Introduction To Physical Oceanography-RobertH.Stewart (versIndonesia)

2/9/2017

Pendahuluan UNTUK Oseanografi Fisik

Halaman 1

Perkenalan pada Oseanografi fisik

Robert H. Stewart Departemen Oseanografi Texas A & M University Copyright 2008 September 2008 Edition

Halaman 2

ii

https://translate.googleusercontent.com/translate_f

1/265

2/9/2017


halaman 3

Isi

Kata pengantar

vii

1 A Voyage of Discovery 1.1 Fisika laut . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.2 Tujuan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.3 Organisasi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.4 The Big Picture . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.5 Bacaan lebih lanjut . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

1 1 2 3 3 5

2 The Historical Pengaturan

7


2/265

2/9/2017


2.1 Definisi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2 Eras dari Oceanographic Eksplorasi . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.3 Milestones di Pemahaman Samudera . . . . . . . . . . . 12 2.4 Evolusi beberapa Situs Teoritis . . . . . . . . . . . . . . . . 15 2.5 Peran Pengamatan di Oceanography . . . . . . . . . . . . 16 2.6 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

8 8

3 Setting Fisik 3.1 Samudera dan Laut . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22 3.2 Dimensi laut . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23 3.3 Fitur SeaFloor . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25 3.4 Mengukur Kedalaman Samudera . . . . . . . . . . . . . . . . . 29 3,5 Charts Sea Floor dan Kumpulan Data . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33 3.6 Suara di Samudera . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34 3.7 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37

21

4 Pengaruh Atmosfer 4.1 Bumi di Luar Angkasa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 4.2 Atmospheric Sistem Angin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41 4.3 Planetary Boundary layer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43 4.4 Pengukuran Angin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43 4.5 Perhitungan Angin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46 4,6 Stres angin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48 4.7 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49

39

aku aku aku

halaman 4

iv

ISI

5 The Oceanic Anggaran Panas 5.1 Oceanic Panas Anggaran . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51 5.2 Syarat PanasAnggaran . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 5.3 Perhitungan langsung dari flux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57 5.4 Perhitungan langsung dari flux: Rumus Massal . . . . . . . . . . . 58 5.5 Global Data Sets untuk flux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61 5.6 Distribusi Geografis Persyaratan . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65 5.7 Meridional Panas Transportasi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68 5.8 Variasi Constant Surya . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70 5.9 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72

51

6 Suhu, salinitas, dan Density 6.1 Definisi Salinitas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73 6.2 Definisi Suhu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77 6.3 Distribusi geografis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77 6.4 Oceanic Mixed Layer dan Termoklin . . . . . . . . . . . . 81 6.5 Density . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83 6.6 Pengukuran Suhu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88 6.7 Pengukuran Konduktivitas atau Salinitas . . . . . . . . . . . . . . 93 6.8 Pengukuran Tekanan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95 6.9 Suhu dan Salinitas Dengan Kedalaman . . . . . . . . . . . . . . . 95 6.10 Cahaya di Samudra dan Penyerapan Cahaya . . . . . . . . . . . . 97 6.11 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101

73

7 Persamaan Gerak 7.1 Angkatan dominan untuk Ocean Dynamics . . . . . . . . . . . . . . . 103 7.2 Sistem Koordinat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104 7.3 Jenis Arus di laut . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105 7.4 Konservasi Massa dan Salt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106 7.5 Jumlah Derivatif (D / Dt) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107 7.6 Momentum Persamaan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108 7.7 Konservasi Massa: The Continuity Persamaan . . . . . . . . . 111 7.8 Solusi untuk Persamaan Gerak . . . . . . . . . . . . . . . . 113 7.9 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 114

103

8 Persamaan Gerak Dengan Viskositas 8.1 Pengaruh Viskositas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 115 8.2 Turbulensi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 116 8.3 Perhitungan Reynolds Stres: . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

115


3/265

2/9/2017


8.4 Pencampuran di Samudera . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 123 8.5 Stabilitas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127 8.6 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131

halaman 5

ISI

v

9 Respon dari Samudra Atas ke Winds 9.1 Inertial Gerak . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133 9.2 Ekman Lapisan di Permukaan Laut . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135 9.3 Ekman Mass Transport . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143 9.4 Penerapan Teori Ekman . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 145 9,5 Langmuir Sirkulasi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 147 9.6 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 147

133

10 Arus geostropik 10.1 hidrostatik Equilibrium . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151 10.2 geostropik Persamaan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 153 10.3 Permukaan geostropik Arus Dari Altimetri . . . . . . . . . . . 155 10.4 geostropik Arus Dari Hidrografi . . . . . . . . . . . . . 158 10.5 Contoh Menggunakan Hidrografi data . . . . . . . . . . . . . . . 164 10,6 Komentar Currents geostropik . . . . . . . . . . . . . . . . 164 10,7 Arus Dari Bagian Hidrografi . . . . . . . . . . . . . . . 171 10,8 Pengukuran Lagrangian dari Currents . . . . . . . . . . . . . . . 172 10,9 Pengukuran Eulerian . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 179 Konsep 10.10Important . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 180

151

11 Angin Driven Samudra Sirkulasi 11.1 Sverdrup Teori dari Circulation Oceanic . . . . . . . . . . . 183 11.2 Arus Batas Barat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 189 11.3 Munk ini Solution . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 190 11.4 Diamati Sirkulasi Surface di Atlantik . . . . . . . . . . . 192 11.5 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197

183

12 vortisitas di Samudera 12.1 Definisi vortisitas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199 12.2 Konservasi vortisitas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 202 12.3 Pengaruh vortisitas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 204 12,4 vortisitas dan Ekman Pumping . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 205 12,5 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 210

199

13 Jauh Sirkulasi di Samudera 13.1 Menentukan Deep Sirkulasi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 211 13.2 Pentingnya Sirkulasi Jauh . . . . . . . . . . . . . . . . . 212 13.3 Teori untuk Sirkulasi mendalam . . . . . . . . . . . . . . . . . . 219 13,4 Pengamatan Circulation Jauh . . . . . . . . . . . . . . . . 222 13,5 Antartika melingkari kini . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 229 13,6 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 232

211

14 Proses Equatorial 14.1 Proses Equatorial . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 236 14,2 El Ni~no . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 240 14,3 El Ni~no Teleconnections . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 248

235

halaman 6


4/265

2/9/2017


vi

ISI 14,4 Observing El Ni~no . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 250 14,5 Forecasting El Ni~no . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 251 14.6 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 254

15 Model numerik 255 15.1 PendahuluanBeberapa KataKata Perhatian . . . . . . . . . . . . . . . . 255 15.2 Model numerik di Oceanography . . . . . . . . . . . . . . . . 257 15.3 Model Samudra global . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 258 15.4 Model Pesisir . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 262 15,5 Model Asimilasi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 266 15,6 Ditambah Samudera dan Atmosfer Model . . . . . . . . . . . . . . 269 15,7 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 272 16 Ocean Waves 16.1 Teori Linear Ocean Surface Waves . . . . . . . . . . . . . . . 273 16,2 gelombang nonlinear . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 278 16,3 Gelombang dan Konsep Wave Spectrum . . . . . . . . . . . 278 16,4 SamuderaWave Spectra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 284 16,5 Peramalan Gelombang . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 288 16,6 Pengukuran Waves . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289 16,7 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

273

17 Proses Pesisir dan Tides 17,1 Gelombang Shoaling dan Proses Pesisir . . . . . . . . . . . . . . . 293 17,2 Tsunami . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 297 17,3 badai . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 299 17.4 Teori Ocean Tides . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 300 17,5 Prediksi Tidal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 308 17,6 Konsep Penting . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 312

293

Referensi

313

halaman 7

Kata pengantar

Buku ini ditulis untuk mahasiswa atasdivisi dan baru lulus murid penyok di meteorologi, rekayasa laut, dan oseanografi. Karena murid ini penyok telah latar belakang yang beragam, saya telah menekankan ideide dan konsep yang lebih dari derivasi matematika. Tidak seperti kebanyakan buku, saya mendistribusikan buku ini secara gratis dalam format digital melalui duniawide web. Saya melakukan ini karena dua alasan: 1. Buku teks biasanya keluar dari tanggal pada saat mereka diterbitkan, biasanya https://translate.googleusercontent.com/translate_f

5/265

2/9/2017


satu atau dua tahun setelah penulis selesai menulis buku. Randol Larson, menulis di Silabus, menyatakan: "Menurut saya, buku teknologi adalah pemborosan sumber daya alam. Mereka keluar dari tanggal saat mereka diterbitkan. Karena umur simpan pendek, siswa bahkan tidak ingin berpegang pada mereka " (Larson, 2002). Dengan menerbitkan dalam bentuk elektronik, saya bisa melakukan revisi setiap tahun, menjaga arus buku. 2. Banyak siswa, khususnya di negaranegara berkembang tidak mampu tingginya biaya buku pelajaran dari negara maju. Hal ini kemudian adalah hadiah dari Aeronautics and Space Administration nasa Nasional AS untuk siswa dunia. Ucapan Terima Kasih Saya telah diajarkan dari buku selama beberapa tahun, dan saya berterima kasih kepada banyak siswa di kelas saya dan di seluruh dunia yang telah menunjukkan ditulis dengan buruk bagian, teks ambigu, notasi yang bertentangan, dan kesalahan lainnya. Saya juga berterima kasih Profesor Fred Schlemmer di Texas A & M Galveston yang, setelah menggunakan buku untuk kelas nya, telah memberikan komentar yang luas tentang materi. Saya juga ingin berterima kasih kepada rekanrekan banyak untuk menyediakan angka, komentar, dan informasi bermanfaat. Saya terutama ingin berterima kasih Aanderaa Instrumen, Bill Al Lison, Kevin Bartlett, James Berger, Gerben de Boer, Daniel Bourgault, Don Chambers, Greg Crawford, Thierry De Mees, Richard Eanes, Peter Etnoyer, Tal Ezer, Gregg Foti, Nevin S. Fuckar, Luiz Alexandre de Araujo Guerra, Hazel Jenkins, Jody Klymak, Judith Ramping, Christian LeProvost, Brooks Martner, Nikolai Maximenko, Kevin McKone, Mike McPhaden, Thierry De Mees, Pim van Meurs, Gary Mitchum, Joe Murtagh, Peter Niiler, Nuno Nunes, Ismael Nú~nezRiboni, Alex Orsi, Kym Perkin, Mark Powell, Richard Ray, Joachim Ribbe, Will Sager, David Sandwell, SeaBird Electronics, Achim Stoessel, David vii

halaman 8

viii

KATA PENGANTAR

Stooksbury, Tom Whitworth, Carl Wunsch dan banyak lainnya. Tentu saja, saya menerima tanggung jawab untuk semua kesalahan dalam buku. Tolong kirim saya komentar dan saran untuk perbaikan. Angka dalam buku itu berasal dari berbagai sumber. Saya sangat ingin berterima kasih Link Ji untuk banyak peta global, dan rekanrekannya di University of Texas Pusat untuk Space Research. Don Johnson menggambar ulang banyak tokoh dan berbalik sketsa menjadi angka. Trey Morris menandai katakata yang digunakan dalam indeks. Aku terutama terima nasa Jet Propulsion Laboratory dan Topex / Poseidon dan Proyek Jason atas dukungan mereka dari buku melalui kontrak 960.887 dan 1.205.046. Foto cover pulau resor Baros di Atol Male Utara di Maladewa diambil oleh Jagdish Agara (hak cipta Corbis). Desain cover oleh Don Johnson. Buku ini diproduksi di L A TEX 2ε menggunakan TeXShop 2.14 pada iMac Intel komputer yang menjalankan OSX 10.4.11. Saya terutama ingin berterima kasih Gerben Wierda untuk paket nya sangat berguna iInstaller yang membuat semuanya mungkin, dan Richard Koch, Dirk Olmes dan banyak lainnya untuk menulis paket perangkat lunak TeXShop. Mereka perangkat lunak adalah menyenangkan untuk digunakan. Semua tokoh yang ditarik Adobe Illustrator.


