برمتر. با دورشدن از منبع فشار کاهش خواهد یافت.
اگر ۷/۸= a ضریب جذب برحسب دسی بل برمتر باشد آن گاه ، معادله بالا بصورت زیردرخواهد آمد:
(۶-۱-۲)
که در آن H ، اتلاف درهنگام تراگسیل و انتشار صوت نسبت به منبع صوتی که در فاصله r قرار گرفته است را نشان می دهد.

عوامل دیگری هم غیر ازموارد بالا بر روی انتشار صوت تأثیر گذار هستند، از جمله پدیده شکست و انعکاس صوت، که چون تأثیر بسیار کمی دارند فقط به ذکر نام آنها اکتفا می کنیم.
اما جذب صوت بسیار به فرکانس وابسته است. پس مناسب است که هنگام مطالعه انتشار صوت و عامل مهمی که امواجی با فرکانس همانند درنظر گرفته شود حتی درصورت لزوم دسته ای از امواج را با یکدیگر ترکیب.

در مجموع معادله وابستگی سرعت صوت به متغیرهای اقیانوسی را می توان به شکل عمومی تر زیر نمایش داد:
(۷-۱-۲)
که درآن سرعت در دمای درجه سیلیسیوس و شوری ۳۵ قسمت در هزار و فشار سطح برحسب اتمسفر است. به ترتیب جملات تصحیح برای دما، فشار ئیدروستاتیک و شوری هستند و جمله تصحیح برای تغییر لحظه ای هر سه خصوصیت با یکدیگر است .

در سال۱۹۶۰ روابط صفحه بعد برای سرعت صوت برحسب این متغیرهابدست آورده شده که به صورت ذیل است:
(۸-۱-۲)

که درآنP برحسب کیلوگرم برسانتی متر مکعب و S ، برحسب قسمت درهزار و C ، برحسب متربرثانیه می باشد.

(۱-۱-۲) تغییر پروفیل سرعت با تغییر عرض جغرافیایی ، فصل و زمان روز
با درنظر گرفتن دریا به صورت لایه های افقی، تغییر سرعت صوت با عمق بهتر قابل بررسی است. عمق و ضخامت این لایه ها، مشخصاً به عرض جغرافیایی و فصل و زمان، مرتبط است.
لایه سطحی از سطح تا حدود ۱۵۰ متر گسترش یافته که بیشتر تحت تأثیر اثرساعت روز و شرایط جوی است. درهوای آرام، دمای آب درلایه سطحی، به سرعت، با عمق کاهش می یابد که سبب ایجاد گرادیان بسیار منفی سرعت صوت می شود. درهوای طوفانی، عمل اختلاط، دراین لایه شدید بوده و نهایتاً گرادیان دما را تا صفر کاهش می دهدکه نتیجه آن، یک گرادیان مثبت سرعت صوت حدود ۰۱۷/۰+ درثانیه می باشد.

درهوای آرام در ۱۰ متر اول سطح دریا، تغییر سرعت صوت بر اساس تغییر ساعات مختلف روز صورت خواهد گرفت. سطح دریا، حرارت را ازخورشید دریافت کرده و تا بعد ازظهر ، گرادیان منفی دما و سرعت صوت را ایجاد می نماید.
درطول شب، عمل اختلاط به علت حالت عادی امواج و همچنین حرارت برگشتی از سطح دریا به محیط ، باعث ایجاد گرادیان منفی دما (کاهش دما) می شود.
زیر لایه سطحی، دمای آب کمتر، تحت تأثیر اثرات انتقالی، نظیرطوفان یا دوره روز- شب است. بنابراین درآن جا تغییر قابل توجهی با فصول سال دیده می شود. این لایه ترموکلاین فصلی نامیده می شود و تاحدود ۳۰۰متری کشیده شده است. و دارای گرادیان دمایی منفی می باشد (درعرضهای متوسط)

لایه سوم، که دارای گرادیان منفی با عمق است، لایه ترموکلاین اصلی نام دارد که درآن با افزایش عمق ، کاهش دما کاهش، خواهد یافت. آن قدر این کاهش ادامه دارد تا این که دما به حداقل خود، (دمای انجماد) برسد. این لایه با تغییرات فصلی به آرامی تغییر می کند و اگر سرعت صوت با کاهش دما و افزایش آن با عمق مقارن گردد ، پرتوهای صوتی دراعماق آب منحرف یا منکسر می

گردند. این پدیده درحدود ۱۰۰۰متری درعرضهای میانی، رخ می دهد. لایه آخر به دلیل داشتن دلیل دمای تقریباً یکنواخت ، لایه همدمای اعماق نامیده می شود و سرعت صوت، دراین لایه، گرادیان مثبت حدود ۰۱۷/۰+ برثانیه را دارد که با افزایش فشار ، افزایش می یابد. درعرض های جغرافیایی بالا، این لایه تا نزدیکی سطح دریا گسترش می یابد. ضخامت لایه فوق الذکر با عرض جغرافیایی،

زمان روز و شرایط جوی تغییر می کند. شکل( ۱-۳-۵) اثر عرض جغرافیایی روی سرعت صوت درآب های عمیق برای دو منطقه اقیانوس اطلس شمالی و یک فصل را نشان می دهد.

