جریانات دریایی

دسته: جغرافیا
بازدید: 25 بار
فرمت فایل: doc
حجم فایل: 5856 کیلوبایت
تعداد صفحات فایل: 233

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 یك ونیم برابر، بیشتر، در انتقال گرما، نقش دارد كه دلیل آن، بالا بودن سرعت حركت اتمسفر نسبت به جریانات اقیانوسی است علاوه برآن، عوامل زیادی مانند جزرومد (كشند) حركت وضعی زمین ،‌همرفت،‌انواع بادها ،

قیمت فایل فقط 6,900 تومان

 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 یك ونیم برابر، بیشتر، در انتقال گرما، نقش دارد كه دلیل آن، بالا بودن سرعت حركت اتمسفر نسبت به جریانات اقیانوسی است. علاوه برآن، عوامل زیادی مانند جزرومد (كشند) حركت وضعی زمین ،‌همرفت،‌انواع بادها ،‌فشار آب ،‌غلظت وامواج، سبب ایجاد جریانات دریایی می شود كه می‌توان آنها را سه دسته عمده زیر تقسیم نمود:

1-1)                                            جریانات جزرومدی (كشندی)

1-2)                                            جریانات ناشی از باد

1-3)                                            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 كه در این فصل به بررسی هریك از این عوامل پرداخته می‌شود،‌بلاخره عامل اختلاف چگالی، كه موضوع اصلی این پروژه است.

1-1)جریانات جزرومدی (كشندی)

به بالا و پایین آمدن سطح آب دریا، در اثر گرانش اجرام سماوی، مثل ماه، زمین و خورشید ،‌جزرومد یا كشند گویند. و به حركت افقی آن در اثر حركت جزرومد (عمودی) جریان جزرومدی (كشندی) گویند. غیر از ماه و خورشید،‌سیاره‌های دیگری نیز، برروی زمین،‌نیروهای كشندی اعمال می كنند. اما مقادیر آنها در مقایسه با نیروهای نام برده، بسیار كوچك است.

اگر ماه و زمین و خورشید در یك راستا قرار گیرند،‌آن گاه ، بالاترین كشند (مهكشند) بوجود خواهد آمد و اگر در راستای عمود برهم قرار گیرند آن گاه كمترین (كهكشند) را خواهیم داشت.

دو تئوری برای جزرومد وجود دارد. یكی تئوری‌ تعادلی و دیگر، تئوری دینامیكی است.

تئوری تعادلی، براساس قانون جاذبه یا ثقل نیوتن تعریف شده است و فرمول آن برمبنای فرمول نیروی گرانش، كه به صورت  نوشته می‌شود، است. كه در آن F ، نیروی گرانشی برحسب نیوتن و G ،‌ثابت گرانش جهانی كه مقدار آن برابر 10¹¹*67/6 است و R ،‌فاصله بین ماه و زمین برحسب متر و M_m ،‌جرم ماه برحسب كیلوگرم و M_E، جرم زمین برحسب كیلوگرم می باشد. این تئوری توسط شخصی به نام داروین (1911) و( Darwin) ، پیشنهاد شده است . او فرض كرد كه تمام زمین،‌پوشیده از آب است كه دارای عمق ثابت و دانستینه یكنواخت می باشد. همچنین، تنها،‌نیروی وارد برآب را نیروی كشندی را در نظر گرفت. سپس مطابق شكل (1-1-1) با درنظر گرفتن ماه در راستای زمین و سمت چپ و بار دیگر سمت راست آن،‌برآیند نیروهای كشندی وارد برزمین را در قطبین و بار دیگر در نقاط چپ و راست آن كه در ابتدا وانتهای آن خط استوار واقع‌اند. را بدست آورد و با استفاده از رابطه نیروی برآیند بدست آمده، جابه‌جایی آب را روی كرة زمین رامشخص نمود شكل (1-1-2) ، برآمدگی‌های كشندی را در نقاط c,a طبق تئوری تعادلی،‌نشان می‌دهد.

شكل (1-1-2) برآمدگی جزرومد برطبق تئوری تعادلی

شكل (1-1-1) شكل نیروهای كشندی وارد بر زمین از طرف ماه است.

تئوری بعدی. تئوری دینامیكی است كه توسط لاپلاس (Laplace) مطرح شد. او فرض كرد كه اقیانوس همگن و عمق آب در آن ثابت باشد و علاوه برنیروی كشندی. و نیروهای دیگری مانند نیروی اصطكاك و كوریولی 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 A_i ،دامنة حزرومدی مولفه‌های مختلف زمانی، برحسب متر و Ti ، دورة‌ تناوب آن‌ها برحسب ثانیه و Si فازهای حركت جزرومدی مولفه های زمانی برحسب درجه می باشد.