6/265

2/9/2017


halaman 9

Bab 1

Sebuah Voyage of Discovery

Peran laut pada cuaca dan iklim sering dibahas dalam berita. Siapa yang belum mendengar tentang El Ni~no dan pola cuaca berubah, Atlantik musim badai dan badai? Namun, apa sebenarnya peran laut? Dan, mengapa kita peduli? 1.1 Mengapa mempelajari Fisika laut? Jawabannya tergantung pada kepentingan kita, yang menyerahkan dari kami menggunakan lautan. Tiga tema besar yang penting: 1. Kami mendapatkan makanan dari laut. Oleh karena itu kami mungkin tertarik dalam proses yang mempengaruhi laut hanya sebagai petani tertarik cuaca dan iklim. Laut tidak hanya memiliki cuaca seperti perubahan suhu dan arus, tapi cuaca laut menyuburkan laut. atmosfer cuaca jarang menyuburkan ladang kecuali untuk sejumlah kecil nitrogen tetap petir. 2. Kami menggunakan laut. Kami membangun struktur di pantai atau hanya lepas pantai. Kita menggunakan laut untuk transportasi. Kami mendapatkan minyak dan gas di bawah laut. Dan, kita menggunakan laut untuk rekreasi, berenang, berperahu, memancing, berselancar, dan diving. Oleh karena itu kami tertarik dalam proses yang mempengaruhi kegiatan tersebut, terutama gelombang, angin, arus, dan suhu. 3. Samudra mempengaruhi cuaca atmosfer dan iklim. Laut mempengaruhi distribusi curah hujan, kekeringan, banjir, iklim regional, dan pengembangan badai, angin topan, dan topan. Oleh karena itu kita tertarik dalam interaksi udaralaut, terutama fluks panas dan air di permukaan laut, transportasi panas oleh laut, dan pengaruh laut pada pola iklim dan cuaca. Tematema ini mempengaruhi pilihan topik untuk belajar. Topik kemudian mencegah tambang apa kita mengukur, bagaimana pengukuran dilakukan, dan geografis bidang minat. Beberapa proses lokal, seperti melanggar gelombang pada pantai, beberapa daerah, seperti pengaruh Pasifik Utara pada Alaska 1

halaman 10


7/265

2/9/2017


2

BAB 1. VOYAGE OF DISCOVERY

cuaca, dan beberapa bersifat global, seperti pengaruh laut pada perubahan iklim dan pemanasan global. Jika memang, alasan ini untuk studi laut yang penting, mari kita mulai perjalanan penemuan. Setiap perjalanan membutuhkan tujuan. Apa kita? 1.2 Tujuan Pada tingkat yang paling dasar, saya harap Anda, siswa yang membaca teks ini, akan menyadari beberapa skema konseptual utama (atau teori) yang membentuk dasar dari oseanografi fisik, bagaimana mereka tiba di, dan mengapa mereka diterima secara luas, bagaimana ahli kelautan mencapai ketertiban dari berlari sebuah dom laut, dan peran percobaan dalam oseanografi (untuk parafrase Shamos, 1995: p. 89). Lebih khusus, saya berharap Anda akan dapat menjelaskan proses fisik mempengaruhi wilayah laut dan pesisir: interaksi laut dengan atmosfer, dan distribusi angin laut, arus, fluks panas, dan massa air. Teks menekankan ideide daripada teknik matematika. Saya akan mencoba untuk menjawab pertanyaanpertanyaan seperti: 1. Apa dasar dari pemahaman kita tentang fisika laut? (a) Apa sifat fisik air laut? (b) Apa proses termodinamika dan dinamis penting di fluencing laut? (c) persamaan Apa menggambarkan proses dan bagaimana mereka berasal? (d) perkiraan apa yang digunakan dalam derivasi? (e) Apakah persamaan memiliki solusi yang berguna? (f) Seberapa baik solusi menggambarkan proses? Artinya, apa yang secara eksperimental untuk teori? (g) proses yang kurang dipahami? Yang dipahami dengan baik? 2. Apa sumber informasi tentang variabel fisik? (a) instrumen apa yang digunakan untuk mengukur setiap variabel? (b) Apa akurasi dan keterbatasan mereka? (c) apa yang ada data historis? (d) platform apa yang digunakan? Satelit, kapal, drifter, tambatan? 3. proses apa yang penting? Beberapa proses penting kita akan mempelajari meliputi: (a) penyimpanan Panas dan transportasi di laut. (b) Pertukaran panas dengan atmosfer dan peran laut iklim. (c) Angin dan termal memaksa dari permukaan lapisan campuran. (d) sirkulasi angin yang digerakkan termasuk sirkulasi Ekman, Ekman memompa dari lebih sirkulasi, dan upwelling.

halaman 11

1.3. ORGANISASI

3

(e) Dinamika arus laut, termasuk arus geostropik dan peran vortisitas. (f) Pembentukan jenis air dan massa. (g) Sirkulasi dalam laut. (h) dinamika Equatorial, El Ni~no, dan peran laut dalam cuaca. (i) model numerik dari sirkulasi. (j) Gelombang di laut termasuk gelombang permukaan, inersia osilasi, pasang, dan tsunami. (k) Gelombang di perairan dangkal, proses pantai, dan prediksi pasang. 4. Apa adalah beberapa arus utama dan massa air di laut, dan apa yang mengatur distribusi mereka? 1.3 Organisasi Sebelum memulai perjalanan, kita biasanya mencoba untuk belajar tentang tempattempat yang kita akan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

8/265

2/9/2017


mengunjungi. Kami melihat peta dan kami berkonsultasi panduan wisata. Dalam buku ini, panduan kami akan menjadi kertas dan buku yang diterbitkan oleh ahli kelautan. Kita mulai dengan singkat ikhtisar dari apa yang diketahui tentang laut. Kami kemudian melanjutkan ke deskripsi dari cekungan laut, untuk bentuk laut mempengaruhi proses fisik di dalam air. Berikutnya, kita mempelajari kekuatan eksternal, angin dan panas, bertindak atas laut, dan respon laut. Seperti kita lanjutkan, saya membawa teori dan pengamatan yang diperlukan. Pada saat kita mencapai pasal 7, kita perlu memahami persamaan menggambarkan respon dinamik dari laut. Jadi kita mempertimbangkan persamaan gerak, pengaruh rotasi bumi, dan viskositas. Hal ini menyebabkan studi arus angindriven laut, pendekatan geostropik, dan khasiatnya konservasi vortisitas. Menjelang akhir, kami mempertimbangkan beberapa contoh tertentu: sirkulasi dalam, laut khatulistiwa dan El Ni~no, dan sirkulasi daerah tertentu dari lautan. Selanjutnya kita melihat peran model numerik dalam menggambarkan lautan. Pada akhirnya, kita mempelajari pesisir proses, gelombang, pasang surut, gelombang dan peramalan pasang surut, tsunami, dan badai. 1.4 The Big Picture Laut adalah salah satu bagian dari sistem bumi. Ini menengahi proses dalam atmosfer dengan transfer massa, momentum, dan energi melalui laut permukaan. Ini menerima air dan zat terlarut dari tanah. Dan, meletakkan bawah sedimen yang akhirnya menjadi batu di tanah. Oleh karena itu pemahaman laut adalah penting untuk memahami bumi sebagai suatu sistem, terutama untuk memahami masalahmasalah penting seperti perubahan global atau global warming. Di tingkat yang lebih rendah, oseanografi fisik dan meteorologi adalah penggabungan. Laut memberikan umpan balik yang mengarah untuk memperlambat perubahan di atmosfer. Seperti yang kita mempelajari lautan, saya harap Anda akan melihat bahwa kita menggunakan teori, observasi tions, dan model numerik untuk menggambarkan dinamika laut. Tidak ada yang cukup dengan diri.

halaman 12

4

BAB 1. VOYAGE OF DISCOVERY 1. Proses Samudra yang nonlinear dan bergolak. Namun kita tidak benarbenar memahami berdiri teori nonlinear, aliran turbulen di cekungan yang kompleks. teori digunakan untuk menggambarkan laut jauh perkiraan disederhanakan dengan kenyataan. 2. Pengamatan jarang dalam ruang dan waktu. Mereka menyediakan deskripsi kasar tion dari aliran waktu ratarata, tapi banyak proses di banyak daerah yang buruk diamati. 3. Model numerik mencakup ideide teoritis jauhlebihrealistis, mereka bisa membantu interpolasi pengamatan samudera dalam waktu dan ruang, dan mereka digunakan untuk meramalkan perubahan iklim, arus, dan gelombang. Meskipun demikian, numer yang persamaan ical adalah perkiraan untuk persamaan analitik terus menerus yang menggambarkan aliran fluida, tidak berisi informasi tentang aliran antara poin grid, dan mereka belum dapat digunakan untuk menggambarkan sepenuhnya bergolak mengalir dilihat di laut.

Dengan menggabungkan teori dan pengamatan pada model numerik kita menghindari beberapa kesulitan yang berhubungan dengan masingmasing pendekatan yang digunakan secara terpisah (gambar 1.1). Menipu perbaikan terus berlanjutnya dari pendekatan gabungan yang mengarah ke pernahlebihtepat deskripsi dari laut. Tujuan utamanya adalah untuk mengetahui laut cukup baik untuk memprediksi perubahan di masa depan lingkungan, termasuk perubahan iklim atau respon perikanan untuk over fishing. Data menurut angka model

paham

Ramalan

Teori Gambar 1.1 Data, model numerik, dan teori semua yang diperlukan untuk memahami laut. Akhirnya, pemahaman tentang sistem lautatmosferlahan akan menyebabkan prediksi negara masa depan sistem. Kombinasi teori, observasi, dan model komputer relatif baru. Empat dekade pertumbuhan eksponensial dalam daya komputasi telah membuat memanfaatkan komputer desktop dapat mampu mensimulasikan proses fisik penting dan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

9/265

2/9/2017


dinamika kelautan. Kita semua yang terlibat dalam ilmu tahu bahwa komputer memiliki menjadi datang alat penting untuk penelitian ... perhitungan ilmiah telah mencapai titik di mana itu adalah setara dengan eksperimen laboratorium dan mathe teori gramatikal sebagai alat untuk penelitian dalam ilmu dan teknikLanger (1999). Kombinasi teori, observasi, dan model komputer juga menyiratkan cara baru dalam melakukan oseanografi. Di masa lalu, seorang ahli kelautan akan merancang

halaman 13

1.5. BACAAN LEBIH LANJUT

5

teori, mengumpulkan data untuk menguji teori, dan mempublikasikan hasilnya. Sekarang, tugas telah menjadi begitu khusus yang sedikit dapat melakukan itu semua. Beberapa unggul dalam teori, mengumpulkan data, dan simulasi numerik. Sebaliknya, pekerjaan dilakukan lebih dan lebih lagi dengan tim ilmuwan dan insinyur. 1.5 Bacaan lebih lanjut Jika Anda tahu sedikit tentang laut dan oseanografi, saya sarankan Anda mulai dengan membaca (1989) buku The Gulf Stream MacLeish ini: Encounters Dengan Biru Allah, terutama nya Bab 4 tentang "Membaca laut." Menurut saya, itu adalah yang terbaik secara keseluruhan, nonteknis, deskripsi tentang bagaimana ahli kelautan datang ke memahami laut. Anda juga dapat mengambil manfaat dari membaca babbab yang bersangkutan dari pengantar saja buku teks oseanografi. Mereka dengan Gross, Pinet, atau Segar terutama digunakan ful. Ketiga teks yang dihasilkan oleh Universitas Terbuka memberikan sedikit lebih pengobatan canggih. Gross, M. Grant dan Elizabeth Gross (1996) OseanografiA View of Earth. Edisi ke7. Prentice Hall. MacLeish, William (1989) The Gulf Stream: Encounters Dengan Blue Allah. Houghton Mifflin Company. Pinet, Paul R. (2006) Undangan untuk Oseanografi. Edisi 4ND. Jones dan Bartlett Publishers. Universitas Terbuka (2001) Sirkulasi Samudera. 2nd edition. Pergamon Press. Universitas Terbuka (1995) Seawater: Komposisi Its, Properties dan Perilaku. 2nd edition. Pergamon Press. Universitas Terbuka (1989) Gelombang, Tides dan Proses DangkalAir. Perga mon Press. Segar, Douglas A. (2007) Pengantar ke Ocean Sciences. 2nd edition. WW Norton.

halaman 14 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

10/265

2/9/2017


6

BAB 1. VOYAGE OF DISCOVERY

halaman 15

Bab 2

The Historical Pengaturan


11/265

2/9/2017


Pengetahuan kita tentang arus laut, angin, gelombang, dan pasang kembali ribuan tahun. Navigator Polynesian diperdagangkan jarak jauh di Pasifik pada awal 4000 bc (Service, 1996). Pytheas dieksplorasi Atlantik dari Italia ke Norwegia di 325 SM. Pedagang Arab yang digunakan pengetahuan mereka tentang angin membalikkan dan arus di Samudera Hindia untuk membuat rute perdagangan ke Cina di Tengah yang Usia dan kemudian ke Zanzibar di pantai Afrika. Dan, hubungan antara pasang surut dan matahari dan bulan itu dijelaskan dalam Samaveda dari India Veda periode memperluas 20001400 SM (Pugh, 1987). mereka ahli kelautan yang cenderung menerima sebagai benar hanya itu yang telah diukur oleh instrumen, harus banyak belajar dari orangorang yang mencari nafkah di laut. Pengetahuan Eropa modern laut dimulai dengan pelayaran dari penemuan oleh Bartholomew Dias (14871488), Christopher Columbus (14921494), Vasco da Gama (14971499), Ferdinand Magellan (15191522), dan banyak lainnya. Mereka meletakkan dasar untuk rute perdagangan global yang membentang dari Spanyol ke Filipi pinus pada awal abad ke16. Rute didasarkan pada kerja yang baik pengetahuan tentang perdagangan angin, baratan, dan arus batas barat di Atlantik dan Pasifik (Couper, 1983: 192193). Penjelajah Eropa awal segera diikuti oleh pelayaran ilmiah Penemuan yang dipimpin oleh (di antara banyak lainnya) James Cook (17281779) pada Endeav kami, Resolusi, dan Petualangan, Charles Darwin (18091882) pada Beagle, Sir James Clark Ross dan Sir John Ross yang disurvei Arktik dan Antarc daerah tic dari Victory, Isabella, dan Erebus, dan Edward Forbes (18151854) yang mempelajari distribusi vertikal hidup di laut. Lainnya dikumpulkan observasi kelautan dan diproduksi grafik berguna, termasuk Edmond Halley yang memetakan angin perdagangan dan angin musim dan Benjamin Franklin yang memetakan Gulf Stream. Kapal lambat dari abad ke19 dan ke20 memberi jalan untuk satelit, drifter, dan instrumen otonom menjelang akhir abad ke20. satelit sekarang mengamati laut, udara, dan tanah. Ribuan drifter mengamati atas dua kilometer dari laut. Data dari sistem ini, ketika dimasukkan ke numer model ical memungkinkan studi bumi sebagai suatu sistem. Untuk pertama kalinya, kita bisa 7

