Wind Driven Ocean

Wind Driven Ocean

Circulation

Pada mulanya ilmuan mengira bahwa Angin mengerakkan arus laut. Kemudian iluan meneliti kembali tentang arus laut. Para peneliti mengamati beberapa arus besar yang terjadi di laut, seperti arus balik utara khatulistiwa pada samudra atlantik,dan perlawanan angin(upwind) di Samudra Pasifik. Navigator spanyolpada abad 16 mencatat arus laut kuat yang menuju ke utara sepanjang pantai Florida yang terlihat tidak berkolerasi dengan angin. Penyebab/penggerak arus laut telah ditemukan dan diteliti oleh ilmuan yang kemudian dipublikasikan dalam 3 makalah yaitu :

Harald Sverdrup (1947) menunjukkan bahwa sirkulasi berada berkilo - kilo meter di atas

atau lebih di atas laut yang secara langsung berhubungan dengan gelombang(curl) kekuatan

angin jika gaya coriolis berbeda dengan garis lintang

Henry Stommel (1948) menunjukkan bahwa sirkulasi di pusaran samudra asimetris disebabkan oleh perbedaan gaya Coriolis dengan garis lintang.

Walter Munk (1950) menambahkan eddy viscosity dan perhitungan sirkulasi di atas laut

samudra pasifik.

Bersama, ketiga oceanografer tersebut menemukan dasar teori yang mendasari teori moderen tentang sirkulasi di laut.

11.1 Sverdrups Theory of the Oceanic Circulation

Ketika Sverdrup sedang menganalisis observasi arus laut di ekuator, dia mendapatkan hubungan antara curl of wind stress( kekuatan putaran angin) untuk masa transportasi di atas laut. Untuk memperoleh hubungan tersebut sverdrup mengasumsikan bahwa alirannya stasioner,gesekan dan vriscositi( kerapatan/daya lengket) molekulnya kecil, sifat non - linier seperti u u/x nya kecil,dan turbulensi dekat permukaan lautnya dapat didiskripsikan menggunakan vilkositi putaran arus yang verikal. Diasumsikan juga bahwa angin yang mengendalikan sirkulasi menghilang pada kedalaman tertentu. Dengan asumsi ini, komponen horisontal dari persamaan 8.9 dan 8.12 menjadi:

Sverdrup mengintegrasikan persamaan dari permukaan menuju kedalaman _D sama atau lebih besar dari pada kedalaman dimana tekanan horisontal memiliki gradien ( kemiringan) menjadi nol. Didefinisikan sebagai berikut :

Dimana adalah massa dari perpindahan pada bidang perluasan kebawah dari wind - driven ( pengendalian angin) menuju asumsi kedalaman dimana tidak ada pergerakan.

Batas kondisi horisontal pada permukaan laut adalah wind stress( kekuatan angin). Pada kedalaman -D kekuatanya menjadi nol karena arusnya menuju nol :

Dimana adalah komponen dari wind stress( kekuatan angin).

Menggunakan definisi dan batas kondisi dari 11.1 menjadi :

Pada hal yang sama, sverdrup mengintegrasikan persamaan secara kontinyu (7.9) diatas kedalamn vertikal yang sama, diasumsikan velositi vertikal pada permukaan dan kedalaman -D adalah nol,di dapatkan :

Diferensial 11.4a terhadap y dan 11.4b terhadap x,sub-tracting(dikurangkan) dan digunakan (11.5) memberikan :

Dimana f/y adalah perubahan rata - rata dari parameter Coriolis dengan lintang dan dimana curlz(T ) adalah komponen vertikal dari curl of the wind stress( kekuatan pusaran angin).

Ini adalah hasil penting dan mendasar dari the nordward mass transport of wind current ( perpindahan menuju utara dari pengendalian arus angin ) adalah sama dengan curl of the wind stress( kekuatan pusaran angin). Catatan bahwa sverdrup memungkinkan f untuk bervariasi dengan lintang. Kita akan melihat bahwa ini adalah hal penting.

Kita menghitung dari

Dimana R adalah jari- jari bumi dan adalah garis lintang.