(۲-۲) جذب صوت
وقتی که صوت در اقیانوس منتشر می‌شود، قسمتی از انرژی اکوستیکی آن به گرما تبدیل می‌شود. جذب انرژی که منجر به تولید گرما می‌شود، اغلب ناشی از چسبندگی برشی است که مربوط به نیروی بین لایه‌ها و یا عوامل جوی با لایه‌های اقیانوس است البته، چسبندگی حجمی هم که تابع فرآیند‌های relaxation است، در جذب انرژی نقش مؤثری دارد. اغلب جذب، در محدوده فرکانس های ۱۰۰Hz – ۱۰۰KHZ اتفاق می افتد. این باعث از بین رفتن شدت اکوستیکی می شود البته بخش غیرهمگن امواج صوتی را نیز، می توان به عنوان عامل دیگر نام برد. در مجموع، اثر ترکیب جذب و پخش اصطلاحا،ً تضعیف گفته می شود. که اندازه آن را با اندازه‌گیری جذب و پخش می‌توان تعیین نمود.
دونفر به نام‌های Schulkin , Marsh ، از جمله کسانی هستند که از فرمول (۱-۲-۲) برای تعیین تضعیف که در واقع میزان جذب و پخش امواج را در محیط به هنگام انتشار صوت البته این فرمول، فقط در محدوده ۳KHZ-0/5MHZ کاربرد دارد. این فرمول به قرار زیر است:
(۱-۲-۲)
P فشار هیدروستاتیکی برحسب kg/m3 است و S شوری بر حسب قسمت در هزار و ضرائب بر حسب KHZ است و T، برحسب Cْ می‌باشد.
در این فرمول، جمله اول داخل پرانتز، میزان جذب ناشی از وجود Mgso4 جمله دوم آن جذب ناشی از چسبندگی را نشان می دهد و جمله داخل پرانتز دوم، رابطه جذب را با فشار هیدروستاتیکی نشان می‌دهد. که خیلی هم ضعیف است. مثلاً از بالای سطح تا عمق ۴ km، تغییرات فشار به ۳۰% هم نمی‌رسد.

در فرکانس‌های پایین (۱۰۰HZ – ۳KHZ)، تضعیف، را از فرمول بهتری که بوسیله Throp بدست آمده‌است، نیز می‌توان بدست آورد. فرمول آن، عبارتست از:
(۲-۲-۲)
در آن f، فرکانس صوت برحسبKHZ است. هر دو جمله ساختارهای relaxation است که جمله اول جذب ناشی از اسیدبوریک (H3Bo3) و جمله دوم، جذب ناشی از MgSo4 است.
ضریب جذب اسید بوریک (H3Bo3) برای مکان‌های مختلف، متغیر است و بصورت تناوبی، تغییر می‌کند که مقدار آن با تغییر PH ، تغییر می کند. این وابستگی PH به شکل جمله اول در معادله (۲-۲-۲ ) بستگی دارد که آن را با ضریب K نشان می دهند. رنج این مقادیر در اقیانوس‌ها از ۵/۰ تا ۱/۱ است . برطبق معادله (۲-۲-۲ )، تضعیف صوت در فرکانس پایین، بسیار کوچک است.

شکل (۱-۲-۲)، در واقع داده‌های تجربی را برای فرکانس‌هایی که وابسته به ضریب‌اند را نشان می‌دهد که معمولاً برای اقیانوس اطلس، هند و دریای مدیترانه و سرخ یکسان می‌باشد. مطابق فرمول (۲-۲-۲) برای فرکانس‌های بالاتر از ۳KHZ و عمق (m) 1230 Z= و برای فرکانس‌های از ۱/۰ (Hz) تا (KHZ) 3 فرمول (۲-۲-۲) کاربرد دارد. البته اضافه شود که ضریب جذب بدست آمده،

آزمایشات انجام یافته کاملاً مطابقت دارد. دو نفر به نام‌های Hamptan, Kibble whik تمام داده‌های روی جذب فرکانس پایین را در usc مرور کرده‌اند و طبق جرم‌های آب، گروه‌بندی شده‌اند که جرم‌های آب هم به پروفیل سرعت C(z) اختصاص داده شده‌. آنچه بعنوان نتیجه حاصل شده‌اند اینست که برای usc و فرکانس کمتر از KHZ1 ضریب جذب از فرمول قبل بدست خواهد آمد.