دانلود مقاله جریانات دریایی

بخشی از مقاله

تابش خورشيد، سبب ايجاد جريانات دريايي و جوي مي گردد. اين جريانات قادرند گرماي دريافتي از تابش خورشيد را، از ا ستوا به قطبين ببرند. البته، اتمسفر به اندازة يك ونيم برابر، بيشتر، در انتقال گرما، نقش دارد كه دليل آن، بالا بودن سرعت حركت اتمسفر نسبت به جريانات اقيانوسي است. علاوه برآن، عوامل زيادي مانند جزرومد (كشند) حركت وضعي زمين ،‌همرفت،‌انواع بادها ،‌فشار آب ،‌غلظت وامواج، سبب ايجاد جريانات دريايي مي شود كه مي‌توان آنها را سه دسته عمده زير

تقسيم نمود:
1-1) جريانات جزرومدي (كشندي)
1-2) جريانات ناشي از باد
1-3) جريانات ناشي از اختلاف چگالي و شيب سطح دريا.

در اعماق دريا ، نقش باد و عوامل جوي، بسيار جزئي است و در واقع،‌عملاً،‌اين دو عامل نقشي ندارند، عامل جزرومد ، تنها لايه سطحي را تخت تأثير قرار مي‌دهد و در اعماق، نقش شيب‌دار بودن سطح دريا و اختلاف چگالي، بسيار، حائز اهميت است كه در اين فصل به بررسي هريك از اين عوامل پرداخته مي‌شود،‌بلاخره عامل اختلاف چگالي، كه موضوع اصلي اين پروژه است.

1-1)جريانات جزرومدي (كشندي)
به بالا و پايين آمدن سطح آب دريا، در اثر گرانش اجرام سماوي، مثل ماه، زمين و خورشيد ،‌جزرومد يا كشند گويند. و به حركت افقي آن در اثر حركت جزرومد (عمودي) جريان جزرومدي (كشندي) گويند. غير از ماه و خورشيد،‌سياره‌هاي ديگري نيز، برروي زمين،‌نيروهاي كشندي اعمال مي كنند. اما مقادير آنها در مقايسه با نيروهاي نام برده، بسيار كوچك است.

اگر ماه و زمين و خورشيد در يك راستا قرار گيرند،‌آن گاه ، بالاترين كشند (مهكشند) بوجود خواهد آمد و اگر در راستاي عمود برهم قرار گيرند آن گاه كمترين (كهكشند) را خواهيم داشت.
دو تئوري براي جزرومد وجود دارد. يكي تئوري‌ تعادلي و ديگر، تئوري ديناميكي است.

تئوري تعادلي، براساس قانون جاذبه يا ثقل نيوتن تعريف شده است و فرمول آن برمبناي فرمول نيروي گرانش، كه به صورت نوشته مي‌شود، است. كه در آن F ، نيروي گرانشي برحسب نيوتن و G ،‌ثابت گرانش جهاني كه مقدار آن برابر 1011*67/6 است و R ،‌فاصله بين ماه و زمين برحسب متر و Mm ،‌جرم ماه برحسب كيلوگرم و ME، جرم زمين برحسب كيلوگرم مي باشد. اين تئوري توسط شخصي به نام داروين (1911) و( Darwin) ، پيشنهاد شده است . او فرض كرد كه تمام

زمين،‌پوشيده از آب است كه داراي عمق ثابت و دانستينه يكنواخت مي باشد. همچنين، تنها،‌نيروي وارد برآب را نيروي كشندي را در نظر گرفت. سپس مطابق شكل (1-1-1) با درنظر گرفتن ماه در راستاي زمين و سمت چپ و بار ديگر سمت راست آن،‌برآيند نيروهاي كشندي وارد برزمين را در قطبين و بار ديگر در نقاط چپ و راست آن كه در ابتدا وانتهاي آن خط استوار واقع‌اند. را بدست آورد و با استفاده از رابطه نيروي برآيند بدست آمده، جابه‌جايي آب را روي كرة زمين رامشخص نمود شكل (1-1-2) ، برآمدگي‌هاي كشندي را در نقاط c,a طبق تئوري تعادلي،‌نشان مي‌دهد.

شكل (1-1-2) برآمدگي جزرومد برطبق تئوري تعادلي
شكل (1-1-1) شكل نيروهاي كشندي وارد بر زمين از طرف ماه است.
تئوري بعدي. تئوري ديناميكي است كه توسط لاپلاس (Laplace) مطرح شد. او فرض كرد كه اقيانوس همگن و عمق آب در آن ثابت باشد و علاوه برنيروي كشندي. و نيروهاي ديگري مانند نيروي اصطكاك و كوريولي و ناشي از شتاب قائم ذره نيز، برروي زمين اعمال شود. اگر نيروي جزرومدي به صورت تناوبي باشد آن‌گاه، براساس فرضيات فوق. توانست ارتفاع جزرومدي را در زمان t با استفاده از رابطه ذيل بدست آورد:

(1-1-1)
،‌نوسانات سطح يا ارتفاع جزرومدي در زمان t و برحسب سانتي‌متر است. D، فاصله عمودي نوسانات سطح از ميانگين سطح تراز دريا و برحسب متر و Ai ،دامنة حزرومدي مولفه‌هاي مختلف زماني، برحسب متر و Ti ، دورة‌ تناوب آن‌ها برحسب ثانيه و Si فازهاي حركت جزرومدي مولفه هاي زماني برحسب درجه مي باشد.
دراثر حركت زمين به دورخورشيد حركت ماه به دور زمين، حركت زمين به دور ماه و خورشيد و حركت مجموعه ماه و خورشيد به دور زمين و همچنين مدار بيضوري حركات و زاويه قرار گرفتن آنها نسبت به يكديگر ، جزرومد با مولفه هاي متفاوت ايجاد مي شود.

M2(جزرومد روزانه ماه) و S2 (جزرومد روازنه خورشيد) و K2 ( جزرومد روزانه ماه و خورشيد) و ‌N2(جزرود مدار بيضوي ماه) و O1(جزرومد روزانه ماه) و P1(جزرومد روزانه خورشيد) و K1(جزرومد روزانه ماه و خورشيد) و Mf(جزرو مد ماه دوهفته‌اي) است. كه هر كدام داراي مقادير ثابت و تعريف شده‌اند. در منطقه خليج فارس ، چهار مولفه‌هاي اصلي جزرومد شامل o1,K1,S2,M2 حائز اهميت اند و براي پيش‌بيني جزرومد در حوضه خليج S منطقه كم عمق آبي است. استفاده مي شود. همچنين مي‌توان باتوجه به تناوبي بودن اين نوع حركت، سرعت جريانات جزرومدي را از فرمول زير محاسبه و بدست مي‌آورند.