halaman 16

8

BAB 2. SEJARAH PENGATURAN

60

o

40

o

20

o

0

o

20 40 60

o

o

o

60 0 60 120 180 120 Gambar 2.1 Contoh dari era eksplorasi laut dalam: Track HMS Challenger selama British Challenger Ekspedisi 18721876. Setelah Wust (1964). o

o

o

o

o

o

mempelajari bagaimana biologi, kimia, dan sistem fisik berinteraksi untuk mempengaruhi kami lingkungan Hidup. 2.1 Definisi Sejarah panjang dari studi laut telah menyebabkan pengembangan berbagai, khusus disiplin masingmasing dengan kepentingan dan kosakata sendiri. Itu disiplin yang lebih penting meliputi: Oseanografi adalah studi tentang laut, dengan penekanan pada karakternya sebagai sebuah lingkungan. Tujuannya adalah untuk memperoleh gambaran yang cukup kuantitatif untuk digunakan untuk memprediksi masa depan dengan beberapa kepastian. Geofisika adalah ilmu yang mempelajari fisika bumi. Oseanografi fisik adalah studi tentang sifat fisik dan dinamika laut. Kepentingan utama adalah interaksi dari laut dengan di tersebut mosphere, anggaran panas samudera, air formasi massa, arus, dan pesisir dinamika. Oseanografi fisik dianggap oleh banyak untuk menjadi subdiscipline sebuah geofisika. Geofisika Dinamika Fluida adalah studi tentang dinamika gerakan fluida di sisik dipengaruhi oleh rotasi bumi. Meteorologi dan oseanografi https://translate.googleusercontent.com/translate_f

12/265

2/9/2017


menggunakan dinamika fluida geofisika untuk menghitung medan aliran planet. Hidrografi adalah persiapan grafik bahari, termasuk grafik laut kedalaman, arus, bidang kepadatan internal laut, dan pasang. Ilmu Bumisistem adalah studi tentang bumi sebagai sistem tunggal yang terdiri dari banyak subsistem berinteraksi termasuk laut, atmosfer, kriosfer, dan biosfer, dan perubahan dalam sistem ini karena aktivitas manusia. 2.2 Eras dari Oceanographic Eksplorasi Eksplorasi laut dapat dibagi, agak sewenangwenang, dalam berbagai era (Wust, 1964). Saya telah menambah divisi melalui akhir tanggal 20 abad.

halaman 17

2.2. ERA OF oseanografi EXPLORATION

9

60

o

40

o

20

o

XII 0

XIV XII IX

X

o

20

XI VII VI o

VII II 40

IV o

saya stasiun yg berlabuh stasiun

AKU AKU AKU 60

V o

Meteor 19251927 80 60 40 20 0 20 40 Gambar 2.2 Contoh dari survei dari era survei sistematis nasional. Melacak R / V Meteor selama Meteor Ekspedisi Jerman. Digambar ulang dari Wust (1964). o

o

o

o

o

o

o

1. Era Permukaan Oseanografi: kali awal untuk 1873. era ini karakter ized oleh koleksi sistematis pengamatan pelaut 'dari angin, arus, gelombang, suhu, dan fenomena lain yang dapat diamati dari dek kapal berlayar. Contoh terkenal termasuk grafik Halley dari angin perdagangan, Peta Franklin dari Gulf Stream, dan Matthew Fontaine Maury ini Phys Geografi ical Laut. 2. Era DeepSea Exploration: 18731914. Ditandai dengan beberapa, membelalak mulai ekspedisi oseanografi untuk survei permukaan dan bawah permukaankondisi


13/265

2/9/2017


halaman 18

10


60

o

40

o

20

o

0

o

20

o

40 100 80 60 40 20 0 20 Gambar 2.3 Contoh dari era metode baru. Kapal pesiar dari R / V Atlantis dari Lembaga Oseanografi Woods Hole. Setelah Wust (1964). o

o

o

o

o

o

o

o

tions, terutama di dekat klaim kolonial. Contoh utama adalah Challenger Ekspedisi (gambar 2.1), tetapi juga Gazelle dan Fram Expeditions. 3. Era Survei Sistematis Nasional: 19251940. Ditandai dengan rinci survei dari daerah kolonial. Contohnya termasuk Meteor survei Atlantik (gambar 2.2), dan Ekspedisi Penemuan. 4. Era Metode Baru: 19471956. Ditandai dengan survei panjang menggunakan instrumen baru (gambar 2.3). Contohnya termasuk survei seismik Atlantic oleh VEMA yang mengarah ke peta Heezen untuk dasar laut. 5. Era Kerjasama Internasional: 19571978. Ditandai dengan multina survei nasional laut dan studi proses kelautan. contoh termasuk Program depan Atlantic Polar, kapal pesiar norpac, International Kapal pesiar Tahun geofisika, dan Dekade Internasional Ocean peledak ransum (gambar 2.4). Studi Multiship proses kelautan termasuk modus, eksperimen polymode, norpax, dan Jasin.

halaman 19

2.2. ERA OF oseanografi EXPLORATION

60

o

11

penemuan II penemuan II penemuan II

40

o


Crawford Rantai penemuan II 14/265

2/9/2017


Atlantis penemuan II

20

o

AtlantisCrawford

Crawford

Crawford 0

Crawford

o

Crawford 20

Crawford o

Crawford Atlantis 40

o

Capt. Canepa Atlantik IgY Program 19571959

Capt. Canepa 60

o

40 80 60 20 0 20 40 Gambar 2.4 Contoh dari era kerjasama internasional. Bagian diukur dengan Program Atlantic Geophysical Year International 19571959. Setelah Wust (1964). o

o

o

o

o

o

o

6. Era Satelit: 19781995. Ditandai dengan survei global samudera proses dari ruang angkasa. Contohnya termasuk SEASAT, noaa 610, nimbus7, Geosat, Topex / Poseidon, dan ers1 & 2. 7. Era Ilmu Sistem Bumi: 1995 Ditandai dengan studi global interaksi biologi, kimia, dan proses fisik di laut dan suasana dan di darat menggunakan in situ (yang berarti dari pengukuran KASIH dibuat dalam air) dan data ruang dalam model numerik. Oceanic contoh termasuk Ocean World Sirkulasi Percobaan (woce) (Gambar

halaman 20

12

BAB 2. SEJARAH PENGATURAN Atlantik

Indian

Pasifik

80

o

1 1 2 40 3 1816 22 45 20 20 6 0 7 1514 8 13 9 20 10 17 11 40 21 23S4 12 60 80 40 0 80 60

o

1 2 2625 3 27 288 9101113 4 29 30 14 15 16 17 18 19 5 31 10 20 21

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

1 7N 2 8N9N 3 4 5 8S 9S 6 7S S4 20 60 100 o

o

o

6 11S 7 12 S4 14S 17 140 100 180 140 o

o

o

o

Berkomitmen / selesai Gambar 2.5 Ocean World Sirkulasi Percobaan: Lintasan kapal penelitian membuat satu kali Survei global lautan dunia. Dari Ocean World Sirkulasi Percobaan. 2,5) dan Topex / Poseidon (gambar 2.6), Gabungan global Samudra Flux Study (jgofs), Global Ocean data Asimilasi Percobaan (godae), dan satelit SeaWiFS, Aqua, dan Terra. 2.3 Milestones di Pemahaman Samudera Apa yang telah semua program ini dan ekspedisi mengajarkan kita tentang laut? Mari kita lihat beberapa tonggak dalam kami semakin meningkat pemahaman laut

60

o

40

o


15/265

2/9/2017


20

o

0

o

20 40 60

o

o

o

160 180 160 120 120 80 40 Gambar 2.6 Contoh dari era satelit. Topex / Poseidon trek di Pasifik Laut selama 10 hari pengulangan orbit. Dari Topex / Poseidon Project. o

o

o

o

o

o

o

halaman 21

2.3. MILESTONE DI MEMAHAMI LAUT

13

Gambar 2.7 The 1786 versi peta FranklinFolger dari Gulf Stream. dimulai dengan penyelidikan ilmiah pertama abad ke17. Mulanya kemajuan lambat. Pertama datang pengamatan yang sangat sederhana dari jauh mencapai impor dikan oleh para ilmuwan yang mungkin tidak menganggap diri mereka ahli kelautan, jika istilah bahkan ada. Kemudian datang deskripsi yang lebih rinci dan oseanografi eksperimen oleh ilmuwan yang mengkhususkan diri dalam studi laut. 1685 Edmond Halley, menyelidiki sistem angin dan arus laut, diterbitkan "An Account Historis dari angin perdagangan, dan angin muson, diamati di Laut antara dan dekat Tropicks, dengan upaya untuk menetapkan penyebab fisik of the Winds "Transaksi filosofis kata. 1735 George Hadley menerbitkan teorinya untuk angin perdagangan berdasarkan con konservasi momentum sudut di "Mengenai Penyebab Umum TradeAngin "Transaksi filosofis, 39: 5862. 1751 Henri Ellis membuat sounding dalam pertama suhu di daerah tropis, menemukan air dingin di bawah lapisan permukaan yang hangat, menunjukkan air datang dari daerah kutub. 1769 Benjamin Franklin, sebagai kepala kantor pos, membuat peta pertama dari Gulf Stream menggunakan informasi dari kapal surat berlayar antara New England dan Eng tanah yang dikumpulkan oleh sepupunya Timothy Folger (gambar 2.7). 1775 Laplace diterbitkan teori pasang.


16/265

2/9/2017


halaman 22

14


1800 Hitungan Rumford mengusulkan sirkulasi meridional dari laut dengan air tenggelam dekat kutub dan meningkatnya dekat Khatulistiwa. 1847 Matthew Fontaine Maury menerbitkan grafik pertama dari angin dan arus berdasarkan kapal kayu. Maury didirikan praktek mantan internasional perubahan data lingkungan, logbook perdagangan untuk peta dan grafik de rived dari data. 18721876 Challenger Ekspedisi menandai awal dari studi sistematis biologi, kimia, dan fisika dari lautan dunia. 1885 Pillsbury melakukan pengukuran langsung dari Florida sekarang menggunakan arus meter dikerahkan dari kapal tertambat di sungai. 1903 Pendiri Marine Biological Laboratory di Universitas Cali Fornia. Ini kemudian menjadi Scripps Institution of Oceanography. 19101913 Vilhelm Bjerknes diterbitkan Dinamis Meteorologi dan Hydrogra phy yang meletakkan dasar dinamika fluida geofisika. Di dalamnya ia mengembangkan gagasan front, meteran dinamis, aliran geostropik, udaralaut interaksi, dan siklon. 1930 Pendiri Woods Hole Oceanographic Institution. 1942 Publikasi The laut oleh Sverdrup, Johnson, dan Fleming, seorang yang komprehensif secara Survei hensive pengetahuan oseanografi sampai saat itu. Pasca WW 2 Kebutuhan untuk mendeteksi kapal selam memimpin angkatan laut dunia untuk sangat memperluas studi mereka dari laut. Hal ini menyebabkan berdirinya departemen oseanografi di PTN, termasuk Oregon State, Texas A & M University, University of Miami, dan University of Rhode adalah tanah, dan berdirinya laboratorium laut nasional seperti berbagai Institutes of Oceanographic Science. 19471950 Sverdrup, Stommel, dan Munk mempublikasikan teori mereka diombang didorong sirkulasi laut. Bersama tiga makalah meletakkan foun dation bagi pemahaman kita sirkulasi laut. 1949 Mulai dari California Koperasi Perikanan Investigasi California Arus. Studi paling lengkap yang pernah dilakukan dari sekarang pesisir. 1952 Cromwell dan Montgomery menemukan kembali Undercurrent Equatorial di Pasifik. 1955 Bruce Hamon dan Neil Brown mengembangkan CTD untuk mengukur conduc tivity dan suhu sebagai fungsi kedalaman di laut. 1958 Stommel menerbitkan teorinya untuk sirkulasi dalam laut. 1963 Sippican Corporation (Tim Francis, William Van Allen Clark, Graham Campbell, dan Sam Francis) menciptakan Expendable bathythermograph xbt sekarang mungkin instrumen oseanografi yang paling banyak digunakan digunakan dari kapal. 1969 Kirk Bryan dan Michael Cox mengembangkan model numerik pertama sirkulasi samudera.

