7/24/2019 Translate Arus

1/7

Gambar3.15 diagram ini menerangkan perbedaan antara kondisi (a) barotropik dan (b) baroklinik.

Intensitas dari warna biru berhubungan dengan densitas air.

(a) Aliran barotropik, permukaan isopiknik (permukaan densitas konstan) dan permukaan isobaris

paralel terhadap slope yang berkurang konstan terhadap kedalaman. Karena slope dari permukaan

isobaris berkurang secara konstan secara horisontal terhadap gaya gradien tekanan dari B ke A level

referensi . Arus geostropik, adalah konstan terhadap kedalaman.

(b) Aliran baroklinik, permukaan isopiknik perpotongan dengan garis luar permukaan isobar. !ada

kedalaman dangkal, permukaan isobaris adalah paralel untuk seluruh permukaan laut dengan

berkurangnya kedalaman slopenya men"adi kecl, karena densitas rata# rata dari kolom air pada A

adalah lebih banyak dari pada di B. $ensitas rata# rata pada kondisi barotropik (densitas rata# rata

pada dua daerah tersebut adalah sama). %eperti permukaan isobaris men"adi men"adi berkurang

mendekati horisontal. &aka gaya gradien horisontal bertambah dan maka ter"adi arus geostropik, dan

pada beberapa kedalaman permukaan isobari adalah horisontal dan arus geostropiknya adalah nol.

'.'.'. Penentuan kecepatan arus geostropik

atatan dari sekarang, kita akan membiasakan mengikuti kebiasaan praktis dan

menggunakan aturan garis isobar dan isopiknal bergabung titik dari tekanan sama dan

idensitas sama, malahan mengenai lebih banyak tidak praktis *permukaan isobar+ dan

*permukaan isopknik*.

Kita telah melihat aliran geostropik slope permukaan laut, isobar, dan isopiknaladalah semuanya berhubungan untuk kecepatan arus. Artinya bahwa pengukuran slope

dapat digunakan untuk menentukan kecepatan arus.

Dalam kondisi barotropik, bagaimana bisa kecepatan arus geostropik dapat dihitung?

$alam teori, "ika slope muka air laut dapat diukur, kekuatan arus dapat

ditentukan dengan menggunakan persamaan gradien (persamaan '.). $alam

praktiknya, ini hanya tepat digunakan untuk aliran selat berpalung dimana muka laut

rata# rata pada tiap bagian bisa dihitung menggunakan data tide gauge+ pengukuran

slope muka air dalam laut terbuka yang mungkin terlalu ekstrim, "ika tidak

memungkinkan dengan metode oceanografi tradisional.

$alam praktiknya, distribusi densitas, seperti digambarkan dengan slope

isopiknal, bahwa digunakan untuk menentukan aliran arus geostropik di laut terbuka.

Mengapa harus slope muka laut relative lurus dari tempat penentuan dari distribusi

densitas dalam volume laut?

7/24/2019 Translate Arus

2/7

Karena densitas adalah fungsi dari temperatur dan salinitas, yang mana

keduanya berhubungan dan cukup baik serta mudah diukur dengan ketelitian yang

dibutuhkan. -al ini "uga merupakan fungsi dari tekanan atau, untuk perkiraan awal,

kedalaman, yang mana "uga cukup baik serta mudah untuk pengukuran dengan

ketelitian.

!engukuran dstribusi densitas "uga memiliki keuntungan #seperti kita observasi

awal# bahwa dalam kondisi baroklinik slope isopiknal adalah beberapa ratus kali dari

muka laut dan isobar lain.

alaupun, ini penting bahwa pengamatan dari fakta bahwa slope isobar tidak

hilang. Bahwa kita ditarik kedalamnya pada akhirnya, karena mereka mengontrol

tekanan gradien horisontal+ penentuan slope isopiknal adalah dalam sebuah ilmu hanya

sebuah arti dari awal sampai akhir.

/ambar '.0 (a) dan (b) adalah dua dimensi versi dari gambar '.1 (a) dan (b).

!ada situasi tersebut ditun"ukkan pada (a), kondisinya adalah barotropik dan kecepatan

arus, u, adalah konstan terhadap kedalaman.

Bagaimana bisa penentuan u didapat dari distribusi densitas?

Kita tahu bahwa dari beberapa permukaan isobarik membuan sebuah sudut

secara horisontal, kecepatan usepan"ang permukaan bisa dihitung dengan menggunakan

persamaan gradien

$imanafadalah parameter coriolis dan g adalah percepatan keduanya terhadap

gravitasi.