(1-1-2)
كه در آن u، سرعت جريان جزرومدي برحسب متر برثانيه و w ، سرعت زاويه‌اي برحسب راديان برثانيه و a دامنه جزرومد برحسب متر و h ارتفاع نوسان برحسب متر و k عدد موج برحسب يك برمتر و فركانس زاويه‌اي جريان جزرومدي برحسب راديان برثانيه است فرمول فوق در آبهاي كم عمق، نظير خليج فارس ،‌هم براي محاسبة سرعت جريان جزرومدي،‌استفاده مي شود.
1-1) جريانات ناشي از رانش باد

جريانات ناشي از باد، همان جريان هاي سطحي‌اند كه در اثر وزش باد برسطح اقيانوسها بوجود مي‌آيند كه اصطلاحاً به آنها ، اثر تنش باد و سطح هم، گفته مي شود. سرعت اين جريانات برابر 03/0 سرعت باد است.
در مورد اثر باد برروي حركت سطي آب، تئوري‌ها و قطريه هاي زيادي بيان شد اما نانسن (nunsen) جزء اولين كساني بود كه راجع به جريان ناشي از تنش باد تحقيق نمود. او ديد كه كوههاي يخي در نواحي قطبي در نيمكرة شمالي، در جهت باد حركت نمي كنند بلكه منحرف مي‌شوند. او تنها، با يك توصيف كلي ،‌مقدار انحراف حركت را ْ40 – ْ20 د

رجهت راست باد، برآورد كرد. بعد از وي، فردي به نام اكم (Ekman,102-1995) با استفاده از فرضيات ايده‌آل و بكارگيري فرمول‌هاي تنش باد توانست ثابت كند كه زاويه انحراف، ْ 45 است.
فرضيات ايده‌آل او به شرح ذيل مي باشد:
1) هيچ‌گونه، مرزي وجود ندارد.

2) باد،‌به صورت پيوسته و يكنواخت مي‌وزد.
3) آب، همگن است.
4) نيروي كوريوليس (f) ثابت است.
5) آب، بي‌نهايت عميق است و از اصطكاك بسته صرفنظر مي شود.
6) ضريب چسبندگي ملكولي (Az) ، ثابت است.

7) از منابع ديگر حركت مثل جزرومد و اختلاف چگاليب، صرفنظر مي شود.
8) حالت مانايا پايدار يا steady state را براي آب درنظر گرفته مي‌شود.
آن گاه معادلات اكن به قرار زير خواهند بود:

در معادلات فوق Az، ضريب چسبندگي ملكولي ، v,u سرعت جريان در راستاي f,y,x نيروي كوريولي و f،‌چگالي يا دانستية آب مي باشد.
با حل معادلات بالا واعمال شرط مرزي در مي باشد) بصورت زير بدست مي‌آيد.
(1-2-3)
(1-2-4)

در معادله‌ي ( ) علامت مثبت براي نيم‌كرة شمالي و علامت منفي براي نيمكرة‌ جنوبي بكار مي‌رود. در معادلة بالا ، . جريان سطحي اگمن نام دارد و از فرمول بدست مي‌آيد عسق اكمن‌ يا عمق نفوذ باد ناميده مي‌شود. نتايجي كه اكمن از اين روش گرفت به شرح ذيل مي باشد:
1) در سطح درياz=0 است ، معادلات سرعت جريان به صورت زير مي باشد:

يعني در نيمكرة شمالي جريان ناشي از وزش باد، ْ45 به سمت راست منحرف مي‌شود. كه در معادلة با علامت مثبت در نيمكرة جنوبي، با علامت منفي، نشان داده مي شود.
2) طبق معادلة ( ) با افزايش عمق(افزايش Z) سرعت جريان به صورت نمايي كاهش مي‌يابد و زاوية انحراف به صورت فعلي افزايش مي‌يابد.

شكل (1-2-1) نمايي از كاهش سرعت جريان با افزايش عمقي در جهت عقربه‌هاي ساعت.
2) اگر Z=-D باشد آن‌گاه مقدار سرعت صوت، 04/0 سرعت صوت در سطح خواهد شد. عمق DE ، عمق نفوذ باد گفته مي شود. و به لايه‌اي كه داراي ضخامت DE مي‌باشد. لايه اكمن گفته مي شود. كاهش و تغيير جهت بردارهاي سرعت از سطح تا عمق را مارپيچ اكمن (Ekman spiral) نيز گويند. (مطابق شكل C)

شكل (1-2-2) مارپيچ اكمن بردارهاي سرعت‌ جريان در عمق‌هاي يكسان نشان مي‌دهد.
براساس نظرية (Ekman) ممكن است كه در اثر وزش باد، از اطراف به طرف هم حركت كند، كه همگرايي (Conve vgence) را ايجاد كند و يا اين كه از هم دور شوند باعث ايجاد واگرايي (Divergence) خواهد شد.

كه هركدام در شكل‌هاي ذيل نشان داده شده‌اند.
شكل (1-2-4) واگرايي جريان آب
شكل (1-2-3) همگرايي جريان آب
كساني غير از اكمن (Ekman) نيز در مورد اين موضوع(اثر باد بر روي آب) تحقيقاتي كرده‌اند و علاوه بر تنش باد نيروهاي ديگري از قبيل گراديان فشار و اصطكاك بستر اصطكاك جانبي را نيز در نظر گرفتند. اما در مجموع تئوري اكمن (‌Ekman) بهترين و كاملترين تئوري براي تشريح و تبيين اثر باد بر روي جريان آب به حساب مي‌آيد.

(1-3) جريانات ناشي از اختلاف چگالي و شیب دار بودن سطح
چگالي از كميت‌هاي فيزيكي است كه با حرف نشان داده می شود و تعريف آن براساس فرمول ، جرم واحد حجم می باشد كه واحد آن در دستگاه SI، است. اما برای تعيين چگالي نمی توان از اين فرمول استفاده نمود و بايد آن را از كميت‌هاي وابسته به آن يعنی، دما و شوري و فشار اندازه‌گيري و محاسبه نمود.

75% از كل اقيانوس‌هاي جهان، داراي چگالي بين 4/1026تا است. به شرط آن كه فشار و تراكم در نظر گرفته نشود. و اقيانوس، همگن فرض شود، آنگاه می توان تغييرات کوچک چگالی صرفنظر کرد. اما اين تغييرات كوچك ممكن است در پيش‌بيني فرآيندهاي اقيانوسي بسيار حائز اهميت باشد.
در دريا با تعيين شوري، دما و فشار، مقدار چگالی را با استفاده از معادله حالت، محاسبه نمود. با يك تقريب خوب معادلة خطي حالت به صورت زير در خواهد آمد:
(1-3-1-1) که در آن:
و و و و و است.

که به ترتيب چگالی، دما و شوری در سطع تراز می باشد .
از طريق معادله حالت آب دريا با معلوم بودن، شوري و فشار، مي‌توان را بدست آورد. اين فرمول مجموعه ای از سه فرمول تجربي است. البته به دليل چگالي زياد آب دريا، چگالي نسبي نيز می توان برای آن تعريف کرد كه به قرار زير است.