halaman 23

2.4. EVOLUSI BEBERAPA IDE TEORITIS

15

1978 nasa meluncurkan satelit oseanografi pertama, SEASAT. Proyek de teknik bangkan digunakan oleh generasi remote penginderaan satelit. 19791981 Terry Joyce, Rob Pinkel, Lloyd Regier, F. Rowe dan JW Muda mengembangkan teknik yang mengarah ke akustikdoppler profiler saat ini untuklangkah suring arus laut permukaan dari kapal bergerak, instrumen secara luas digunakan dalam oseanografi. 1988 nasa Komite Ilmu Sistem Bumi dipimpin oleh Francis Bretherton https://translate.googleusercontent.com/translate_f

17/265

2/9/2017


menguraikan bagaimana semua sistem bumi yang saling berhubungan, sehingga meruntuhkan hambatan memisahkan ilmu tradisional astrofisika, ekologi, geologi, meteorologi, dan oseanografi. 1991 Wally Broecker mengusulkan bahwa perubahan dalam sirkulasi dalam laut memodulasi zaman es, dan bahwa sirkulasi dalam di Atlantik bisa runtuh, terjun belahan bumi utara ke zaman es baru. 1992 Russ Davis dan Doug Webb menciptakan otonom, drifter popup yang terus menerus mengukur arus pada kedalaman 2 km. 1992 nasa dan CNES mengembangkan dan meluncurkan Topex / Poseidon, satelit yang memetakan permukaan laut arus, gelombang, dan pasang setiap sepuluh hari, merevolusi kami pemahaman tentang dinamika laut dan pasang. 1993 Topex / Poseidon anggota ilmutim mempublikasikan peta global pertama yang akurat pasang surut. Informasi lebih lanjut tentang sejarah oseanografi fisik dapat ditemukan di Ap pendix A dari WS von Arx (1962): Sebuah Pengantar Fisik Oseanografi. Data yang dikumpulkan dari abad ekspedisi kelautan telah digunakan untuk menggambarkan lautan. Sebagian besar pekerjaan pergi menuju menggambarkan stabil keadaan laut, arus yang dari atas ke bawah, dan interaksi dengan suasana. Deskripsi dasar sebagian besar lengkap dengan awal 1970an. Gambar 2.8 menunjukkan contoh dari waktu itu, sirkulasi permukaan laut. Lebih karya terbaru telah berupaya untuk mendokumentasikan variabilitas proses kelautan, untuk memberikan gambaran laut yang cukup untuk memprediksi tahunan dan interannual variabilitas, dan untuk memahami peran laut dalam proses global. 2.4 Evolusi beberapa Situs Teoritis Sebuah pemahaman teoritis proses kelautan didasarkan pada fisika klasik ditambah dengan pemahaman yang berkembang dari sistem kacau dalam matematika dan aplikasi teori turbulensi. Tanggal yang diberikan di bawah ini adalah kira Imate. Abad 19 Pengembangan hidrodinamika analitik. Anak Domba Hydrodynam ics adalah puncak dari pekerjaan ini. Bjerknes mengembangkan metode geostropik banyak digunakan dalam meteorologi dan oseanografi. 19251940 Pengembangan teori untuk turbulensi berdasarkan aerodinamis dan pencampuranpanjang ideide. Kerja Prandtl dan von Karman.

halaman 24

16


lingkaran Arktik 60

o

45

Pasifik utara Kuroshio

o

30 15 0 15 Timur 30 Australia o

o

o

o

o

45 60

Alaska

Oyeshio

o

o

Murman Tanah penggembalaan Irminger Norway Utara Atlantik melayang

Labrador Teluk California Aliran Florida

kenari utara Khatulistiwa N. Persamaan. C. Guinea Equatorial LawanKhatulistiwa Somalia N. Persamaan. C. CC South Equatorial S. Persamaan. C. Eq.CC Benguala S. Persamaan. C. Brazil Peru Agulhas barat Australia atau Humboldt Falkland aliran angin barat atau Antartika melingkari

aliran angin barat atau Antartika melingkari

arus hangat N. utara S. selatan Persamaan. khatulistiwa arus dingin C. CC saat kontra saat ini Gambar 2.8 Wakturata, sirkulasi permukaan laut selama belahan bumi utara musim dingin disimpulkan dari satu abad ekspedisi oseanografi. Setelah Tolmazin (1985: 16). 19401970 Perbaikan teori untuk turbulensi berdasarkan korelasi statistik tions dan gagasan turbulensi homogen isotropik. Buku dengan batch elor (1967), Hinze (1975), dan lainlain. 1970 investigasi numerik dinamika fluida geofisika bergolak berdasarkan pada komputer digital berkecepatan tinggi. 1985 Mekanika proses kacau. Aplikasi untuk hidrodinamika adalah baru saja dimulai. Kebanyakan gerak di atmosfer dan lautan mungkin inher ently tak terduga. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

18/265

2/9/2017


2.5 Peran Pengamatan di Oceanography Tur singkat dari ideide teoritis menunjukkan bahwa pengamatan penting untuk memahami laut. Teori yang menjelaskan convecting sebuah, anginpaksa, cairan bergolak dalam sistem berputar koordinat tidak pernah cukup baik diketahui bahwa fitur penting dari sirkulasi laut dapat diprediksi sebelum mereka diamati. Dalam hampir semua kasus, ahli kelautan resor untuk obser vations untuk memahami proses kelautan. Pada pandangan pertama, kita mungkin berpikir bahwa banyak ekspedisi dipasang sejak 1873 akan memberikan penjelasan yang baik dari laut. Hasilnya memang impresif. Ratusan ekspedisi telah diperluas ke semua laut. Namun, banyak Samudera buruk dieksplorasi. Pada tahun 2000, sebagian besar wilayah laut akan telah sampel dari Atas ke bawah hanya sekali. Beberapa daerah, seperti Atlantik, akan telah jarang mencicipi tiga kali: selama Tahun Geofisika Internasional di 1959, selama Bagian geokimia kapal pesiar pada awal tahun 1970, dan selama Samudra Dunia Sirkulasi Percobaan dari tahun 1991 sampai 1996. Semua daerah akan

halaman 25

2.5. PERAN PENGAMATAN DI OCEANOGRAPHY

17

jauh di bawah sampel. Ini adalah masalah sampling (Lihat kotak di halaman berikutnya). sampel kami laut tidak cukup untuk menggambarkan laut cukup baik untuk memprediksi variabilitas dan responnya terhadap perubahan memaksa. Kurangnya cukup sampel adalah sumber terbesar dari kesalahan dalam pemahaman kita tentang laut. Kurangnya pengamatan telah menyebabkan con yang sangat penting dan luas konseptual error: "Tidak adanya bukti diambil sebagai bukti adanya." The great kesulitan mengamati laut berarti bahwa ketika fenomena tidak diamati, diasumsikan itu tidak hadir. Semakin seseorang mampu mengamati laut, semakin kompleksitas dan kehalusan yang appears Wunsch (2002a). Akibatnya, pemahaman kita tentang laut sering terlalu sederhana untuk menjadi benar. Memilih Oceanic Kumpulan Data Sebagian besar data kelautan yang ada telah disusun dalam set data yang besar. Misalnya, data satelit diproses dan didistribusikan oleh kelompok kerja dengan nasa. Data dari kapal telah dikumpulkan dan diselenggarakan oleh kelompok lain. Ahli kelautan sekarang lebih mengandalkan dan lebih pada koleksi seperti data yang dihasilkan oleh orang lain. Penggunaan data yang dihasilkan oleh orang lain memperkenalkan masalah: i) Bagaimana akurat adalah data di set? ii) Apa keterbatasan dari kumpulan data? Dan, iii) Bagaimana set dibandingkan dengan set lain yang sejenis? Siapa saja yang menggunakan publik atau Data set pribadi adalah bijaksana untuk mendapatkan jawaban atas pertanyaanpertanyaan tersebut. Jika Anda berencana untuk menggunakan data dari orang lain, berikut adalah beberapa panduan. 1. Gunakan didokumentasikan set data. Apakah dokumentasi sepenuhnya de juru tulis sumber pengukuran asli, semua langkah yang digunakan untuk proses data, dan semua kriteria yang digunakan untuk mengecualikan data? Apakah data set mencakup nomor versi untuk mengidentifikasi perubahan ke set? 2. Gunakan divalidasi data. Keakuratan data telah didokumentasikan dengan baik? adalah akurasi ditentukan dengan membandingkan dengan pengukuran yang berbeda dari variabel yang sama? Adalah validasi global atau regional? 3. Gunakan set yang telah digunakan oleh orang lain dan dirujuk dalam karya ilmiah. Beberapa set data yang banyak digunakan untuk alasan yang baik. Mereka yang menghasilkan set menggunakan mereka dalam pekerjaan mereka sendiri diterbitkan dan lainlain mempercayai data. 4. Sebaliknya, tidak menggunakan data yang ditetapkan hanya karena berguna. Dapatkah Andaajaran ument sumber dari himpunan? Misalnya, banyak versi digital, peta 5 menit dari dasar laut yang banyak tersedia. Beberapa tanggal kembali ke set pertama yang diproduksi oleh Pemetaan Badan Pertahanan AS, yang lain dari etopo5 set. Jangan mengandalkan pernyataan seorang rekan tentang sumber. Cari dokumentasi. Jika hilang, mencari data lain diatur. Merancang Oceanic Percobaan Pengamatan yang sangat penting untuk oseanografi, namun pengamatan yang mahal karena waktu kapal dan satelit lites mahal. Akibatnya, percobaan oseanografi harus hatihati berencana. Sedangkan desain eksperimen mungkin tidak cocok dengan baik dalam sebuah sejarah


19/265

2/9/2017


halaman 26

18

BAB 2. SEJARAH PENGATURAN Sampling Kesalahan Sampling error adalah sumber terbesar dari kesalahan dalam geosains. Hal ini disebabkan oleh satu set sampel tidak mewakili populasi makhluk variabel diukur. Sebuah populasi adalah himpunan semua pengukuran mungkin, dan sam a ple adalah bagian sampel dari populasi. Kami menganggap setiap pengukuran sempurna akurat. Untuk menentukan apakah pengukuran Anda memiliki sampling error, Anda harus terlebih dahulu benarbenar menentukan masalah yang Anda ingin belajar. Ini mendefinisikan popu yang lation. Kemudian, Anda harus menentukan apakah sampel mewakili populasi. Kedua langkah yang diperlukan. Misalkan masalah Anda adalah untuk mengukurrata tahunan permukaan laut tem perature laut untuk menentukan apakah pemanasan global yang terjadi. Untuk ini masalah, populasi adalah himpunan semua pengukuran kemungkinan permukaan temperatur, di seluruh daerah di semua bulan. Jika mean sampel adalah untuk sama mean sebenarnya, sampel harus merata di seluruh tahun dan lebih dari semua wilayah laut, dan cukup padat untuk mencakup semua variabilitas penting dalam ruang dan waktu. Ini tidak mungkin. kapal menghindari daerah badai seperti lintang tinggi di musim dingin, sehingga sampel kapal cenderung tidak mewakili populasi suhu permukaan. Satelit mungkin tidak sampel merata di seluruh siklus harian, dan mereka mungkin tidak melihat tempera ture di lintang tinggi di musim dingin karena awan gigih, meskipun mereka cenderung sampel seragam dalam ruang dan sepanjang tahun di sebagian besar wilayah. Jika variabilitas harian kecil, sampel satelit akan lebih representatif dari populasi dari sampel kapal. Dari atas, harus jelas bahwa sampel kelautan jarang mewakili populasi kita ingin belajar. Kami selalu memiliki kesalahan sampling. Dalam mendefinisikan sampling error, kita harus jelas membedakan antara instrumen ment kesalahan dan kesalahan sampling. kesalahan instrumen adalah karena ketidakorang wilayah gereja instrumen. kesalahan pengambilan sampel adalah karena kegagalan untuk membuat pengukuran. Pertimbangkan contoh di atas: penentuan ratarata suhu permukaan laut. Jika pengukuran dilakukan oleh termometer di kapal, setiap pengukuran memiliki kesalahan kecil karena termometer tidak sempurna. Ini adalah kesalahan instrumen. Jika kapal menghindari lintang tinggi di musim dingin, tidak adanya pengukuran pada lintang tinggi di musim dingin adalah sampling kesalahan. Meteorologi merancang Tropical Rainfall Pemetaan Mission memiliki telah menyelidiki sampling error dalam pengukuran hujan. hasilnya bersifat umum dan dapat diterapkan dengan variabel lain. Untuk gambaran umum masalah melihat Utara & Nakamoto (1989).

bab, mungkin manfaat topik beberapa komentar singkat karena jarang disebutkan dalam buku teks oseanografi, meskipun secara jelas diuraikan dalam teks untuk bidang ilmiah lainnya. Desain eksperimen sangat impor tant karena percobaan buruk direncanakan menyebabkan hasil yang ambigu, mereka mungkin mengukur variabel yang salah, atau mereka mungkin menghasilkan data sama sekali tidak berguna.

halaman 27

2.5. PERAN PENGAMATAN DI OCEANOGRAPHY

19

Aspek pertama dan yang paling penting dari desain percobaan apapun adalah untuk menentukan mengapa Anda ingin membuat pengukuran sebelum memutuskan bagaimana Anda akan melakukan pengukuran atau apa yang akan Anda mengukur. 1. Apa tujuan dari pengamatan? Apakah Anda ingin menguji hipotesis atau menggambarkan proses? https://translate.googleusercontent.com/translate_f