Lebih di permukaan laut khususnya pada daerah tropis, angin zonal dan

Ty/x yang cukup kecil dinyatakan :

Subtitusi 11.8 dalam 11.5, asumsikan bervariasi dengan garis lintang, Sverdrup mendapatkan :

Sverdrup mengintegrasikan persamaan ini dari batas timur utara - selatan pada x = 0, diasumsikan tidak ada aliran atau hembusan dalam batas tersebut. Dibutuhkan Mx = 0 at x = 0. Kemudian

Dimana adalah jarak dari timur batas cekungan laut dan indikasi zonal rata - rata dari wind stress (11.1). Untuk menguji teori ini, sverdrup membandingan transport yang dihitung dari angin yang diketahui pada wilayah tropis di timur oasifik dengan transport yang dihitung dari data hydrografi yang telah dikumpulkan oleh Carnegie and Bushnell pada October dan November 1928, 1929, 1993,antara 34N and 10S and antara80W and 160W.

Data hidrografi telah digunakan untuk menghitung P oleh integrasi dari kedalaman D = -1000m. Perbandingan tersebut ditunjukkan tidak hanya akurasi transport yang dihitung dari angin,tapi juga teori prediksi wind - driven currents(pengendalian arus oleh angin) yang melawan arah angin.

Comment pada sverdrup solusi

Sverdrup diasumsikan i) aliran/hembusan di laut adalah geotropik; ii) terjadi kesamaan kedalaman saat terjadi keadaan diam; iii) Ekman transport adalah benar. Saya menjelaskan ekman teori pada bab 9, dan geostropik berimbang pada bab 10. Kita mengetahui tentang keadaan diam pada kedamalan di tropical pasific.

Solusi yang terbatas pada sisi timur dari laut yang dikarenakan Mx dipengaruhi dengan x. Hasil yang ada dari gesekan yang diabaikan akan secara eventual mempengaruhi wind - driven flow( hembusan pengendalian angin). Namun ,solusi Sverdrup telah digunakan untuk mendescripsikan sistem global dari arus permukaan. Solusinya di aplikasikan pada setiap cekungan laut. Konversi masa dipaksakan oleh masuknya arus utara - selatan yang dibatasi,batas bidang horizontal.

Hanya satu kondisi batas yang dapat dipuaskan, tidak adanya hembusan/aliran ke batas arah timur. Deskripsi lebih dari hembusan/aliran membutuhkan persamaan yang lebih komplit.

Solusi tidak diberikan pada distribusi arus vertikal

Hasil tersebut didasarkan pada data dari dua penjelajahan ditambah dengan data asumsi rata - rata angin. Kemudian dihitung oleh Leetmaa.McCreary, dan Moore(1981) menggunakan lebih banyak data angin baru yang menghasilkan solusi dengan variabilitas musiman yang sesuai yang disediakan pada tingat tidak adanya gerakan( level of motion) pada 500m. Jika kedalaman yang dipilih,memiliki hasil yang kurang baik

Wunsch( 1996 :2.2.3) setelah memeriksa berhati - hati bukti dari keseimbangan Sverdrup di laut disimpulkan kita tidak punya cukup informasi untuk menguji teori tersebut.

Stream Lines, Path Lines, adn Stream Function(aliran garis, garis edar,dan fungsi aliran) Konsep dari stream lines dan stream function (see Kundu, 1990: 51 & 66). Dalam waktu setiap waktu yang cepat, Kita dapat menunjukkan aliran/hembusan dasar oleh velositi vektor pada setiap titik di angkasa. Kurva yang menggambarkan dimana tempat tangen menunjukkan arah disebut dengan stream line of the flow. Jika aliran/hembusan mulai tidak menentu(goyah) ,maka pola dari stream lines akan berganti dengan waktu.

Lintasan partikel fluida,merupakan bagian yang diikuti oleh Lagrangian drifter,disebut path line pada mekanis fluida. Path line yang sama dengan stream line untuk hembusan yang tidak stabil, berbeda dengan unsteady flow(aliran/hembusan yang tidak stabil).

Kita dapat mendeskripsikan dua dimensi aliran oleh penggunan stream fungtion didefinisikan oleh

Fungsi stream digunakan karenak faktor skalar dari vektor velositi lapangan yang dapat digunakan.

Fungsi stream juga digunakan untuk memvisualisasikan aliran/hembusan(flow). Aliran/hembusan (flow) adalah parararel untuk garis yang konstan. Jika flow tidak stabil(goyah) ,garis dari fungsi steam yang konstan merupakan bagian yang diikuti oleh kumpulan air(water parcels).

Nilai volume aliran antara dua stream lines adalah angka yangsama dengan beda nilai .

Applikasi konsep dari peta satelit altimetri laut untuk pography. In 10.3 I wrote (10.10) ;