(2-1-3-1)
(3-1-3-1)
که اشاره به چگالي سطي يا چگالي در سطح تراز دريا دارد. و واحد آن می باشد.
البته اثرات شوري و دما را با حجم ويژه نيز مي‌توان نشان داد. که از اثرات فشار بر روي آن صرفنظر می شود.
(4-1-3-1)

يكي از مهمترين كاربرد حجم ويژه، محاسبه ارتفاع ديناميكي است. كه عبارتست از:
(5-1-3-1) و
تغييرات ارتفاع ديناميكي از دو سطح b, a با اختلاف گردايان فشار افقي ، متناسب است که به صورت زير نوشته می شود:
و
(6-1-3-1)
كه ، همان ارتفاع ژئوپتانسيل است.
همانطوريكه بيان شد قابليت تراکم پذيری بيشترين اثر را برروي چگالي دارد. اما با از بين رفتن قابليت تراكم‌پذيري آب دريا، در صورتيکه دما و شوري همزمان با عمق افزايش يابد پايداري نيز افزايش خواهد يافت که بنا به تعريف عبارتست از:
(7-1-3-1)
مي‌توان از فرمول ديگر نيز براي محاسبه پايداري استفاده نمود كه عبارتست از:
(8-1-3-1)

همان چگالي پتانسيل است که تابع شوري و دما است و تابع فشار نيست.
به علت تغييرات تراكم‌پذيري همراه با دما، فرمول بالا به شکل فرمول زير در خواهد آمد.
(9-1-3-1)
چگالي برحسب و g شتاب گرانشي برحسب و C، سرعت صوت برحسب در آب درياست كه تابع دما و چگالي و فشار است. می توان از فرمول پايداری C، سرعت صوت را نيز بدست آورد که عبارتست از:
(11-1-3-1)
اين رابطه نشان می دهد که تغييرات چگالی نسبت به عمق با سرعت صوت در آب دريا رابطة عکس دارد.
علاوه بر موارد ذکر شده، معادلات حاكم بر حركت شاره‌ها از نظر تاثير دما و شوري و چگالي، بسيار حائز اهميت است. در انتقال اين گونه جريانات، گرما اهميت بيشتری دارد البته شوري نيز از نظر

ديناميكي بسيار حائز اهميت است. ولی تأثير آن نسبت به دما کمتر است. در شاره‌هايي مثل جو و اقيانوس، که به دليل تابش خورشيد، بطور ناهمگن، گرم می شوند، به دليل وجود اختلاف افقي دما گردش و جريان ايجاد می شود. در اين نوع شاره ها، بين تابش خورشيد که اختلاف افقي دمايي ايجاد مي کند با گرانشي كه سعي در از بين‌ بردن اين اختلاف دما دارد رقابت شديدی وجود دارد

. اثر چرخش زمين نيز باعث پيچيده شدن اين نوع جريانات مي‌شود. جريان‌هائي كه در آن‌ها اختلاف دمائي، به صورت داخلي يا خارجي اعمال مي‌شود، معمولاً با عنوان همرفت معرفي می شوند. در اين نوع جريانات، انتقال گرما حائز اهميت است. در جريان‌هائي كه اختلاف غلظت (شوري) وجود دارد، انتقال جرم، حائز اهميت خواهد بود. چون شوري و گرما، جزء خواص دريا هستند و همرفت را ايجاد مي‌كنند اغلب، به اين نوع همرفت، همرفت‌ ترموهالاين گفته مي شوند.

در اثر تغييرات دما و شوری در شاره، چگالي نيز تغيير خواهد كرد اگر بخواهيم از يك تحليل ديناميكي استفاده كنيم که اثرات آن‌ها را در نظر بگيرد بسيار پيچيده خواهد بود بنابراين از روش تقريب بوسينك كه روش نسبتاً ساده‌تري است استفاده‌ کنيم. در اين روش از تمام تغييرات خواص فيزيكي، غير از چگالي، و بجز جمله‌هايي كه از نيروهاي گرانشي (ارشميدسي) استفاده شده است صرفنظر مي شود. بنابراين خواهيم داشت:

(11-1-3-1) (U سرعت جريان برحسب ، می باشد.)
در جمله‌هاي لختي و همچنين در معادلة تكانه، تغييرات چگالي در نظر گرفته نمي‌شود. اما در نيروي گرانشي (F)، تغييرات چگالي لحاظ مي‌شود يعني:
(1-3-1)

، چگالی در سطح برحسب و ، تغييرات چگالی برحسب و g ، شتاب جاذبه ای برحسب است.
كه شتاب گرانشي در مقياس كوچك عبارتست از: كه و ، که مختصات قائم به طرف بالاست. بنابراين:
(13-1-3-1)
اگر فشار را باشد، با استفاده از (معادلة بالا) و هيدروستاتيك، معادله تكانه معروف به معادله نويراستوكس بصورت زير تعريف مي‌شود:
(14-1-3-1)

كه در آن نيروي ارشميدسي است كه به نيروي شناوري نيز معروف است. اگر باشد اين نيرو نيز صفر خواهد بود اما در اين جا تغييرات چگالی به دليل وجود تغييرات دما، غير صفر می باشد و در معادلة فوق فقط جمله‌اي كه داراي شتاب گرانشي است، در نظر گرفته مي‌شود. چون شتاب گرانشي خيلي بيشتر از شتاب نسبي شاره است. در اين موارد با توجه به اين كه دامنة تغييرات T زياد نيست. بين و (اختلاف دما) رابطه خطي در نظر گرفته مي‌شود.

(15-1-3-1)
، ضريب انبساط گرمايي شاره برحسب است.
بنابراين معادلة ديناميكي بوسينك بصورت زير در خواهد آمد:
(16-2-3-1)

ضريب چسبندگی می باشد.
از طرفی، شار رسانشي گرما از رابطه كه در آن k ضريب رسانشي گرمايي ملكولي شاره است، بدست می آيد، بنابراين خواهيم داشت:
(17-1-3-1)

J آهنگ توليد گرما در واحد حجم است. و اگر K ثابت فرض شود معادلة گرما به شكل زير نوشته مي‌شود.
(18-1-3-1)
جريان‌هاي با تغيير غلظت ماده مثل شوري را نيز مي‌توان به طور مشابه رابطه‌بندي كرد.
(19-1-3-1)
که در آن S شوري و T دما مي باشد. هنگامي كه يك شاره داراي چينه‌بندي چگالي است، بعنوان مثال هنگامي كه يك لايه آب گرم روي يك لايه آب سرد قرار مي‌گيرد در صورت عدم اختلاف سرعت بين دو لايه، سيستم شاره پايدار مي‌ماند و سازوكار ديگري در اين حالت وجود ندارد كه بر نيروي شناوري غلبه كند اين حالت بجز، هنگامي كه چينه‌بندي چگالي در اثر دو يا چند مولفه با ضرايب

پخش ملكولي متفاوت باشد، در همه موارد صادق است. در اين حالت، ناپايداري در اثر پخش سريعتر يك مولفه نسبت به ديگري، ممكن است باعث حركات شديد و اختلاط در جهت قائم شود كه به اين عمل، همرفت پخش دوگانه گويند. برعكس اختلاط تلاطمي، كه سبب افزايش انرژي پتانسيل بر سيستم شاره و استهلاك انرژي جنبشي مي‌شود، همرفت پخش دوگانه سبب كاهش انرژي پتانسيل سيستم شاره مي‌شود. بنابراين ضريب پخش چگالي، منفي و در كل، چينه‌بندي چگالي قائم افزايش خواهد داشت.