20/265

2/9/2017


2. Apa akurasi diperlukan pengamatan? 3. Apa resolusi dalam ruang dan waktu yang dibutuhkan? Apa durasi pengukuran? Perhatikan, misalnya, bagaimana tujuan pengukuran perubahan bagaimana Anda mungkin mengukur salinitas atau suhu sebagai fungsi kedalaman: 1. Jika tujuannya adalah untuk menggambarkan massa air dalam baskom laut, maka pengukuran KASIH dengan 2050 m jarak vertikal dan 50300 km jarak horisontal, diulang sekali per 2050 tahun di air dalam yang diperlukan. 2. Jika tujuannya adalah untuk menggambarkan pencampuran vertikal di khatulistiwa Pa terbuka cific, maka 0,51,0 mm jarak vertikal dan 501000 km jarak antara lokasi diulangi sekali per jam selama beberapa hari mungkin diperlukan. Akurasi, presisi, dan Linieritas Sementara kita pada topik pengalaman KASIH, sekarang adalah saat yang tepat untuk memperkenalkan tiga konsep yang dibutuhkan di seluruh Buku ketika kita membahas eksperimen: presisi, akurasi, dan linearitaslangkah yang surement. Akurasi adalah perbedaan antara nilai yang terukur dan nilai sebenarnya. Presisi adalah perbedaan antara pengukuran ulang. Perbedaan antara akurasi dan presisi biasanya digambarkan oleh Contoh sederhana dari menembakkan senapan di target. Akurasi adalah jarak ratarata dari pusat target untuk hits pada target. Presisi adalah ratarata jarak antara hits. Dengan demikian, sepuluh tembakan senapan bisa berkumpul dalam lingkaran 10 cm dengan diameter pusat cluster yang terletak 20 cm dari pusat dari target. akurasi dari 20 cm, dan presisi yang kirakira 5 cm. Linearitas mengharuskan output dari instrumen menjadi fungsi linear dari input. perangkat nonlinier memperbaiki variabilitas untuk nilai konstan. Jadi non respon linear menyebabkan nilai ratarata yang salah. Nonlinearitas bisa sama pentingnya sebagai akurasi. Sebagai contoh, mari Output = Masukan + 0,1 (Input) 2 Masukan = a ωt dosa kemudian Output = dosa ωt + 0,1 (sinωt a) 2 0,1 0,1 Output = Masukan + a 2 a 2 cos 2ωt 2 2 Perhatikan bahwa nilai ratarata dari input adalah nol, namun output dari non ini instrumen linear memiliki nilai ratarata 0.05a 2 ditambah istilah yang sama besar di

halaman 28

20


dua kali frekuensi input. Secara umum, jika input memiliki frekuensi ohm 1 dan ω 2 , maka Output dari instrumen nonlinear memiliki frekuensi ohm 1 ± ω 2 . Linearitas suatu Instrumen ini sangat penting ketika instrumen harus mengukur mean nilai variabel bergolak. Sebagai contoh, kita memerlukan linear meter saat ketika mengukur arus di dekat permukaan laut di mana angin dan gelombang menghasilkan besar variabilitas arus. Kepekaan terhadap variabel lain yang menarik. Kesalahan dapat berkorelasi dengan variabel lain dari masalah. Misalnya, pengukuran konduktivitas sensitif terhadap suhu. Jadi, kesalahan dalam pengukuran suhu di salinometers menyebabkan kesalahan dalam nilai yang terukur dari konduktivitas atau salinitas. 2.6 Konsep Penting Dari atas, saya harap Anda telah belajar: 1. Samudera tidak dikenal. Apa yang kita tahu adalah berdasarkan data yang dikumpulkan dari hanya sedikit lebih dari satu abad ekspedisi oseanografi dukungan dah dimasukkan dengan data satelit yang dikumpulkan sejak tahun 1978. 2. gambaran dasar laut cukup untuk menggambarkan waktu ratarata berarti sirkulasi laut, dan karya terbaru mulai menjelaskan variabilitas. 3. Pengamatan sangat penting untuk memahami laut. beberapa proses telah diprediksi dari teori sebelum mereka diamati. 4. Kurangnya pengamatan telah menyebabkan gambar konseptual proses kelautan yang sering terlalu disederhanakan dan sering menyesatkan. 5. Ahli kelautan lebih mengandalkan dan lebih pada set data yang besar yang dihasilkan oleh orang lain. Set memiliki kesalahan dan keterbatasan yang Anda harus memahami sebelum https://translate.googleusercontent.com/translate_f

21/265

2/9/2017


menggunakan mereka. 6. Perencanaan percobaan setidaknya sama pentingnya dengan melakukan percobaan. 7. kesalahan Sampling muncul ketika pengamatan, sampel, tidak perwakilan sentative proses yang sedang dipelajari. kesalahan pengambilan sampel adalah terbesar sumber kesalahan dalam oseanografi. 8. Hampir semua pengamatan kami dari laut sekarang datang dari satelit, drifter, dan instrumen otonom. Lebih sedikit dan lebih sedikit pengamatan berasal dari kapal di laut.

halaman 29

bagian 3

Setting Fisik

Bumi adalah ellipsoid oblate, elips diputar sekitar sumbu minor, dengan radius khatulistiwa R e = 6, 378,1349 km (West, 1982) sedikit lebih besar dari radius kutub R p = 6, 356,7497 km. Tonjolan khatulistiwa kecil karena rotasi bumi. Jarak di bumi diukur dalam banyak unit yang berbeda, yang paling umum adalah derajat lintang atau bujur, meter, mil, dan mil laut. Lintang adalah sudut antara vertikal lokal dan bidang ekuator. Sebuah meridian adalah persimpangan di permukaan bumi dari pesawat tegak lurus terhadap bidang ekuator dan melewati sumbu bumi rotasi. Bujur adalah sudut antara meridian standar dan setiap meridian lainnya, di mana meridian standar salah satu yang melewati titik di Royal Observatory di Greenwich, Inggris. Jadi bujur diukur timur atau barat dari Greenwich. Gelar lintang tidak sama panjang sebagai tingkat bujur kecuali di khatulistiwa. Lintang diukur sepanjang lingkaran besar dengan radius R, di mana R adalah jarijari ratarata bumi. Bujur diukur sepanjang lingkaran dengan jarijari R cosφ, di mana φ adalah lintang. Jadi 1 ◦ lintang = 111 km, dan 1 ◦ bujur = 111 km cosφ. Karena jarak dalam derajat bujur tidak konstan, ahli kelautan mengukur jarak pada peta menggunakan derajat lintang. Mil laut dan meter yang terhubung secara historis dengan ukuran bumi. Gabriel Mouton diusulkan pada tahun 1670 sistem desimal pengukuran berdasarkan panjang busur yang satu menit dari lingkaran besar bumi. Hal ini pada akhirnya menjadi mil laut. sistem desimal Mouton akhirnya menjadi sistem metrik berdasarkan unit yang berbeda panjang, meter, yang semula dimaksudkan untuk menjadi sepersepuluh juta jarak dari Khatulistiwa ke tiang bersama meridian Paris. Meskipun dasi antara mil laut, meter, dan bumi radius segera ditinggalkan karena tidak praktis, pendekatan yang sangat bagus. Misalnya, lingkar kutub bumi adalah sekitar 40.008 km. Oleh karena itu sepersepuluh juta dari kuadran adalah 1,0002 m. Demikian pula, bahari mil harus 1,8522 km, yang sangat dekat dengan definisi resmi dari mil laut internasional: 1 nm ≡ 1,8520 km. 21 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

22/265

2/9/2017


halaman 30

22

BAB 3. FISIK SETTING 90

o

60

o

30

o

0

0

30

0

60

o

90

o

80

o

40

o

0

o

40

o

4000 3000 1000 200 0 Gambar 3.1 Samudera Atlantik melihat dengan Eckert VI samaarea proyeksi. Kedalaman, di meter, berasal dari etopo 30 kumpulan data. 200 m kontur menguraikan rak kontinental. 3.1 Samudra dan Laut Hanya ada satu laut. Hal ini dibagi menjadi tiga bagian yang disebut oleh internasional kesepakatan: Atlantik, Pasifik, dan Hindia laut (International Hydrographic Biro, 1953). Laut, yang merupakan bagian dari laut, didefinisikan dalam beberapa cara. saya mempertimbangkan dua. Samudra Atlantik membentang ke utara dari Antartika dan mencakup semua Laut Arktik, Mediterania Eropa, dan Amerika Mediter ranean lebih dikenal sebagai laut Karibia (gambar 3.1). batas antara Atlantik dan Samudera Hindia adalah meridian dari Cape Agulhas (20 ◦ E). Batas antara Atlantik dan Pasifik merupakan garis membentuk pendek yang est jarak dari Cape Horn ke Kepulauan Shetland Selatan. Di utara, Arctic Sea merupakan bagian dari Samudera Atlantik, dan Selat Bering adalah batas antara Atlantik dan Pasifik. Samudera Pasifik membentang ke utara dari Antartika ke Selat Bering (Gambar 3.2). Batas antara Pasifik dan Samudra Hindia mengikuti '

halaman 31

3.2. DIMENSI LAUT

23

90

o


23/265

2/9/2017


60

o

30

o

0

o

30

o

60

o

90

o

120

160

o

o

160 120 o

o

80

o

4000 3000 200 0 1000 Gambar 3.2 The Ocean Pacific melihat dengan Eckert VI samaarea proyeksi. Kedalaman, di meter, berasal dari etopo 30 kumpulan data. 200 m kontur menguraikan rak kontinental. '

baris dari Semenanjung Melayu melalui Sumatera, Jawa, Timor, Australia di Cape Londonderry, dan Tasmania. Dari Tasmania ke Antartika itu adalah meridian dari South East Cape di Tasmania 147 ◦ E. Samudera Hindia memanjang dari Antartika ke benua Asia di daerah, termasuk Laut Merah dan Teluk Persia (Gambar 3.3). Beberapa penulis menggunakan nama Samudra Selatan untuk menggambarkan laut sekitar Antartika. Mediterania Seas sebagian besar dikelilingi oleh tanah. Dengan definisi ini, Kutub Utara dan Laut Karibia keduanya Mediterania Seas, Kutub Utara Mediter ranean dan Karibia Mediterania. Seas marjinal didefinisikan oleh hanya lekukan di pantai. Arab Laut dan Laut Cina Selatan adalah lautan marjinal. 3.2 Dimensi laut Laut dan lautan menutupi 70,8% dari permukaan bumi, yang berjumlah 361.254.000 km 2 . Daerah bagian bernama bervariasi (Tabel 3.1).

halaman 32

24

BAB 3. FISIK SETTING 30

o

0

o

30

o

60

o

90

o

40

o

80

o

120

o

4000 3000 1000 200 0 Gambar 3.3 Samudera Hindia melihat dengan Eckert VI samaarea proyeksi. Kedalaman, di meter, berasal dari etopo 30 kumpulan data. 200 m kontur menguraikan rak kontinental. '


24/265

2/9/2017


dimensi kelautan berkisar dari sekitar 1500 km untuk lebar minimum Atlantik ke lebih dari 13.000 km untuk batas utaraselatan Atlantik dan lebar Pasifik. kedalaman khas hanya 34 km. jadi horisontal dimensi cekungan laut yang 1.000 kali lebih besar dari dimensi vertikal. Sebuah model skala Pasifik, ukuran 8,5 × 11 di selembar kertas, akan memiliki dimensi yang mirip dengan kertas: lebar 10.000 timbangan km ke 10 di, dan kedalaman 3 timbangan km ke 0,003 di, ketebalan khas selembar kertas. Karena laut sangat tipis, plot crosssectional dari cekungan laut harus memiliki sangat skala vertikal berlebihan untuk menjadi berguna. plot khas memiliki skala vertikal yang 200 kali skala horisontal (gambar 3.4). berlebihan mendistorsi ini pandangan kita tentang laut. Tepi cekungan laut, lereng benua, tebing tidak curam seperti yang ditunjukkan pada gambar di 41 ◦ W dan 12 ◦ E. Sebaliknya, mereka lereng lembut jatuh ke bawah 1 meter untuk setiap 20 meter horisontal. Rasio kecil kedalaman lebar cekungan laut sangat penting untuk memahami arus laut. kecepatan vertikal harus jauh lebih kecil Tabel 3.1 Luas Permukaan laut Samudera Pasifik 181,34 × 10 km Samudera Atlantik 106,57 × 10 km Samudera Hindia 74,12 × 10 km † Dari Menard dan Smith (1966) †