 دراثر حركت زمین به دورخورشید حركت ماه به دور زمین، حركت زمین به دور ماه و خورشید و حركت مجموعه ماه و خورشید به دور زمین و همچنین مدار بیضوری حركات و زاویه قرار گرفتن آنها نسبت به یكدیگر ، 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 M_f(جزرو مد ماه دوهفته‌ای) است. كه هر كدام 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 كم عمق آبی است. استفاده می شود. همچنین می‌توان باتوجه به تناوبی بودن این نوع حركت، سرعت جریانات جزرومدی را از فرمول زیر محاسبه و بدست می‌آورند.

(1-1-2)                                                                                            

كه 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 یك برمتر و فركانس زاویه‌ای جریان جزرومدی برحسب رادیان برثانیه است فرمول فوق در آبهای كم عمق، نظیر خلیج فارس ،‌هم برای محاسبة سرعت جریان جزرومدی،‌استفاده می شود.

1-1)        جریانات ناشی از رانش باد

جریانات ناشی از باد، همان جریان های سطحی‌اند كه در اثر وزش باد برسطح اقیانوسها بوجود می‌آیند كه 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 حركت سطی آب، تئوری‌ها و قطریه های زیادی بیان شد اما  نانسن (nunsen) جزء اولین كسانی بود كه راجع به جریان ناشی از تنش باد تحقیق نمود. او دید كه كوههای یخی در نواحی قطبی در نیمكرة شمالی، در جهت باد حركت نمی كنند بلكه منحرف می‌شوند. او تنها، با یك توصیف كلی ،‌مقدار انحراف حركت را ْ40 – ْ20 درجهت راست باد، برآورد كرد. بعد از وی، فردی به نام اكم (Ekman,102-1995) با استفاده از فرضیات ایده‌آل و بكارگیری فرمول‌های تنش باد توانست ثابت كند كه زاویه انحراف، ْ 45 است.

فرضیات ایده‌آل او به شرح ذیل می باشد:

1)     هیچ‌گونه، مرزی وجود ندارد.

2)      باد،‌به صورت پیوسته و یكنواخت می‌وزد.

3)      آب، همگن است.

4)     نیروی كوریولیس (f) ثابت است.

5)      آب، بی‌نهایت عمیق است و از اصطكاك بسته صرفنظر می شود.

6)      ضریب چسبندگی ملكولی (A_z) ، ثابت است.

7)      از منابع دیگر حركت مثل جزرومد و اختلاف چگالیب، صرفنظر می شود.

8)     حالت مانایا پایدار یا steady state را برای آب درنظر گرفته می‌شود.

آن گاه معادلات اكن به قرار زیر خواهند بود:

در معادلات فوق Az، ضریب چسبندگی ملكولی ، v,u سرعت جریان در راستای f,y,x نیروی كوریولی و f،‌چگالی یا دانستیة آب می باشد.

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

(1-2-3)                                                                                                                    

(1-2-4)                                                                                                                    

در معادله‌ی (         ) علامت مثبت برای نیم‌كرة شمالی و علامت منفی برای نیمكرة‌ جنوبی بكار می‌رود. در معادلة بالا ، .جریان سطحی اگمن نام دارد و از فرمول بدست می‌آید عسق اكمن‌ یا عمق نفوذ باد نامیده می‌شود. نتایجی كه اكمن از این روش گرفت به شرح ذیل می باشد:

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

یعنی در نیمكرة شمالی جریان ناشی از وزش باد، ْ45 به سمت راست منحرف       می‌شود. كه در معادلة با علامت مثبت در نیمكرة جنوبی، با علامت منفی، نشان داده می شود.

2) طبق معادلة (      ) با افزایش عمق(افزایش Z) سرعت جریان به صورت نمایی كاهش می‌یابد و زاویة انحراف به صورت فعلی افزایش می‌یابد.

شكل (1-2-1) نمایی از كاهش سرعت جریان با افزایش عمقی در جهت عقربه‌های ساعت.

2)     اگر  Z=-D باشد آن‌گاه مقدار سرعت صوت، 04/0 سرعت صوت در سطح خواهد شد. عمق D_E ، عمق نفوذ باد گفته می شود. و به لایه‌ای كه دارای ضخامت D_E       می‌باشد. لایه اكمن گفته می شود. كاهش و تغییر جهت بردارهای سرعت از سطح تا عمق را مارپیچ اكمن (Ekman spiral) نیز گویند. (مطابق شكل C)

شكل (1-2-2) مارپیچ اكمن بردارهای سرعت‌ جریان در عمق‌های یكسان نشان می‌دهد.