در محيط‌هاي اقيانوسي، دو مولفه گرما و شوري موجب چينه‌بندي چگالي مي‌شوند و گرما حدود صدبرابر سريع‌تر از شوري، توسط پخش ملكولي، پخش مي‌شود كه اين خود عامل اصلي ايجاد همرفت پخش دوگانه در محيط‌هاي دريايي است. . در مناطق وسيعي از درياهاي استوايي و جنب حاره‌اي در اثر تبخيرشديد و بارش كم، شوري و دما با افزايش عمق كاهش مي‌يابد. اين حالت سبب همرفت پخش دوگانه از نوع رژيم انگشتي مي‌شود. حالت عكس اين وضعيت كه بيشتر در آبهاي سرد قطبي رخ مي‌دهد آب‌هاي سرد و شيرين است که برروي آب‌هاي گرم و شور قرار

مي‌گيرد و وضعيت همرفت پخش دوگانه از نوع لايه‌اي يا نوساني ايجاد ميکنند. اين سازوكارها در شارش گرما و شوري در دريا، نقش بسياری موثري دارند.بطوريکه اثرات آن‌ها سبب ساختارهاي لايه‌اي در دريا مي‌شود كه ممكن است بر ضرائب پخش قائم گرما، جرم و تكانه موثر باشند. ساختار لايه‌اي ايجاد شده توسط همرفت پخش دوگانه روي انتشار صوت در اين محيط هاي دريايي نيز تأثير گذار می باشد.

براي روشن‌تر شدن چگونگي رخداد رژيم انگشتي، يك لايه گرم و كمي شور را روي يك لايه سرد و شيرين در نظر بگيريد. تمركز شوري و دما در دو لايه طوري است كه لاية پاييني سنگين‌تر از لايه بالايي است در اين حالت از نظر استاتيکي سيستم شاره، پايدار است.

حال اگر يك اغتشاش را در مرز بين اين دو لايه در نظر بگيريم موجب جابه‌جا شدن قسمتي از آب گرم و شور بطرف پايين می شود، بسته شاره، گرماي خود را سريع‌تر از دست مي‌دهد و سپس در اثر تغيير شوري سنگين‌تر مي‌شود. حال، اگر گرماي كافي از دست بدهد بطرف پايين حركت مي‌كند ولی اگر گرما بگيرد بسته‌اي كه به طرف بالا حركت مي‌كند و سبكتر مي‌شود و در اثر گرفتن گرمای بيشتر، به طرف بالا، به حركت خود ادامه مي دهد و حركاتي به صورت ساختار قائم انگشت كه به رژيم انگشتي معروف است خواهد داشت که عامل اصلي. ناپايداري آن، شوري است و گرما در واقع، نقش پايداركننده را بازي مي کند. برعکس حالت قبل، اگر آب گرم و شور زير لايه آب سرد

و شيرين قرار گيرد، رژيم پخش، رخ مي‌دهد. در اين حالت وقتي بسته شاره بطرف بالا جابه‌جا شود، گرماي خود را سريعتر از دست مي‌دهد و در حالي كه شوري خود را حفظ مي‌كند ، سنگين‌تر شده و به مكان اوليه خود باز ميگردد. در اين صورت يك حركت نوسان رخ مي‌دهد که باعث حركت شاره مي‌شود و باعث کاهش انرژي پتانسيل سيستم می شود. با توجه به اين كه اختلاف چگالي بين دو لايه بيشتر مي‌شود، ضريب انتقال چگالي منفي خواهد بود. رژيم پخش در اقيانوس‌ها معمولاً در عرض‌هاي بالا، زياد، رخ مي‌دهد.

در حالت كلي، هنگامي كه جبهه‌هاي شوري – گرما در دريا وجوددارد، مثل حاشيه آب‌هاي خروجي از درياهاي آزاد مانند درياي مديترانه و يا خليج‌فارس و يا درياي سرخ، لايه‌هاي نفوذي رخ مي‌دهد. در اين حالت لايه‌هاي شيب‌دار در منطقة جبهه‌اي بوجود می آيد، كه به لاية بين جبهه‌اي معروف‌اند و فرايندهاي انگشتي و پخش هر دو در ايجاد آنها موثرند. نمونة اين فرايند را در آب‌هاي خروجي از خليج فارس، كه به درياي عمان مي‌ريزد و در شكل (1-1-3-1) هم نشان داده شده‌است، می توان ديد.

شکل (1-1-3-1) فرآيندهای پخش و انگشتی مربوط به آبهای خروجی از خليج فارس که به دريای عمان می ريزد.

همرفت پخش دوگانه موجب افزايش ضرائب پخش مي‌شود که وابسته‌ به چگالي است و مقادير ضرائب پخش موثر در آن برای گرما KT و شوري، KS، می باشد. نسبت چگالي بين اين ضرائب براساس رابطة زير خواهد بود.
(20-1-3-1)
با افزايش ، ضرائب پخش موثر تا اندازه‌اي كاهش مي‌يابد كه مي‌تواند اثر قابل توجهي برگردش ترموهالاين در اقيانوس داشته باشد.

اما گردش ترموهالاين، بنا به تعريف، عبارتست از چرخه‌اي كه فاكتور اصلي در تعيين الگوي جريان آن، حرارت و شوري است. ساده‌ترين آنها را مي‌توان تركيب اطلس شمالي و جنوبي دانست كه داراي لايه‌هايي با خطوط ثابت هستند و يا آب سرد و بسيار چگال قطبي که به عميق‌ترين قسمت آبها با چگالي كمتر و عرض‌هاي كمتر جغرافيائي مي‌رود، می توان اشاره نمود همچنين، جريان آب گرم و شور خروجي درياي مديترانه در عرض اقيانوس اطلس، برخلاف حرارت نسبتاً بالايي که دارد،

از دريا خارج مي‌شود و به زير مي‌رود و با آبهاي سردتر و شوري كمتر و سبكتر اطلس‌شمال شرقي تركيب مي‌شود. تركيب مذکور، توازن خود را در عمق 1000 متر مي‌يابد که در آنجا، هسته آب بسيار شور، شروع به پخش شدن مي‌كند.