6

2

6

2

6

2

halaman 33

3.3. FITUR SEALANTAI

25

0 2 4 Kedalaman (km) 6 45

30

o

o

15 Garis bujur

0

o

15

o

o

6 km 6 km 45 30 15 0 15 Gambar 3.4 Penampang Atlantik selatan sepanjang 25 S menunjukkan landas kontinen lepas pantai Amerika Selatan, gunung bawah laut di dekat 35 W, pertengahan Atlantik Ridge dekat 14 W, Walvis Ridge dekat 6 E, dan landas kontinen sempit dari Afrika Selatan. atas Vertikal berlebihan dari 180: 1. Lebih rendah berlebihan Vertikal dari 30: 1. Jika ditampilkan dengan rasio aspek yang benar, plot akan ketebalan garis di permukaan laut di plot yang lebih rendah. o

o

o

o

o

◦

◦

◦

◦

dari kecepatan horizontal. Bahkan lebih dari jarak beberapa ratus kilometer, kecepatan vertikal harus kurang dari 1% dari kecepatan horizontal. Saya akan menggunakan ini Informasi kemudian untuk menyederhanakan persamaan gerak. The kecepatan vertikal relatif kecil memiliki pengaruh besar pada turbulensi. Tiga turbulensi dimensi secara fundamental berbeda dari dua dimensi pergolakan. Dalam dua dimensi, garis vortex harus selalu vertikal, dan ada dapat sedikit pusaran peregangan. Dalam tiga dimensi, pusaran peregangan memainkan sebuah peran mendasar dalam turbulensi. 3.3 Fitur SeaFloor permukaan berbatu bumi dibagi menjadi dua jenis: samudera, dengan padat tipis Kerak km sekitar 10 tebal, dan benua, dengan kerak cahaya tebal sekitar 40 km tebal. Dalam, kerak benua lebih ringan mengapung lebih tinggi dari mantel padat daripada kerak samudera, dan tinggi ratarata dari kerak relatif ke laut tingkat memiliki dua nilai yang berbeda: benua memiliki ketinggian ratarata 1.100 m, laut memiliki kedalaman ratarata 3400 m (gambar 3.5). Volume air di lautan melebihi volume cekungan laut, dan air tumpah ke daerah dataran rendah dari benua. Ini laut dangkal adalah rak kontinental. Beberapa, seperti Laut China Selatan, lebih dari 1100 km lebar. Kebanyakan relatif dangkal, dengan kedalaman khas 50100 m. Beberapa dari rakrak yang lebih penting adalah: Laut Cina Timur, Laut Bering, Laut Utara, Grand Banks, yang Patagonian Shelf, Arafura Laut dan Teluk Carpentaria, dan Siberia Shelf. Laut dangkal membantu menghilang pasang, mereka sering daerah produktivitas hayati yang tinggi, dan mereka https://translate.googleusercontent.com/translate_f

25/265

2/9/2017


biasanya termasuk dalam zona ekonomi eksklusif negara yang berdekatan.

halaman 34

26

BAB 3. FISIK SETTING

Frekuensi (% Area) 0.00% 0,50% 1.00% 1,50% 2.00% 2,50% 3,00% 3,50% 4.00% 4,50% 5,00% 10.000 8.000 6.000 4.000 2.000 n (meter) tio 0 va2000 Ele 4000 6000 8000 10.000 0%

10% 20% 30% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 100% Kumulatif (% Area) Gambar 3.5 Histogram dari ketinggian tanah dan kedalaman laut sebagai persentase dari wilayah bumi di 100 m interval, menunjukkan perbedaan yang jelas antara benua dan dasar laut. Itu kurva frekuensi kumulatif adalah integral dari histogram. Kurva dihitung dari yang etopo 2 data yang ditetapkan oleh George Sharman Nasional Geophysical Data Center noaa. Kerak dipecah menjadi lempeng besar yang bergerak relatif satu sama lain. Baru kerak dibuat di pegunungan di tengah laut, dan kerak lama hilang di parit. Itu gerakan relatif dari kerak, karena lempeng tektonik, menghasilkan ciri khas dari dasar laut membuat sketsa pada gambar 3.6, termasuk pegunungan di tengah laut, parit, adalah Pantai Air tinggi Air rendah RAK (Kerikil, BENUA Pasir LERENG kemiringan Av 1 di 500)

Permukaan laut LAUTAN

ISLAND ARC

(Lumpur kemiringan av 1 di 20) NAIK

PARIT MIDOCEAN PUNGGUNG BUKIT BASKOM (Tanah liat & merembes) Seamount mineral Organik LAUT DALAM

Gambar 3.6 Bagian Skema melalui laut menunjukkan fitur utama dari dasar laut. Perhatikan bahwa kemiringan dasar laut adalah sangat berlebihan pada gambar.

halaman 35

3.3. FITUR SEALANTAI


27

26/265

2/9/2017


busur tanah, dan cekungan. Namanama fitur sublaut telah didefinisikan oleh Organisasi Internasional Hydrographic (1953), dan definisi berikut tions diambil dari Sverdrup, Johnson, dan Fleming (1942), Shepard (1963), dan Dietrich et al. (1980). Cekungan yang depresi mendalam dari dasar laut kurang lebih melingkar atau oval bentuk. Jurang yang relatif sempit, aluralur yang mendalam dengan lereng yang curam, melintasi landas kontinen dan lereng, dengan dasar miring terus ke bawah. rak kontinental adalah zona yang berdekatan dengan benua (atau sekitar sebuah pulau) dan memanjang dari garis air rendah ke kedalaman, biasanya sekitar 120 m, di mana ada keturunan ditandai atau agak curam menuju kedalaman besar. (Gambar 3.7) lereng benua adalah declivities arah laut dari tepi rak ke yang lebih besar kedalaman. Dataran adalah permukaan sangat datar ditemukan di banyak cekungan laut dalam. Ridges panjang, ketinggian sempit dasar laut dengan sisi yang curam dan kasar topografi.

Gambar 3.7 Sebuah contoh dari landas kontinen, rak lepas pantai dari Monterey California menunjukkan Monterey dan ngarai lainnya. Jurang yang umum di rakrak, sering memperluas di rak dan menuruni lereng benua ke air yang dalam. Gambar hak cipta Monterey Bay Aquarium Research Institute (MBARI).

halaman 36

28


21,4

o

40 48

21,3

30

o

40 14

20

21.2

o

21,1

o

40

20

21.0

o

30

40

20,9

o


27/265

2/9/2017


20,8 163,0 163.1 163,2 163,3 163,4 163,5 163,6 Gambar 3.8 Contoh gunung bawah laut, yang Wilde Guyot. Sebuah guyot adalah gunung bawah laut dengan datar top diciptakan oleh gerakan gelombang ketika gunung bawah laut yang diperpanjang di atas permukaan laut. Sebagai gunung bawah laut ad dilakukan oleh gerakan lempeng, secara bertahap tenggelam lebih dalam di bawah permukaan laut. mendalam itu berkontur dari data echo sounder dikumpulkan sepanjang jalur kapal (garis lurus tipis) ditambah dengan data sisiscan sonar. Kedalaman berada di unit 100 m. Dari William Sager, Texas A & M Universitas. o

o

o

o

o

o

o

o

Gunung laut yang ketinggian terisolasi atau relatif terisolasi naik 1000 m atau lebih dari dasar laut dan dengan daerah puncak kecil (gambar 3.8). Kusen adalah bagian rendah dari pegunungan yang memisahkan cekungan laut dari satu sama lain atau dari dasar laut yang berdekatan. Parit yang depresi panjang, sempit, dan mendalam dari dasar laut, dengan relativitas sisimasing curam (gambar 3.9). fitur sublaut sangat mempengaruhi sirkulasi laut. Ridges memisahkan perairan dalam laut menjadi cekungan yang berbeda. Air yang lebih dalam daripada ambang antara dua baskom tidak bisa bergerak dari satu ke yang lain. Puluhan ribu gunung laut yang tersebar di seluruh cekungan laut. Mereka mengganggu arus laut, dan menghasilkan turbulensi menyebabkan pencampuran vertikal di laut.

halaman 37

3.4. MENGUKUR KEDALAMAN LAUT

29

57

o

56

0

50

B

200

Laut Bering

o

200

Semenanjung Alaska 50

1000 3000 5000

55

o

500

500 2000 4000

0

54 200 200 0 1000 50 Lintang (Utara) 3000 500 53 2000 5000 4000 o

5000

o

Aleutian Trench 52 6000 o

SEBUAH

5000 51 167 o

o

165

o

163

o

Samudera Pasifik

161 159 Bujur (Barat) o

o

157

o

155

o

0 2000

Bagian A: B

4000 Kedalaman (m) 6000 51 52

54 55 56 57 Lintang (Utara) Gambar 3.9 Sebuah contoh dari parit, yang Aleutian Trench; busur pulau, Semenanjung Alaska; dan landas kontinen, Laut Bering. Pulau busur terdiri dari gunung berapi yang dihasilkan ketika kerak samudera dilakukan jauh ke parit mencair dan naik ke permukaan. Top: Peta wilayah Aleutian dari Pasifik Utara. Bottom: Penampang melalui wilayah tersebut. o

o

53

o

o

o

o

o

3.4 Mengukur Kedalaman Samudera Kedalaman laut biasanya diukur dengan dua cara: 1) menggunakan akustik gemasounders di kapal, atau 2) menggunakan data dari altimeter satelit. Echo Sounders Sebagian besar peta laut didasarkan pada pengukuran yang dilakukan oleh gema sounders. instrumen mengirimkan semburan 1030 suara kHz dan mendengarkan gema dari dasar laut. Interval waktu antara transmisi pulsa dan penerimaan gema, bila dikalikan dengan kecepatan suara, memberikan dua kali kedalaman laut (gambar 3.10). https://translate.googleusercontent.com/translate_f

28/265

2/9/2017


Sounding gema transatlantik pertama dibuat oleh Destroyer Angkatan Laut AS Stewart pada tahun 1922. Hal ini segera diikuti oleh survei sistematis pertama dari sebuah laut basin, yang dibuat oleh penelitian dan kapal survey Jerman Meteor selama nya

halaman 38

30


Elektronik Jarak waktu pengukuran, Display, Recording pengeras Penerima transduser

Osilator Pemancar transduser

Permukaan Bawah

Hubungi Bank Zerokontak beralih Geser kontak tak berujung pita

pencatat elektromekanis mendorongOsilator

33 kHz pulsa suara Penerima transduser

Pemancar transduser

Gambar 3.10 Kiri: Echo sounder ukuran kedalaman laut dengan mengirimkan pulsa dari suara dan mengamati waktu yang dibutuhkan untuk menerima gema dari bawah. Kanan: Waktunya direkam oleh percikan membakar tanda pada gulungan perlahan bergerak kertas. Setelah Dietrich et al. (1980: 124). ekspedisi ke Atlantik selatan dari 1925 ke 1927. Sejak itu, oseanografi dan kapal angkatan laut telah beroperasi sounders gema hampir terus menerus sementara di laut. Jutaan mil data kapallagu yang direkam di atas kertas yang sudah didigitalkan ke menghasilkan basis data yang digunakan untuk membuat peta. Trek tidak terdistribusi dengan baik. Trek cenderung jauh di belahan bumi selatan, bahkan di dekat Australia (Gambar 3.11) dan lebih dekat bersamasama di daerah juga dipetakan seperti Atlantik Utara. sounders Echo membuat pengukuran yang paling akurat dari kedalaman laut. Mereka akurasi ± 1%. Kesenjangan satelit Altimetri dalam pengetahuan kita tentang kedalaman laut antara kapal lagu kini telah diisi oleh data satelitaltimeter. Altimeter profil yang bentuk dari permukaan laut, dan bentuknya sangat mirip dengan bentuk laut lantai (Tapley dan Kim, 2001; Cazenave dan Royer, 2001; Sandwell dan Smith, 2001). Untuk melihat ini, pertama kita harus mempertimbangkan bagaimana gravitasi mempengaruhi permukaan laut. Hubungan Antara Tingkat Sea dan massa Kelebihan Kedalaman Samudera ini di dasar laut, misalnya massa gunung bawah laut yang, meningkatkan gravitasi lokal karena massa gunung bawah laut lebih besar dari massa air yang dipindahkan. Rocks lebih dari tiga kali lebih padat daripada air. Kelebihan massa meningkatkan lokal gravitasi, yang menarik air ke arah gunung bawah laut tersebut. Hal ini akan mengubah bentuk permukaan laut (gambar 3.12). Mari kita membuat konsep yang lebih tepat. Untuk pendekatan yang sangat baik, laut permukaan adalah permukaan tingkat tertentu disebut geoid (lihat boks). Dengan definisi tingkat permukaan adalah permukaan potensial gravitasi konstan, dan itu adalah di manamana