Gambar 3.16(a). Kondisi Barotropik, slope isobar adalah tanpada seluruh kedalaman, kecepatan arus

geostropis 2 untuk (g/f)pada seluruh kedalaman.

(b). Kondisis Baroklinik, slope isobar bervariasi terhadap kedalaman. !ada kedalaman 3 hubungan

isobar terhadap tekanan memiliki slope tan. !ada kedalaman 2 (pada level referensi), hubungan

isobar terhadap tekanan 2diasumsikan men"adi horisontal (untuk lebih detail, lihat teks)

Kondisi seperti ini adalah barotropik, isopiknal adalah hubungan paralel

terhadap isobar dan kita dapat mendapatkan determinan dengan pengukuran slope dari

isopiknal. Kecepatan uakan didapatkan dengan

7/24/2019 Translate Arus

3/7

pada seluruh kedalaman dalam kolom air. !ada kedalaman yang tidak bervariasi

arus yang mengalir pada kondisi barotropik (isobar berhubungan dengan slope

permukaan laut) terkadang digambarkan sebagai *arus slope* + arus tersebut sangat kecil

sehingga seringkali diukur secara langsung.

Beda arus geostropis adalah aliran pada kondisi baroklinik berubah terhadap

kedalaman (/ambar '.1 (b)). %ayangnya, dari distribusi densitas sendiri kita hanya

dapat menarik kesimpulan kecepatan arus relatif+ yaitu kita dapat menyimpulkan

perbedaannya dalam kecepatan arus antara kedalaman yang satu dengan yang lain.

alaupun, "ika kita tahu slope isobaris atau kecepatan arus pada beberapa kedalaman,

kita boleh menggunakan distribusi densitas untuk menghitung berapa banyak (kurang)

slope isobaris dan oleh karena itu kita dapat mengetahui kecepatan arus geostropik pada

kedalaman yang lain. &udahnya, lebih baik hal ini sering diasumsikan bahwa pada

beberapa level dalam (diketahui seperti *level referensi*) isobar adalah hori4ontal

(adalah gaya gradien tekanan horisontalnya adalah nol) dan oleh karena itu kecepatan

geostropiknya adalah nol. Kecepatan arus relatifnya dihitung dengan tepat mengenai

level referensi yang boleh diasumsikan men"adi kecepatan absolut. 5ntuk hal ini kita

dapat menggunakan pendekatan ini.

6ihat lagi /ambar '.0 (b), yang mana pada sudut yang benar dari gambar garis

silang dari samudra kita dapat mengasumsikan untuk arus geostropik. A dan ! adalah 7

stasiun oseanografi, "araknya 6. !ada masing# masing stasiun, pengukuran temperatur

dan salinitas men"adi bervariasi pada setiap kedalaman, dan untuk menyimpulkannya

digunakan beberapa variasi densitas terhadap kedalaman. alaupun, "ika kita katakan

bahwa apa perlu menemukan kecepatan geostropik pada kedalaman 3, kita benar#

benar membutuhkan untuk mengetahui variasi tekanan pada kedalaman untuk masing#masing stasiun, maka kita dapat menghitung slope dari isobar pada kedalaman 3.

Kenapa kita ingin tahu slope isobar?.

&aka kita dapat menggunakan persamaan gradien ('.a), dan oleh karena itu

akan mendapatkan nilai u.

Asumsi bahwa dalam secara teoritic pada daerah samudra telah dipilih men"adi

level referensi pada kedalaman 32. $ari pengukuran temperatur dan salinitas, kita tahu

bahwa densitas rata# rata 8 dari kolom air diantara kedalaman 3dan 32 adalah paling

7/24/2019 Translate Arus

4/7

besar pada stasiunA dari pada stasiun B+ adalah A>B. 9arak antara isobar pdan p2

harus untuk mendapatkan nilai lebih besar a daripada B., karena tekanan hydrostatik

adalah diperoleh dari gh, dimana h adalah ketinggian dari kolom air (perhitungan '.:).

Isobar p harus ada untuk menaikkan slope dari A ke B, membuat sebuah sudut

dengan horisontal, seperti diketahui pada gambar '.0 (b).

Bagaimana bisa tan din!atakan dalam hubungan "arak !ang ditun"ukan pada

gambar #.$ (b)?