(3-3-1) جريان با اثر چينه‌بندي چگالي پايدار:
يك شاره با چينه‌بندي چگالي پايدار (كاهش چگالي با ارتفاع) كه در حال تعادل ايستايي است در نظر گرفته شود كه داراي همگني افقی است. اگر بسته‌هاي شارة سنگين‌تر زير بسته‌هاي سبك‌تر قرار بگيرد، سيستم شاره، پايدار خواهد بود. حال اگر بسته شاره تراکم ناپذير که دارای چگالي در ارتفاع مرجع Z است در نظر گرفته ‌شود و در جهت قائم تا ارتفاع ، كه چگالي آن است، جابه‌جا ‌

شود، به شرط حركت بسته، فاقد تبادل جرم با محيط باشد، بسته شاره، چگالي اوليه خود را حفظ خواهد کرد. حال اگر تغيير اندكي در فشار ايجاد ‌شود نيروي شناوري برابر بر جسم، وارد خواهد شد. اگر نيروي حاصل به طرف بالا باشد مثبت، و اگر پايين باشد، منفی خواهد بود. بنابه قانون دوم نيوتن، معادلة حركت آن عبارتست از:
(21-1-3-1)

h عمق آب برحسب متر می باشد.
براساس تقريب بوسينک، در شاره‌ها بالاخص در شاره های ژئوفيزيكي، معمولاً چينه بندي چگالي، ضعيف و تغييرات چگالي ايجاد شده بطور نسبي، كوچك است هرچند که بر حركت تأثير مي‌گذارد اما نسبت به چگالي مرجع تأثير آن بسيار کوچک و کم می باشد. بنابر تقريب بوسينک به جاي ، در طرف چپ معادلة (فوق)، از مقدار مرجع آن، يعنی، ، استفاده كرده و با استفاده از بسط تيلور، بجاي طرف راست معادله ، جملة قرار داده می شود بنابراين معادله ، به شكل زير در خواهد آمد:
(22-1-3-1)

از حل معادله فوق، خواهيم داشت: .
(23-1-3-1) چگالی سطح برحسب N بسامد شناوري می باشد .
اگر گراديان دما سبب ايجاد تغيير چگالي شود، آن گاه خواهيم داشت:
(24-1-3-1)
حال اگر اين گراديان دمايي بي‌درو، قابل ملاحظه باشد، معادله به صورت رابطه آمد:
(25-1-3-1)

Cp گرماي ويژه در فشار ثابت و دماي پتانسيل است.
همچنين براي اقيانوس، است كه ، گراديان قائم چگالي اندازه‌گيري شده می باشد و است که مقدار تصحيح اثر فشار بر چگالي آب را نشان می دهد و در آن، C سرعت صوت ميباشد.
در اينجا N مقدار پايداري استاتيكي محيط را نشان مي‌‌دهد. حال، اگر N2>0 باشد آن گاه، بسته شاره حول ارتفاع اوليه خود، نوسان خواهد كرد. يعنی اگر بسته شاره در حال بازگشت به ارتفاع

اوليه خود سرعت قائم پيدا ‌كند، هنگامي كه به سطح اوليه خود می رسد در اثر لختي، به ارتفاعي پايين‌تر از ارتفاع اوليه خود می رود و در محيط جديد، شارة سنگين‌تر، آن را احاطه کرده و با نيروي شناوري مثبت بطرف بالا حركت خواهد كرد و چرخة نوسان تكرار خواهد شد. براي مقادير مثبت2 N ، خواهد بود و اگر N2=0 باشد بسته شاره در حين حركت، حالت خنثي خواهد داشت و هيچ نيروي شناوري نخواهد داشت. اگر N2<0 با باشد، جابه‌جائي بستة شاره بطور نمايي افزايش خواهد يافت و نيروی شناوری ايجاد خواهد شد. که در اين صورت ناپايداری اشيايي ايجاد خواهد شد.

اگر در مسير جريان شاره با چينه‌بندي چگالي، عاملي باعث انحراف بستة شاره در جهت قائم شود، بايد تكانة شاره به اندازه‌اي باشد كه بر نيروي گراني كاهش يافته حاصل غلبه كند. اگر اندازة حركت افقي بسته شاره، قبل از رسيدن به مانع متناسب با u2 و مقدار انرژي پتانسيل در اثر حركت قائم، باشد و در آن، H مقدار جابه‌جائي قائم می‌باشد، و همچنين ، در صورتيکه محيط، داراي بسامد شناوري N باشد، آن گاه می توان يا شتاب كاهش يافته را از رابطة ذيل بدست آورد:
(26-1-3-1)

و اين در صورتي است كه چينه‌بندي چگالي حائز اهميت ‌باشد.

(2-3-1) تئوري آب كم‌عمق غيرچرخشي
برای بدست آوردن معادلة آب کم عمق غير چرخشی ، فرض می شود که z=h(x,y,t) ، ارتفاع از سطح آزاد يک سيال غير چرخشی تا عمق z=0 است.
و ، مولفه عمودي سرعت سيال و V2¬ مولفة افقي سرعت و P ، ميدان فشار و ، اپراتور كمكي روي قسمت افق باشد. حال با استفاده از فرضيات بالا و شرط مرزی خواهيم داشت:
(1-2-3-1)
(2-2-3-1) و
و با استفاده از معادلة پيوستگی و ادغام معادلات، دو رابطه بوجود می آيد که عبارتست از:
(4-2-3-1)
(5-2-3-1)
سمت راست معادلة (5-2-3-1) مستقل از Z است بنابراين مستقل از Z خواهد بود. اما اگر به z وابسته باشد آن گاه معادلة (2-2-3-1) وابسته به Z و تابع خطی از آن خواهد بود. و اگر فرض شود که باشد آن گاه معادله (2-2-3-1) به صورت رابطة (6-2-3-1) نوشته می شود:
(6-2-3-1)

اين معادله به همراه معادلات (3-2-3-1) و (4-2-3-1) و (5-2-3-1) يک مجموعه کامل براي تعيين v2, h خواهد بود. که به روش Benjamin (1962), Rouse (1961) معروف است که به معادلات آب کم عمق غير چرخشی نيز معروف است. اين معادلات کاربردهای زيادی دارد که به يک نمونه از آن در ذيل پرداخته شده است.

( 3-3-1) معادلات حاكم بر لايه هاي داراي اختلاف چگالي:
اگر سه لايه مطابق شکل (1-3-3-1) داشته باشيم که چگالي‌هاي آن‌ به ترتيب، فرض شود طوريکه باشد، آن‌گاه معادله حركت آن ها به صورت معادله هيدروستاتيک خواهد بود. حال اگر، اغتشاشات بالاي سطح داخلي تا ترازمياني و ضخامت عمودی لايه باشد، آن گاه بنابه روابط هيدروستاتيكي خواهيم داشت:
(1-3-3-1)
(2-3-3-1)
که ، به ترتيب فشار در سه لايه با چگالی های اند و گراديان های فشار آن ها بصورت ذيل خواهد بود.
(3-3-3-1)
(4-3-3-1)
براي لايه‌هاي مياني، ضخامت h و نسبت به ضخامت متوسط لايه بالاتر (H0) ، خيلي كوچکتر است.
مقدار برای لايه داخلی و ضخامت لايه خارجي، توسط عامل محاسبه می شود معادلة‌ پيوستگي از مقدار سرعت افقي V (x,y,t)، لايه نازك داخلی قابل توجيه است. همچنين شتاب افقي و گراديان فشارهاي افقي نيز مساوی صفر خواهد شد:
(5-3-3-1)
لايه خارجي خيلي نازک و دارای ضخامت کم است كه با قابل محاسبه است. بنابراين معادلة بصورت زير تقريب زده مي‌شود:
(6-3-3-1)
که معادلة فوق، با تقريب، بصورت زير بيان می شود:
(7-3-3-1)
آن گاه، خواهيم داشت:
(8-3-3-1) كه در آن شتاب کاهش يافته است. با جايگذاری شتاب نسبی و نيروی کوريوليس به جای گراديان فشار خواهيم داشت:
(9-3-3-1)
که معادله پيوستگي آب كم عمق به صورت زير خواهد شد:
(10-3-3-1)
در واقع، دو معادلة آخر، معادلات حاکم بر لايه های دارای چينه بندی چگالی اند:

(4-3-1) معادلات آب کم عمق:
با توجه به اين که اقيانوس، لايه های نازکی از شاره اند که حرکات بزرگ مقياس افقی دارند، مقياس پهنه ای آن ها خيلی بيشتر از عمق آنهاست يا . در اين قسمت، به مدلی از حرکت شاره کم عمق چرخان، ممکن، تراکم ناپذير و غير و شکسان پرداخته می شود که به مدل آب کم عمق، معروف است. اين مدل گرچه ساده است ولی نقص تقريب زمينگرد را ندارد و همچنين قادر به توصيف جنبه های مهم حرکات بزرگ مقياس اقيانوس است.