براساس نظریة (Ekman) ممكن است كه در اثر وزش باد، از اطراف به طرف هم حركت كند، كه همگرایی (Conve vgence) را ایجاد كند و یا این كه از هم دور شوند  باعث ایجاد واگرایی (Divergence) خواهد شد.

كه هركدام در شكل‌های ذیل نشان داده شده‌اند.

شكل (1-2-4) واگرایی جریان آب

شكل (1-2-3) همگرایی جریان آب

كسانی غیر از اكمن (Ekman) نیز در مورد این موضوع(اثر باد بر روی آب) تحقیقاتی كرده‌اند و علاوه بر تنش باد نیروهای دیگری از قبیل گرادیان فشار و اصطكاك بستر اصطكاك جانبی را نیز در نظر گرفتند. اما در مجموع تئوری اكمن (‌Ekman) بهترین و كاملترین 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 كمیت‌های فیزیكی است كه با حرف  نشان داده می شود  و تعریف آن براساس فرمول  ، جرم واحد حجم می باشد كه واحد آن در دستگاه SI،  است. اما برای تعیین چگالی نمی توان از این فرمول استفاده نمود و باید آن را از كمیت‌های وابسته به آن یعنی، دما و شوری و فشار اندازه‌گیری و محاسبه نمود.

75% از كل اقیانوس‌های جهان، دارای چگالی بین  4/1026تا   است. به شرط آن كه فشار و تراكم در نظر گرفته نشود. و اقیانوس، همگن فرض شود، آنگاه می توان تغییرات کوچک چگالی صرفنظر کرد. اما این تغییرات كوچك ممكن 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 یك 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 كه 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.

(4-1-3-1)                                       

یكی از مهمترین كاربرد حجم ویژه، محاسبه ارتفاع دینامیكی است. كه عبارتست از:

(5-1-3-1)                                       و                                 

تغییرات ارتفاع دینامیكی از دو سطح b, a با اختلاف گردایان فشار افقی ، متناسب است که به صورت زیر نوشته می شود:

                                                     و     

                    (6-1-3-1)                                                 

كه ، همان ارتفاع ژئوپتانسیل است.

همانطوریكه بیان شد قابلیت تراکم پذیری بیشترین اثر را برروی چگالی دارد. اما با از بین رفتن قابلیت تراكم‌پذیری آب دریا، در صورتیکه دما و شوری همزمان با عمق افزایش یابد پایداری نیز افزایش خواهد یافت که بنا به تعریف عبارتست از:

(7-1-3-1)                                                                       

می‌توان از فرمول دیگر نیز برای محاسبه پایداری استفاده نمود كه عبارتست از:

(8-1-3-1)                                                                       

 همان چگالی پتانسیل است که تابع شوری و دما است و  تابع فشار نیست.

به علت تغییرات تراكم‌پذیری همراه با دما، فرمول بالا به شکل فرمول زیر در خواهد آمد.

(9-1-3-1)                                                                      

 چگالی برحسب و g شتاب گرانشی برحسبو C، سرعت صوت برحسب  در آب دریاست كه  تابع دما و چگالی و فشار است. می توان از فرمول پایداری C، سرعت صوت را نیز بدست آورد که عبارتست از:

(11-1-3-1)                         

این رابطه نشان می دهد که تغییرات چگالی نسبت به عمق با سرعت صوت در آب دریا رابطة عکس دارد.

علاوه بر موارد ذکر شده، معادلات حاكم بر حركت 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 دینامیكی 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 كه 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 كه 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 كه اختلاف غلظت (شوری) وجود دارد، انتقال جرم، حائز اهمیت خواهد بود. چون شوری و گرما، جزء خواص دریا هستند و همرفت را ایجاد می‌كنند اغلب، به این نوع همرفت، همرفت‌ ترموهالاین گفته می شوند.

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

(11-1-3-1)   (U سرعت جریان برحسب        ، می باشد.)                           

در جمله‌های لختی و همچنین در معادلة تكانه، تغییرات چگالی در نظر گرفته نمی‌شود. اما در نیروی گرانشی (F)، تغییرات چگالی لحاظ می‌شود یعنی:

(1-3-1)                                                                          

، چگالی در سطح برحسب  و ، تغییرات چگالی برحسب  و g ، شتاب جاذبه ای برحسب  است.

كه شتاب گرانشی در مقیاس كوچك عبارتست از:  كه  و  ، که مختصات قائم به طرف بالاست. بنابراین:

(13-1-3-1)                                        

اگر فشار را  باشد، با استفاده از (معادلة بالا) و هیدروستاتیك، معادله تكانه معروف به معادله نویراستوكس بصورت زیر تعریف می‌شود:

(14-1-3-1)                                                  

كه در آن نیروی ارشمیدسی است كه 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 معادلة فوق فقط جمله‌ای كه 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 كه دامنة تغییرات T زیاد نیست. بین  و (اختلاف دما) رابطه خطی در نظر گرفته می‌شود.