-al tersebut didapatkan dengan

%ubtitusi untuk tan , dalam gradien persamaan ('.a), kita dapatkan

%

h&hB

f

gu

!erbedaan dalam tekanan hidrostatik antara isobar pdan p7 adalah sama antara A dan

B, sehingga

BghB&gh& =

i.e.&

bhBh&

=

%ekarang kita mempunyai persamaan yang dapat disimpulkan bahwa kecepatan

arus geostropik u dari distribusi densitas, kita akan menyebutnya sebagai ;persamaan

geostropik;. $engan menggunakan persamaan geostropik , seperti yang ditun"ukkan

pada gambar '.0(b), "awaban pertanyaan '. 4,dan diperoleh hasil yang error pada B

dikarenakan u , yang "uga terlalu kecil.

$alam pertanyaan '.

7/24/2019 Translate Arus

6/7

sudut kanan pada awal, dan total arus yang dihitung dengan melalui kombinasi dari dua

komponen pada cara ini dengan menggunakan data dari suatu grid station.

Batasan penting kedua dari metode ini diatas, seperti yang telah didiskusikan

lebih awal, ini hanya dapat digunakan untuk menentukan kecepatan relatif. $emikian

pula dalam perhitungan arus geostropik pada pertanyaan '. level referensi > arus bernilai nol. $alam

kenyataannya pengukuran arus menampakkan bahwa disana terdapat arus, katakanlah

2.21 ms#pada kedalaman ini, "umlah ini dapat bertambah kecepatannya pada seluruh

kedalaman.

%atu pendekatan adalah untuk menganggap arus apa sa"a tetap berlangsung

dibawah level reverensi yang dipilih sebagai bagian ;barotropic; dari aliran (/ambar

'. beda sesuai fungsinya

hanya pada kedalaman, dan sangat rata "ika mereka tidak hori4ontal, isobar dan

isopiknal kemungkinan besar akan men"adi paralel satu sama lain.

?idak, kecepatan arus geostropikudidapatkan dengan menggunakan persaman

'.' akibat hasil dari variasi lateral pada densitas (i.e diakibatkan oleh perbedaan antara

& dan B ). fek lain dari gradien tekanan hori4ontal bahwa bekas tetap dengan

kedalaman adalah tidak termasuk pada persamaan '.'. $alam kenyataanya, ;aliran

barotropic; merupakan hasil dari suatu slope permukaan laut yang diakibatkan oleh

angin, dan ;aliran baroclinic; dihubungkan dengan variasi lateral pada densitas > atau

menga"ukan cara lain, ;slope arus; dan ;arus relatif; > tidak akan mudah dipisahkan

satu sama lain seperti usulan pada gambar '. rata pada skala luas, tidaklah masalah

?entu sa"a, dalam beberapa cara bahkan dapat diperoleh untuk suatu keuntungan

dikarenakan hal tersebut berarti bahwa efek fluktuasi dalam skala kecil adalah diluar

7/24/2019 Translate Arus

7/7

rata > rata, terus dengan variasi dalam aliran yang bertempat selama waktu pengukuran

yang dibuat dilakukan (kemungkinan dari beberapa hari hingga beberapa minggu)

Kita telah melihat bagaimana informasi mengenai distribusi dari densitas dengan

kedalaman yang dapat digunakan untuk menentukan suatu profil dari kecepatan arus

geostropik dengan kedalaman secara mendetail. alaupun antara densitas dan

kecepatan arus secara umum berubah > ubah secara terus menerus dengan kedalaman

(/ambar '.: (a)) dan gambar '. tiap lapisan

terdiri dari suatu densitas dan kecepatan yang konstan. !enyederhanaan ini lebih sering

diaplikasikan dengan pertimbangan bahwa terdapat gerak percampuran pada lapisan

permukaan, yang mana diasumsikan bahwa suatu lapisan homogen terpisah dari yang

lebih dalam, air yang lebih dingin dari suatu densitas kasar yang tidak tersambung

( gambar '.:(b)). !ada situasi ini, slope dari permukaan laut dan interface akan

ditun"ukkan pada gambar '.C(a) dan, untuk lebih baik, kecepatan arus geostropik dari

lapisan yang paling atas akan dapat dihitung dengan menggunakan asumsi bahwa pada

lapisan terendah tak bergerak. /ambar '.C(a) adalah suatu contoh dari model

kompleks, yang mana kadang "uga mengira > ngira pada kenyataan, disini terdapat tiga

lapisan yang homogen, dengan lapisan intermediate aliran yang berlawanan petun"uk

dengan dua yang lain

!ada bagian lima, kamu akan melihat betapa banyak penyederhanaan yang dapat

menolong kita untuk menginterpretasikan struktur densitas dan temperatur dari atas laut

dalam istilah kecepatan arus geostropik.