شکل (1-4-3-1) پارامترهای مدل آب کم عمق
يک لايه از شاره روی يک سطح افقی با کف مسطح در نظر گرفته ميشود. يکنواخت (چگالی يکنواخت)، بدون اثر و شکسانی روی سطح افقی که حول محوری قائم برسطح (جهت Z) با سرعت زاويه ای ثابت می چرخد ( )، حرکت می کند. ، جابجايي در سطح آزاد شاره است شکل (1-4-3-1) . با توجه به بزرگ بودن مقياس پهنه ای جريان نسبت به عمق شاره، فشار p در هر ارتفاع Z از کف هيدروستاتيکی است و عبارتست از:

(1-4-3-1)
چون گراديان افقی فشار در اين حالت، مستقل از Z است مؤلفه های گراديان افقی فشار عبارتند از:
(2-4-3-1)
(3-4-3-1)
بنابراين، حرکات افقی نيز مستقل از Z است بنابراين معادله تکانه افقی عبارتند از:
(4-4-3-1)
(5-4-3-1)
با توجه به مستقل بودن از Z ، معادلة پيوستگی نياز دارد که مولفه قائم سرعت W، به طور خطی از صفر در کف تا مقدار بيشينة آن در سطح آزاد شاره، تغيير کند. با انتگرال گيری از معادله پيوستگی در ستون شماره از Z=0 تا ، با توجه به اينکه U و V مستقل از Z هستند، داريم:
(6-4-3-1)

معادلات (4-4-3-1) و (5-4-3-1) و (6-4-3-1) معادلات آب کم عمق اند که شکل خطی شدة آنها بصورت ذيل می باشد.
(7-4-3-1)
(8-4-3-1)
(9-4-3-1)
در واقع سه معادله فوق، معادلات آب کم عمق می باشند، که با تلفيق آنها و بدست آوردن معادله ديناميکی، می توان حرکات موجی آب کم عمق را نيز، بررسی نمود.

فصل دوم
2- بررسی کانال صوتی و انواع آن
(1-2) سرعت صوت در آب دريا
يكي ازمهمترين ويژگي هايي که با دانستن آن می توان، به بسياري ازخصوصيات صوت پي برد، سرعت صوت مي باشد. سرعت صوت را معمولاً با حرفC نمايش مي دهند. كه مقدار آن درمواد مختلف(جامد، مايع، گاز) فرق دارد. مثلاً اگر گاز بعنوان محيط انتشار در نظر گرفته شود، سرعت صوت در آن نسبت به محيطی که چگالتر است، كمتر ، خواهد بود.(سرعت صوت درآب چهاربرابر

بيشتر از سرعت صوت در هواست) اگر چه ممكن است كه اين موضوع خلاف تصور ما باشد اما واقعيت اين است كه عامل مهمتري، يعني، كشساني ماده روي سرعت صوت تأثير مي گذارد. بنابر اين، مهمترين عامل تعيين كننده ميزان صوت، همين كميت مي باشد. و لازم به ذكر است كه سرعت صوت براي اقيانوس شناسان فيزيكي عامل بسيار مهم ، محسوب مي شود که آن هم به دليل اثرات مختلفي است كه سرعت صوت بر روي جذب و انعكاس صوت مي گذارد. پس لازم است كه كاملاً روش اندازه گيري و تعيين سرعت صوت توضيح داده شود.

با آزمايش روي حركت سيال، و از راه هاي متفاوتي ممكن است به يكديگر مربوط گردند. درقرن هفدهم نيوتن با استفاده از قانون بويل نوشت:

همچنين براي يك فرآيند همدما :
T=293K (1-1-2)
كه ازآن نتيجه مي شود( ) 290 يعني %5 كمتر از مقدار مشاهده شده تا سال 1816 كه لاپلاس مشاهده كرد درمبادله گرما ، تراكم، در يك برج صوتي، خيلي به سرعت، رخ مي دهد و فرآيند آن هم آنتروپي می باشد، هيچ مقدار صحيح براي سرعت صوت بدست نياورد.
براي يك انبساط هم آنتروپي دريك گاز كامل می توان نوشت:
(2-1-2)

با جای گذاری K293 T= در معادله (2-1-2)خواهيم داشت : ( 1- m.s )343C= ، که با نتايج تجربی يکسان بود. پيش بيني سرعت صوت درمايعات نسبت به گازها دشوار تر است زيرا سرعت صوت درآب دريا به عواملي چون فشار، شوري، دما و مقدار گازهاي معلق بستگي دارد.

اولين تلاش هاي جدي براي اندازه گيري سرعت صوت در دريا به سال 1927 بر مي گردد براي اين كار شخصی به نام Sunmst-Suado.. ، آزمايشي را به اين ترتيب انجام داد که يك جسم مادي را به داخل درياچه ي جنوا انداخت و با استفاده از زمان حركت ميان دو سيگنال در امتداد درياچه سرعت صوت را درآب اندازه گيری و محاسبه نمود. كه سرعت صوت درآب دريا ( m.s-1 )435/1 در دماي C º 1/8 بدست آورد كه به طور عجيبي به مقدار اندازه گيري شده جديد آن نزديك بود.

درتحقيقات بعدي نه تنها بقاء صوت در دريا با استفاده ازسرعت صوت تعيين شد، بلكه تلاش براي پيدا كردن روشي كه آن را با مقدار استاندارد شده ربط دهد، نيز صورت گرفت و با پارامترهاي ا قيانوس شناسي مرتبط ساخت پارامترهائي نظير دما، شوري، عمق، كه حتی رابطه ميان آنها را نيز توانستند از اين طريق بدست آورند. همچنين با استفاده از مفاهيم ديگري كه درتئوري وجودداشت مثلاً استفاده ازخواص اصلي آب (حجم ويژه،گرماي ويژه) تعاريفي براي سرعت صوت ارائه دادند و اندازه گيري هائي نيز درآزمايشگاه سرعت صوت براي گستره هاي دما، شوري، فشار انجام دادند.