halaman 39


29/265

2/9/2017


3.4. MENGUKUR KEDALAMAN LAUT

31

0

o

10

o

20 30

40

o

o

o

90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 Walter HF Smith dan David T. Sandwell, Trek Kapal, Versi 4.0, SIO, September 26, 1996 Copyright 1996, Walter HF Smith dan David T. Sandwell o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Gambar 3.11 Lokasi data echosounder yang digunakan untuk pemetaan dasar laut di dekat Australia. Perhatikan area yang luas di mana kedalaman belum diukur dari kapal. Dari David Sandwell, Scripps Institution of Oceanography. tegak lurus terhadap gravitasi. Secara khusus, itu harus tegak lurus ke lokal vertikal ditentukan oleh garis tegak lurus, yang merupakan "garis atau kabel memiliki di salah satu ujung berat logam untuk menentukan arah vertikal "(Oxford English Dictionary). Kelebihan massa gunung bawah laut yang menarik berat garis tegak lurus, menyebabkan garis tegak lurus ke titik sedikit ke arah gunung bawah laut bukannya menuju bumi Pusat massa. Karena permukaan laut harus tegak lurus dengan gravitasi, itu harus memiliki tonjolan sedikit di atas gunung bawah laut seperti yang ditunjukkan pada gambar 3.12. Jika tidak ada tonjolan, permukaan laut tidak akan tegak lurus terhadap gravitasi. gunung laut khas menghasilkan tonjolan yang 120 m jarak 100200 kilometer. Ini tonjolan terlalu kecil untuk dilihat dari kapal, namun mudah diukur dengan altimeter satelit. palung samudera memiliki defisit massa, dan mereka menghasilkan depresi dari permukaan laut. Korespondensi antara bentuk permukaan laut dan kedalaman air tidak tepat. Hal ini tergantung pada kekuatan dasar laut, usia fitur dasar laut, dan ketebalan sedimen. Jika gunung bawah laut yang mengapung di atas dasar laut seperti es di atas air, sinyal gravitasi jauh lebih lemah daripada itu akan jika gunung bawah laut yang beristirahat di dasar laut seperti es beristirahat di atas meja. Sebagai Akibatnya, hubungan antara gravitasi dan dasar laut topografi bervariasi dari daerah ke daerah. Kedalaman diukur dengan sounders gema akustik digunakan untuk menentukan ulang tersebut hubungan coordinator. Oleh karena itu, altimetri digunakan untuk interpolasi antara akustik pengukuran echo sounder (Smith dan Sandwell, 1994). sistem satelitaltimeter Sekarang mari kita lihat bagaimana altimeter mengukur bentuk

halaman 40

32

BAB 3. FISIK SETTING The geoid Permukaan tingkat yang sesuai dengan permukaan lautan saat istirahat adalah permukaan khusus, geoid. Untuk pendekatan pertama, geoid adalah ellipsoid yang sesuai dengan permukaan yang berputar, cairan homogen rotasi solidbody, yang berarti bahwa fluida tidak memiliki aliran internal. Untuk pendekatan kedua, geoid berbeda dari ellipsoid karena variasi lokal dalam gravitasi. Penyimpangan disebut undulasi geoid. Amplitudo maksimum undulations kirakira ± 60 m. Untuk ketiga pendekatan, geoid menyimpang dari permukaan laut karena laut tidak beristirahat. Deviasi dari permukaan laut dari geoid didefinisikan sebagai topografi. definisi ini identik dengan definisi untuk topografi tanah, misalnya ketinggian diberikan pada peta topografi. topografi laut ini disebabkan oleh pasang surut, kandungan panas dari air, dan arus permukaan laut. Aku akan kembali ke pengaruh mereka dalam bab 10 dan 17. Amplitudo maksimum topografi kirakira ± 1 m, sehingga kecil dibandingkan dengan undulations geoid. undulations geoid disebabkan oleh variasi lokal dalam gravitasi karena distribusi yang tidak merata massa di dasar laut. Gunung laut memiliki kelebihan


30/265

2/9/2017


massa karena mereka lebih padat daripada air. Mereka menghasilkan ke atas tonjolan di geoid (lihat di bawah). Parit memiliki kekurangan massa. Mereka menghasilkan lendutan dari geoid. Jadi geoid erat ulang lated ke dasar laut topografi. Peta dari geoid kelautan memiliki yang luar biasa kemiripan dengan dasar laut topografi.

10 m

permukaan laut 200 km

2 km dasar laut Gambar 3.12 Seamounts lebih padat dari air laut. Mereka meningkatkan gravitasi lokal, menyebabkan garis tegak lurus di permukaan laut (panah) untuk dibelokkan ke arah gunung bawah laut tersebut. Karena permukaan lautan saat istirahat harus tegak lurus dengan gravitasi, permukaan laut dan geoid lokal harus memiliki tonjolan sedikit seperti yang ditunjukkan. tonjolan tersebut mudah diukur oleh altimeter satelit. Akibatnya, data yang altimeter satelit dapat digunakan untuk memetakan laut lantai. Catatan, tonjolan di permukaan laut yang dibesarbesarkan, dua kilometer tinggi gunung bawah laut akan menghasilkan tonjolan sekitar 10 m. dari permukaan laut. sistem satelit altimeter termasuk radar untuk mengukur ketinggian satelit di atas permukaan laut dan sistem pelacakan untuk menentukan ketinggian satelit di geosentrik. Sistem ini mengukur

halaman 41

3.5. BAGAN SEA LANTAI DAN SETS DATA

33

Satellite'sOrbit

h

geoid

Laut Permukaan }

{ Referensi ellipsoid undulasi geoid

r

Topografi (Tidak skala)

pusat Massa Gambar 3.13 Sebuah langkah altimeter satelit ketinggian satelit di atas permukaan laut. Ketika ini dikurangi dari r ketinggian orbit satelit, perbedaannya adalah permukaan laut relatif terhadap pusat bumi. Bentuk permukaan adalah karena variasi gravitasi, yang menghasilkan arus laut undulations, dan geoid yang menghasilkan topografi laut, kepergian permukaan laut dari geoid. Referensi ellipsoid adalah yang terbaik halus pendekatan untuk geoid. Variasi dalam geoid, undulations geoid, dan topografi yang dibesarbesarkan dalam gambar. Dari Stewart (1985). ketinggian permukaan laut relatif terhadap pusat massa bumi (gambar 3.13). Hal ini memberikan bentuk permukaan laut. Banyak satelit altimetrik telah terbang di angkasa. Semua mengamati geoid laut dan pengaruh dasar laut fitur pada geoid. Altimeter yang dihasilkan data yang paling berguna termasuk SEASAT (1978), GEOSAT (19851988), ers1 (1991 1996), ers2 (1995), Topex / Poseidon (19922006), Jason (2002), dan Envisat (2002). Topex / Poseidon dan Jason secara khusus dirancang untuk membuat sangat pengukuran akurat dari tinggi permukaan laut. Mereka mengukur ketinggian permukaan laut dengan akurasi ± 0,05 m. Satelit Altimeter Maps Laut lantai Topografi SEASAT, GEOSAT, ers 1, dan ers2 yang dioperasikan di orbit dengan trek tanah spasi 310 km terpisah, yang cukup untuk memetakan geoid. Dengan menggabungkan data dari echosounder dengan data dari GeoSat dan ers1 sistem altimeter, Smith dan Sandwell (1997) menghasilkan peta dasar laut dengan resolusi horizontal 510 km dan ratarata global kedalaman akurasi ± 100 m. 3,5 Charts Sea Floor dan Kumpulan Data Hampir semua data echosounder telah didigitalkan dan dikombinasikan untuk membuat laut grafik lantai. Data telah diolah lebih lanjut dan diedit untuk menghasilkan digital https://translate.googleusercontent.com/translate_f

31/265

2/9/2017


Data set yang secara luas didistribusikan dalam format cdrom. Data ini telah dilengkapi dengan data dari satelit altimetrik untuk menghasilkan peta laut lantai dengan resolusi horizontal sekitar 3 km. The British Oceanographic Data Centre menerbitkan General batimetri Grafik dari laut (gebco) Digital Atlas atas nama Intergovernmen tal Oceanographic Commission of unesco dan Hidrografi Internasional

halaman 42

34


60

o

30

o

0

o

30

60

o

o

0

60 120 180 120 60 0 Walter HF Smith dan David T. Sandwell dasar laut Topografi Versi 4.0 SIO September 26, 1996 © 1996 Walter HF Smith dan David T. Sandwell Gambar 3.14 dasar laut topografi laut dengan resolusi 3 km dihasilkan dari pengamatan altimeter satelit dari bentuk permukaan laut. Dari Smith dan Sandwell. o

o

o

o

o

o

o

Organisasi. atlas yang terutama terdiri dari lokasi kontur kedalaman, garis pantai, dan Tracklines dari gebco 5th Edition dipublikasikan pada skala 01:10 juta. Kontur asli yang ditarik dengan tangan berdasarkan digital Data echosounder diplot pada peta dasar. The National Geophysical Data Center US menerbitkan etopo2 cdrom mengandung nilainilai digital dari kedalaman samudera dari gema sounders dan altimetri dan ketinggian tanah dari survei. Data diinterpolasi untuk 2 menit (2 bahari mil) jaringan. Samudera data antara 64 ◦ N dan 72 ◦ S adalah dari karya Smith dan Sandwell (1997), yang menggabungkan data echosounder dengan data altimeter dari GEOSAT dan ers1. Data dasar laut utara dari 64 ◦ N adalah dari International Bagan batimetri dari Samudra Arktik. Data dasar laut selatan dari 72 ◦ S adalah dari yang dari Naval Oceanographic Office AS Digital batimetri data Dasar Resolusi Variabel. Data tanah yang dari Proyek dunia, yang menghasilkan model elevasi digital dengan 0,5 menit (0,5 mil laut) jaringan jarak menggunakan Data dari banyak negara. pemerintah nasional mempublikasikan peta pesisir dan pelabuhan. Di Amerika Serikat, noaa National Ocean Service menerbitkan grafik bahari berguna untuk navigasi kapalkapal di pelabuhan dan perairan lepas pantai. 3.6 Suara di Samudera Suara memberikan satusatunya cara untuk mentransmisikan informasi lebih jarak yang jauh di laut. Suara digunakan untuk mengukur sifatsifat dasar laut, kedalaman laut, suhu, dan arus. Paus dan lainnya hewan laut menggunakan suara untuk menavigasi, berkomunikasi melalui jarak yang jauh, dan menemukan makanan.

halaman 43


32/265

2/9/2017


3.6. SUARA DI LAUT

35

Salinitas 33,0 33,5 34,0 34,5 35,0 0

0

Kecepatan koreksi (m / s) Kecepatan suara (m / s) 20 40 60 80 100 1500 1520 1540 1560 0

1

1

2

2

m) 3

3

Kedalaman (k 4 t

4

S A C A C

5 6 0

S

t

A C

C

P

5

6 10 15 20 0 20 40 60 80 100 1500 1520 1540 1560 T C Gambar 3.15 Proses memproduksi saluran suara di laut. Kiri: Suhu T dan salinitas S diukur sebagai fungsi kedalaman selama RV Hakuho Maru cruise KH871, Stasiun JT, pada tanggal 28 Januari 1987 di Latitude 33 52,90 N, panjang 141 55,80 E di Utara Pasifik. Pusat: Variasi dalam kecepatan suara karena variasi suhu, salinitas, dan kedalaman. Kanan: kecepatan suara sebagai fungsi kedalaman menunjukkan minimum kecepatan dekat 1 km kedalaman yang mendefinisikan saluran suara di laut. (Data dari jpots Editorial Panel, 1991). o

5

o

o

o

o

o

◦

'

◦

'

Kecepatan Suara kecepatan suara di laut bervariasi dengan suhu, salinitas, dan tekanan (MacKenzie, 1981; Munk et al 1995:. 33): C = 1.448,96 + 4,591 t 0,05304 t 2 + 0,0002374 t 3 + 0,0160 Z + (1,340,01025 t) (S 35) + 1,675 × 10 7 Z 2 7,139 × 10 13 TZ 3

(3.1)

di mana C adalah kecepatan dalam m / s, t adalah suhu dalam Celcius, S adalah salinitas (lihat Bab 6 untuk definisi salinitas), dan Z adalah kedalaman dalam meter. persamaan memiliki akurasi sekitar 0,1 m / s (Dushaw et al. 1993). persamaan suara berkecepatan lainnya telah banyak digunakan, terutama persamaan yang diusulkan oleh Wilson (1960) yang telah banyak digunakan oleh Angkatan Laut Amerika Serikat. Untuk kondisi kelautan khas, C biasanya antara 1.450 m / s dan 1550 m / s (Gambar 3.15). Menggunakan (3.1), kita dapat menghitung sensitivitas C untuk perubahan suhu, kedalaman, dan salinitas khas laut. Nilainilai perkiraan adalah: 40 m / s per 10 ◦ C kenaikan suhu, 16 m / s per 1000 peningkatan m kedalaman, dan 1,5 m / s per 1 peningkatan salinitas. Jadi penyebab utama dari variabilitas kecepatan suara adalah suhu dan kedalaman (tekanan). Variasi salinitas terlalu kecil untuk memiliki banyak pengaruh. Jika kita plot kecepatan suara sebagai fungsi kedalaman, kita menemukan bahwa kecepatan biasanya

halaman 44

36

BAB 3. FISIK SETTING 0 1

ray 8 9 10

sumbu

2

9

Kedalaman (km) 3 4 1.50

1.55 0 100 C (km / s) Range (km) Gambar 3.16 Ray jalur suara di laut untuk sumber dekat sumbu saluran suara. Setelah Munk et al. (1995).