(15-1-3-1)                                                                     

، ضریب انبساط گرمایی شاره برحسب  است.

بنابراین معادلة دینامیكی بوسینك بصورت زیر در خواهد آمد:

(16-2-3-1)                                                  

 ضریب چسبندگی می باشد.

از طرفی، شار رسانشی گرما از رابطه كه در آن k ضریب رسانشی گرمایی ملكولی شاره است، بدست می آید،  بنابراین خواهیم داشت:

(17-1-3-1)                                                            

J آهنگ تولید گرما در واحد حجم است. و اگر K ثابت فرض شود معادلة گرما به شكل زیر نوشته می‌شود.

(18-1-3-1)                                                            

جریان‌های با تغییر غلظت ماده مثل شوری را نیز می‌توان به طور مشابه رابطه‌بندی كرد.

(19-1-3-1)                                                           

که در آن S شوری و T دما می باشد. هنگامی كه یك شاره دارای چینه‌بندی چگالی است، بعنوان مثال هنگامی كه یك لایه آب گرم روی یك لایه آب سرد قرار می‌گیرد در صورت عدم اختلاف سرعت بین دو لایه، سیستم شاره پایدار می‌ماند و سازوكار دیگری در این حالت وجود ندارد كه بر نیروی شناوری غلبه كند این حالت بجز، هنگامی كه چینه‌بندی چگالی در اثر دو یا چند مولفه با ضرایب پخش ملكولی متفاوت باشد، در همه موارد صادق است. در این حالت، ناپایداری در اثر پخش سریعتر یك مولفه نسبت به دیگری، ممكن است باعث حركات شدید و اختلاط در جهت قائم شود كه به این عمل، همرفت پخش دوگانه گویند. برعكس اختلاط تلاطمی، كه سبب افزایش انرژی پتانسیل بر سیستم شاره و استهلاك انرژی جنبشی می‌شود، همرفت پخش دوگانه سبب كاهش انرژی پتانسیل سیستم شاره می‌شود. بنابراین ضریب پخش چگالی، منفی و در كل، 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 ملكولی، پخش می‌شود كه 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 كم، شوری و دما با افزایش عمق كاهش می‌یابد. این حالت سبب همرفت پخش دوگانه از نوع رژیم انگشتی می‌شود. حالت عكس این وضعیت كه 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 سازوكارها در شارش گرما و شوری در دریا، نقش بسیاری موثری دارند.بطوریکه اثرات آن‌ها سبب ساختارهای لایه‌ای در دریا می‌شود كه ممكن است بر ضرائب پخش قائم گرما، جرم و تكانه 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، یك لایه گرم و كمی شور را روی یك لایه سرد و شیرین در نظر بگیرید. تمركز شوری و دما در دو لایه طوری است كه لایة پایینی سنگین‌تر از لایه بالایی است در این حالت از نظر استاتیکی سیستم شاره، پایدار است.

حال اگر یك 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 كافی از دست بدهد بطرف پایین حركت می‌كند ولی اگر گرما بگیرد بسته‌ای كه به طرف بالا حركت می‌كند و سبكتر می‌شود و در اثر گرفتن گرمای بیشتر، به طرف بالا، به حركت خود ادامه می دهد و حركاتی به صورت ساختار قائم انگشت كه به رژیم انگشتی معروف است خواهد داشت که عامل اصلی. ناپایداری آن، شوری است و گرما در واقع، نقش پایداركننده 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 كه شوری خود را حفظ می‌كند ، سنگین‌تر شده و به مكان اولیه خود باز میگردد. در این صورت یك حركت نوسان رخ می‌دهد که باعث حركت شاره می‌شود و باعث کاهش انرژی پتانسیل سیستم می شود. با توجه به این كه اختلاف چگالی بین دو لایه بیشتر می‌شود، ضریب انتقال چگالی منفی خواهد بود. رژیم پخش در اقیانوس‌ها معمولاً در عرض‌های بالا، زیاد، رخ می‌دهد.

جهت دریافت فایل جریانات دریایی لطفا آن را خریداری نمایید

قیمت فایل فقط 6,900 تومان

برچسب ها : جریانات دریایی , دانلود جریانات دریایی , جغرافیا , دریا , جریانات دریایی و جوی , تابش خورشید , جریانات , پروژه دانشجویی , دانلود پژوهش , دانلود تحقیق , دانلود پروژه