با استفاده ازاين روش و با استفاده ازتئوري هاي مختلف، جدول سرعت صوت مدت ها قبل توسط هك (Heak)و جسروايز(gservice) و متيوز(matthews)و كواهاوا(kuwahara) تهيه شد كه تقريباً 20 سال ازآن بعنوان جدول استاندارد سرعت صوت نام برده شد.
اغلب روش هاي تجربي مدرن، سنجش صوت را مستقيماً با به كارگيري از روش ها و تكنيك هاي آزمايشگاهي با كنترل شرايط محيطي انجام داده اند.

نمونه هائي از اندازه گيري هاي ويسل( weissler) و دلگروسو (Del Grosso )و ويلسون (Wilson) موجود مي باشد كه ازهمين روش ها استفاده شده است.
هردو روش، اندازه گيري سرعت صوت برحسب سه كميت اصلي (دما، شوري، فشار) مي باشد. عوامل فيزيكي نام برده شده تنها عوامل موثر بر روي سرعت صوت نيست بلكه عواملي نظير آلودگي آب، حباب هاي موجودات زنده نيز روي سرعت صوت تاثيرگذار می باشد. وابستگي سرعت به دما ، فشار با عمق و شوري را با استفاده از روابط تجربي بدست مي آيد. مثل رابطة سرعت صوت در آب شيرين رابطه (3-1-2)، كه فقط تابعي از دما است ، از رابطه زير محاسبه می شود.
(3-1-2)

كه درآن T برحسب درجه سلسيوس و c برحسب متر برثانيه است.
و يا سرعت صوت درآب دريا، كه تابعي از دما، شوري و فشار(عمق ) است و از رابطه زير بدست مي آيد: (4-1-2)

كه T دما برحسب كلوين وS شوري برحسب قسمت درهزار و h فشار يا عمق برحسب متر مي باشد.
جدول (1-1-2) رابطه سرعت صوت برحسب دما، شوري، عمق

محدوده دما و شوري معادلات

جدول (1-1-2) نشان مي دهد که سرعت صوت دردريا با افزايش دما، شوري و عمق افزايش مي يابد. ضرائب تقريبي براي آهنگ تغييرات همراه با كميت هاي نشان داده شده درجدول (1-1-2) كاملاً مشخص مي باشد.

جدول (2-1-2) ضرائب نسبی سرعت صوت نسبت به دما و شوری و عمق

ضريب ضريب متغيرها


دماي نزديك به 70f


شوري


عمق

هنگام استفاده از معادلات مذکور بايد دقت كرد كه عواملي نظير واگرايي،جذب صوت، شكست و انعكاس صوت ، اتلاف و ديگر عوامل را درنظر گرفته نشده و اين يك فرمول ايده ال است كه فقط

عوامل اصلي را درخود گنجانده است كه بعد ازبررسي عوامل اصلي مختصراً به عوامل جزئي آن هم اشاره مي كنيم. نكته اي كه بايد مدنظر باشد اين است كه اين معادلات براي عموم اقيانوس ها با تقريب كمتر از1- m.s 1 صادق اند ولي معمولاً درمحاسبات، كه سرعت انتشار صوت در دريا مدنظر است از مقدار استاندارد آن يعني 1- m.s 1500 استفاده مي شود. درحالت كلي، سرعت صوت

برحسب عمق با زياد شدن فشار بطور منظم، افزايش می يابد.اما افزايش آن نسبت به ديگر عوامل بسيار کمتر است. تغييرات سرعت انتشاركه درنتيجه تغييرات دما صورت مي گيرد معمولاً خيلي زياد است بويژه در نزديكي سطح آب يعني محل هايي كه عواملي چون، فصل سال، زمان روز يا شب، ابري بودن هوا، وجود سرعت باد و حالت دريا، بسيار مؤثراند.

شكل(1-1-2)تغييرات سرعت و دما نسبت به عمق را نشان می دهد.
منحنيB = تغييرات سرعت نسبت به عمق نشان مي دهد يعني اينكه وقتي به ناحيه نزديك سطح آب كه تقريباً دماي ثابتي دارد مي رسيم (عمق 1000 متر)سرعت فقط بر اثر افزايش فشار،زياد مي شود.

منحنيA : تغييرات دما را نسبت به عمق نشان مي دهد. در عمق بيشتر از 100 متر، زير آب، دما با نظم بيشتري كاهش مي يابد. تا عمق 500 الي 1500 متر كه دماي آب در آنجا به 0C40 مي رسد. بعد از اين عمق تا كف دريا دما به كندي تغيير مي كند.
منحني‌C: منحني ساده شده سرعت صوت بر حسب عمق می باشد.
حال اگر اقيانوس را همگن و بيكران فرض شود عواملي نظير واگرايي و جذب صوت نيز در انتشار صوت و دخيل خواهند بود : (5-1-2)
كه 1 pو2 p فشار اكوستيكي درفاصله هاي 1 r و 2r از مركز انتشار صوت، ضريب جذب محيط برحسب بل برمتر. با دورشدن از منبع فشار كاهش خواهد يافت.
اگر 7/8= a ضريب جذب برحسب دسي بل برمتر باشد آن گاه ، معادله بالا بصورت زيردرخواهد آمد:
(6-1-2)
که در آن H ، اتلاف درهنگام تراگسيل و انتشار صوت نسبت به منبع صوتي كه در فاصله r قرار گرفته است را نشان مي دهد.

عوامل ديگري هم غير ازموارد بالا بر روي انتشار صوت تأثير گذار هستند، از جمله پديده شكست و انعكاس صوت، كه چون تأثير بسيار کمی دارند فقط به ذكر نام آنها اكتفا مي كنيم.
اما جذب صوت بسيار به فرکانس وابسته است. پس مناسب است كه هنگام مطالعه انتشار صوت و عامل مهمی که امواجي با فركانس همانند درنظر گرفته شود حتي درصورت لزوم دسته اي از امواج را با يكديگر تركيب.

در مجموع معادله وابستگي سرعت صوت به متغيرهاي اقيانوسي را مي توان به شكل عمومي تر زير نمايش داد:
(7-1-2)
كه درآن سرعت در دماي درجه سيليسيوس و شوري 35 قسمت در هزار و فشار سطح برحسب اتمسفر است. به ترتيب جملات تصحيح براي دما، فشار ئيدروستاتيك و شوري هستند و جمله تصحيح براي تغيير لحظه اي هر سه خصوصيت با يكديگر است .

در سال1960 روابط صفحه بعد براي سرعت صوت برحسب اين متغيرهابدست آورده شده که به صورت ذيل است:
(8-1-2)

كه درآنP برحسب كيلوگرم برسانتي متر مکعب و S ، برحسب قسمت درهزار و C ، برحسب متربرثانيه می باشد.

(1-1-2) تغيير پروفيل سرعت با تغيير عرض جغرافيايي ، فصل و زمان روز
با درنظر گرفتن دريا به صورت لايه هاي افقي، تغيير سرعت صوت با عمق بهتر قابل بررسي است. عمق و ضخامت اين لايه ها، مشخصاً به عرض جغرافيايي و فصل و زمان، مرتبط است.
لايه سطحي از سطح تا حدود 150 متر گسترش يافته كه بيشتر تحت تأثير اثرساعت روز و شرايط جوي است. درهواي آرام، دماي آب درلايه سطحي، به سرعت، با عمق كاهش مي يابد كه سبب ايجاد گراديان بسيار منفي سرعت صوت مي شود. درهواي طوفاني، عمل اختلاط، دراين لايه شديد بوده و نهايتاً گراديان دما را تا صفر كاهش مي دهدكه نتيجه آن، يك گراديان مثبت سرعت صوت حدود 017/0+ درثانيه مي باشد.

درهواي آرام در 10 متر اول سطح دريا، تغيير سرعت صوت بر اساس تغيير ساعات مختلف روز صورت خواهد گرفت. سطح دريا، حرارت را ازخورشيد دريافت كرده و تا بعد ازظهر ، گراديان منفي دما و سرعت صوت را ايجاد مي نمايد.
درطول شب، عمل اختلاط به علت حالت عادي امواج و همچنين حرارت برگشتي از سطح دريا به محيط ، باعث ايجاد گراديان منفي دما (كاهش دما) مي شود.
زير لايه سطحي، دماي آب كمتر، تحت تأثير اثرات انتقالي، نظيرطوفان يا دوره روز- شب است. بنابراين درآن جا تغيير قابل توجهي با فصول سال ديده مي شود. اين لايه ترموكلاين فصلي ناميده مي شود و تاحدود 300متري كشيده شده است. و داراي گراديان دمايي منفي می باشد (درعرضهاي متوسط)

لايه سوم، كه دارای گراديان منفي با عمق است، لايه ترموكلاين اصلي نام دارد که درآن با افزايش عمق ، كاهش دما کاهش، خواهد يافت. آن قدر اين کاهش ادامه دارد تا اين كه دما به حداقل خود، (دماي انجماد) برسد. اين لايه با تغييرات فصلي به آرامي تغيير مي كند و اگر سرعت صوت با كاهش دما و افزايش آن با عمق مقارن گردد ، پرتوهاي صوتي دراعماق آب منحرف يا منكسر مي

گردند. اين پديده درحدود 1000متري درعرضهاي مياني، رخ مي دهد. لايه آخر به دليل داشتن دليل دماي تقريباً يكنواخت ، لايه همدماي اعماق ناميده مي شود و سرعت صوت، دراين لايه، گراديان مثبت حدود 017/0+ برثانيه را دارد که با افزايش فشار ، افزايش مي يابد. درعرض هاي جغرافيايي بالا، اين لايه تا نزديكي سطح دريا گسترش مي يابد. ضخامت لايه فوق الذكر با عرض جغرافيايي،

زمان روز و شرايط جوي تغيير مي كند. شكل( 1-3-5) اثر عرض جغرافيايي روي سرعت صوت درآب هاي عميق براي دو منطقه اقيانوس اطلس شمالي و يك فصل را نشان مي دهد.

(2-2) جذب صوت
وقتي كه صوت در اقيانوس منتشر مي‌شود، قسمتي از انرژي اكوستيكي آن به گرما تبديل مي‌شود. جذب انرژي كه منجر به توليد گرما مي‌شود، اغلب ناشي از چسبندگي برشي است كه مربوط به نيروي بين لايه‌ها و يا عوامل جوي با لايه‌هاي اقيانوس است البته، چسبندگي حجمي هم كه تابع فرآيند‌هاي relaxation است، در جذب انرژي نقش مؤثري دارد. اغلب جذب، در محدودة فركانس هاي 100Hz – 100KHZ اتفاق مي افتد. اين باعث از بين رفتن شدت اکوستيکي مي شود البته بخش غيرهمگن امواج صوتي را نيز، مي توان به عنوان عامل ديگر نام برد. در مجموع، اثر تركيب جذب و پخش اصطلاحا،ً تضعيف گفته می شود. كه اندازه آن را با اندازه‌گيري جذب و پخش مي‌توان تعيين نمود.
دونفر به نام‌هاي Schulkin , Marsh ، از جمله کساني هستند كه از فرمول (1-2-2) براي تعيين تضعيف که در واقع ميزان جذب و پخش امواج را در محيط به هنگام انتشار صوت البته اين فرمول، فقط در محدوده 3KHZ-0/5MHZ کاربرد دارد. اين فرمول به قرار زير است:
(1-2-2)
P فشار هيدروستاتيكي برحسب kg/m3 است و S شوري بر حسب قسمت در هزار و ضرائب بر حسب KHZ است و T، برحسب Cْ مي‌باشد.
در اين فرمول، جمله اول داخل پرانتز، ميزان جذب ناشي از وجود Mgso4 جمله دوم آن جذب ناشي از چسبندگي را نشان می دهد و جمله داخل پرانتز دوم، رابطة جذب را با فشار هيدروستاتيكي نشان مي‌دهد. كه خيلي هم ضعيف است. مثلاً از بالاي سطح تا عمق 4 km، تغييرات فشار به 30% هم نمي‌رسد.

در فركانس‌هاي پايين (100HZ – 3KHZ)، تضعيف، را از فرمول بهتري كه بوسيلة Throp بدست آمده‌است، نيز مي‌توان بدست آورد. فرمول آن، عبارتست از:
(2-2-2)
در آن f، فركانس صوت برحسبKHZ است. هر دو جمله ساختارهاي relaxation است كه جمله اول جذب ناشي از اسيدبوريك (H3Bo3) و جمله دوم، جذب ناشي از MgSo4 است.
ضريب جذب اسيد بوريك (H3Bo3) براي مكان‌هاي مختلف، متغير است و بصورت تناوبي، تغيير مي‌كند كه مقدار آن با تغيير PH ، تغيير مي کند. اين وابستگي PH به شكل جمله اول در معادلة (2-2-2 ) بستگي دارد كه آن را با ضريب K نشان مي دهند. رنج اين مقادير در اقيانوس‌ها از 5/0 تا 1/1 است . برطبق معادلة (2-2-2 )، تضعيف صوت در فركانس پايين، بسيار كوچك است.

شكل (1-2-2)، در واقع داده‌هاي تجربي را براي فركانس‌هايي كه وابسته به ضريب‌اند را نشان مي‌دهد كه معمولاً براي اقيانوس اطلس، هند و درياي مديترانه و سرخ يکسان مي‌باشد. مطابق فرمول (2-2-2) براي فركانس‌هاي بالاتر از 3KHZ و عمق (m) 1230 Z= و براي فركانس‌هاي از 1/0 (Hz) تا (KHZ) 3 فرمول (2-2-2) کاربرد دارد. البته اضافه شود که ضريب جذب بدست آمده،

آزمايشات انجام يافته كاملاً مطابقت دارد. دو نفر به نام‌هاي Hamptan, Kibble whik تمام داده‌هاي روي جذب فركانس پايين را در usc مرور کرده‌اند و طبق جرم‌هاي آب، گروه‌بندي شده‌اند كه جرم‌هاي آب هم به پروفيل سرعت C(z) اختصاص داده شده‌. آنچه بعنوان نتيجه حاصل شده‌اند اينست كه براي usc و فركانس كمتر از KHZ1 ضريب جذب از فرمول قبل بدست خواهد آمد.