200

33/265

2/9/2017


memiliki minimal pada kedalaman sekitar 1000 m (gambar 3.16). Kedalaman minimum kecepatan disebut saluran suara. Ini terjadi di semua lautan, dan biasanya mencapai permukaan di lintang sangat tinggi. Saluran suara ini penting karena suara di saluran dapat melakukan perjalanan sangat jauh, kadangkadang setengah jalan di seluruh bumi. Berikut adalah bagaimana saluran bekerja: sinar suara yang mulai perjalanan dari saluran dibiaskan kembali ke pusat saluran. Sinar merambat ke atas pada sudut kecil ke horisontal yang bengkok ke bawah, dan sinar menyebarkan ke bawah pada sudut kecil untuk horizontal yang bengkok ke atas (angka 3.16). kedalaman khas dari saluran bervariasi dari 10 m sampai 1200 m tergantung pada wilayah geografis. Penyerapan Suara penyerapan suara per satuan jarak tergantung pada Intensitas I suara: dI = kI 0 dx

(3.2)

di mana saya 0 adalah intensitas sebelum penyerapan dan k adalah koefisien penyerapan yang tergantung pada frekuensi suara. persamaan memiliki solusi: I = I 0 exp (kx)

(3.3)

nilainilai khas dari k (dalam desibel dB per kilometer) adalah: 0,08 dB / km pada 1000 Hz, dan 50 dB / km pada 100.000 Hz. Desibel dihitung dari: dB = 10 log (I / I 0 ), di mana saya 0 adalah kekuatan akustik asli, saya adalah kekuatan akustik setelah penyerapan. Misalnya, pada kisaran 1 km sinyal 1000 Hz dilemahkan oleh hanya 1,8%: Saya = 0.982I 0 . Pada kisaran 1 km sinyal 100.000 Hz dikurangi menjadi I = 10 5 I 0 . Sinyal 30.000 Hz yang digunakan oleh sounders gema khas untuk memetakan kedalaman laut yang sedikit dilemahkan pergi dari permukaan ke bawah dan kembali. frekuensi sangat rendah suara di channel suara, orangorang dengan frekuensi di bawah 500 Hz telah terdeteksi pada jarak megameters. Pada tahun 1960 15Hz suara dari ledakan berangkat dalam saluran suara off Perth Australia yang

halaman 45

3.7. KONSEP PENTING

37

terdengar di saluran suara dekat Bermuda, hampir setengah di seluruh dunia. Kemudian penelitian menunjukkan bahwa sinyal 57Hz ditransmisikan dalam saluran suara dekat Pulau Heard (75 ◦ E, 53 ◦ S) bisa didengar di Bermuda di Atlantik dan di Monterey, California di Pasifik (Munk et al. 1994). Penggunaan Suara Karena suara frekuensi rendah dapat didengar pada jarak yang besar, Angkatan Laut AS, pada 1950an, ditempatkan array mikrofon di dasar laut di dalam dan air dangkal dan menghubungkan mereka ke pantai stasiun. Suara Surveillance System sosus, meskipun dirancang untuk melacak kapal selam, telah ditemukan banyak kegunaan lainnya. Telah digunakan untuk mendengarkan dan melacak paus hingga 1.700 km pergi, dan menemukan lokasi letusan gunung berapi bawah laut. 3.7 Konsep Penting 1. Jika laut yang diperkecil dengan lebar 8 inci itu akan memiliki kedalaman hampir sama dengan ketebalan selembar kertas. Sebagai hasilnya, medan kecepatan di laut hampir 2dimensi. kecepatan vertikal jauh lebih kecil dari kecepatan horizontal. 2. Hanya ada tiga laut resmi. 3. Volume air laut melebihi kapasitas cekungan laut, dan laut meluap ke benua menciptakan rak kontinental. 4. kedalaman laut dipetakan oleh gema sounders yang mengukur waktu yang dibutuhkan untuk pulsa suara untuk perjalanan dari permukaan ke bawah dan kembali. Kedalaman diukur dengan sounders gema berbasis kapal telah digunakan untuk menghasilkan peta dasar laut. Peta memiliki resolusi horizontal miskin di beberapa daerah karena daerah yang jarang dikunjungi oleh kapalkapal dan kapal trek terpisah jauh. 5. kedalaman laut juga diukur dengan sistem altimeter satelit yang profil bentuk permukaan laut. Bentuk lokal permukaan dipengaruhi oleh perubahan gravitasi karena fitur sublaut. peta terbaru berdasarkan pengukuran altimeter satelit dari bentuk permukaan laut dikombinasikan dengan data kapal memiliki akurasi kedalaman ± 100 m dan horisontal resolusi ± 3 km. 6. kecepatan suara khas di laut adalah 1.480 m / s. Kecepatan tergantung terutama pada suhu, kurang pada tekanan, dan sangat sedikit di salinitas. variabil yang ity kecepatan suara sebagai fungsi dari tekanan dan temperatur menghasilkan channel suara horisontal di laut. Terdengar dalam saluran dapat melakukan perjalanan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

34/265

2/9/2017


jarak yang jauh. Frekuensi rendah suara di bawah 500 Hz dapat melakukan perjalanan setengah di seluruh dunia memberikan jalan tidak terganggu dengan tanah.

halaman 46

38



35/265

2/9/2017


Bab 4

Pengaruh atmosfer

Matahari dan suasana berkendara langsung atau tidak langsung hampir semua dinamik proses di laut. Sumber eksternal yang dominan dan tenggelam energi adalah sinar matahari, penguapan, emisi inframerah dari permukaan laut, dan masuk akal pemanasan laut oleh angin hangat atau dingin. Angin mendorong permukaan laut sirkulasi ke kedalaman sekitar satu kilometer. Angin dan pasang surut pencampuran berkendara arus lebih di laut. laut, pada gilirannya, adalah sumber dominan panas yang mendorong atmo yang sirkulasi bulat. Distribusi yang tidak merata dari kehilangan panas dan keuntungan dengan laut menyebabkan angin di atmosfer. Sinar matahari menghangatkan laut tropis, yang menguap, mentransfer panas dalam bentuk uap air ke atmosfer. Itu panas yang dilepaskan ketika uap mengembun sebagai hujan. Angin dan arus laut membawa poleward panas, di mana ia kalah ruang. Karena suasana drive laut, dan laut drive atmo yang sphere, kita harus mempertimbangkan laut dan atmosfer sebagai dinamis ditambah sistem. Dalam bab ini kita akan melihat terutama pada pertukaran momentum menjadi tween atmosfer dan lautan. Dalam bab berikutnya, kita akan melihat panas bursa. Dalam bab 14 kita akan melihat bagaimana laut dan atmosfer berinteraksi di Pasifik untuk menghasilkan El Ni~no. 4.1 Bumi di Luar Angkasa Orbit bumi tentang matahari hampir melingkar pada jarak ratarata 1,5 × 10 8 km. Eksentrisitas orbit kecil, 0,0168. Jadi bumi adalah 3,4% lebih dari Matahari di aphelion dari pada perihelion, saat pendekatan yang paling dekat dengan matahari. Perihelion terjadi setiap tahun pada bulan Januari, dan tepat waktu perubahan oleh sekitar 20 menit per tahun. Pada tahun 1995, itu terjadi pada 3 Januari. sumbu bumi dari rotasi cenderung 23,45 ◦ terhadap bidang orbit bumi mengelilingi matahari (gambar 4.1). Orientasinya adalah seperti bahwa matahari tepat di atas kepala di Equator yang pada ekuinoks vernal dan musim gugur, yang terjadi pada atau sekitar tanggal 21 Maret dan 21 September setiap tahun. Lintang dari 23,45 ◦ Utara dan Selatan adalah Tropics Kanker dan Capricorn masingmasing. Tropis berbohong equatorward dari garis lintang ini. Sebagai 39

halaman 48

40

BAB 4. PENGARUH ATMOSFER lingkaran Arktik yg berhubungan dgn musim gugur waktu matahari lewat khatulistiwa 23 2Hai 1

Musim dingin titik balik matahari perihelion

Musim panas titik balik matahari aphelion Tropic of Kanker

Matahari Tropic of Capricornus Muda


36/265

2/9/2017


waktu matahari lewat khatulistiwa Lingkaran Kutub Selatan Gambar 4.1 Bumi di ruang angkasa. The ellipticity dari orbit bumi mengelilingi matahari dan kemiringan sumbu bumi rotasi relatif terhadap bidang orbit bumi mengarah ke ketimpangan distribusi pemanasan dan dengan musim. Bumi adalah yang paling dekat dengan matahari pada perihelion. Hasil eksentrisitas orbit bumi, maksimum insolation surya ratarata di atas permukaan bumi terjadi pada awal Januari setiap tahun. Hasil dari dari kemiringan sumbu bumi rotasi, yang insolation maksimum pada setiap lokasi di luar daerah tropis terjadi sekitar 21 Juni di belahan bumi utara, dan sekitar 21 Desember di belahan bumi selatan. Kecepatan angin tahunan dan Sea Level Pressure (hPa) Untuk 1989 90

1010 1012 1010 1014 1018 1014 1010 1010 60 1014 1018 1012 1012 1010 1018 1018 1014 1014 1014 1012 1020 1014 30 1020 1014 1012 1018 1010 1012 1014 1010 1012 1012 1010 0 1012 1010 1014 1012 1014 1018 30 10141018 1020 1020 1020 1018 1012 1014 1014 1012 1010 1010 1000 990 1000 60 990 980 980 990 990 1000 990 1010 90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 4.2 Peta rata kecepatan angin tahunan dihitung dari Trenberth et al. (1990) dan Tekanan permukaan laut untuk 1989 dari data Asimilasi yang nasa Goddard Space Center Penerbangan Office (Schubert et 1993 al.). Angin di dekat 140 W di Pasifik khatulistiwa sekitar 8 Nona. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

◦

halaman 49

4.2. SISTEM ANGIN ATMOSFER

41

Jika panas matahari dengan cepat didistribusikan atas bumi, suhu maksimum akan terjadi pada bulan Januari. Sebaliknya, jika panas yang buruk didistribusikan, maksimum suhu di belahan bumi utara akan terjadi di musim panas. Jadi jelas panas yang tidak cepat didistribusikan oleh angin dan arus. 4.2 Sistem Angin Atmosfer Gambar 4.2 menunjukkan distribusi angin dan tekanan permukaan laut ratarata selama tahun 1989. Peta ini menunjukkan angin kencang dari barat antara 40 ◦ untuk 60 ◦ lintang, empat puluhan menderu, angin lemah di daerah subtropis dekat 30 ◦ lintang, angin perdagangan dari timur di daerah tropis, dan angin lemah dari timur bersama ekuator. Kekuatan dan arah angin di atmosfer adalah Hasil distribusi yang tidak merata dari pemanasan matahari dan daratan benua dan sirkulasi angin di bidang vertikal di atmosfer. Sebuah kartun dari distribusi angin di atmosfer (mencari 4.3) menunjukkan udara tenggelam kenaikan udara 90 baratan atas 60 polar Tinggi timuran60 hujan lebat udara tenggelam subpolar Rendah angin variabel anginangin barat 30 30 dan menenangkan Subtropis tinggi atau Horse lintang Trades NorthEast penguapan besar angin variabel dan menenangkan naik pesawat0 Rendah khatulistiwa atau lesu 0 curah hujan sangat berat angin variabel dan menenangkan sel Hadley 30 Trades Tenggara 30 Subtropis tinggi atau Horse lintang penguapan besar anginangin barat udara tenggelam subpolar Rendah 60 timuran60 hujan lebat polar Tinggi baratan atas 90 kenaikan udara udara tenggelam o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

20

polar depan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

tropopause

SUB TROPIS 37/265

2/9/2017


10 troposfer Tinggi (km)

awan hujan temperatur inversi aktivitas udara yang lembab

POLAR 0

intertropis anginangin barat Tiang timuran 60 30 Trade Winds Zona konvergensi polar subpolar Subtropis Equatorial Tinggi Rendah Tinggi Rendah Gambar 4.3 Sketsa sirkulasi atmosfer bumi didorong oleh pemanasan matahari di daerah tropis dan pendinginan di lintang tinggi. Atas: Selsel meridional di atmosfer dan pengaruh rotasi bumi pada angin. Bottom: Penampang melalui atmosfer menunjukkan dua sel utama dari sirkulasi meridional. Setelah The Open University (1989a: 14). o

o

halaman 50

42

BAB 4. PENGARUH ATMOSFER

bahwa angin permukaan dipengaruhi oleh konveksi khatulistiwa dan pro lainnya prosestinggi di atmosfer. Nilai ratarata angin di atas lautan adalah (Wentz et al 1984.): U 10 = 7,4 m / s (4.1) Peta angin permukaan agak berubah dengan musim. Terbesar Perubahan tersebut di Samudera Hindia dan Samudera Pasifik barat (gambar 4.4). Kedua wilayah sangat dipengaruhi oleh monsun Asia. Di musim dingin, dingin massa udara di atas Siberia menciptakan daerah tekanan tinggi di permukaan, dan dingin Juli Kecepatan Angin 90

o

60

o

30

o

0

o

30 60

o

o

90 20 o

o

60

o

100

o

140

o

180

o

140

o

100

o

60

o

20 0 20 o

o

o

Januari Kecepatan Angin 90

o

60

o

30

o

0

o

30 60

o

o

90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 4.4 Mean, angin permukaan laut untuk Juli dan Januari dihitung dari Trenberth et al. (1990) kumpulan data, yang didasarkan pada reanalyses ECMWF data cuaca 19801989. Angin di dekat 140 W di Pasifik khatulistiwa sekitar 8 m / s. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

◦


38/265

2/9/2017


halaman 51

4.3. Planetary LAPISAN BATAS

43

udara berhembus ke arah tenggara di Jepang dan di seluruh Kuroshio panas, menyulingkan ing panas dari lautan. Di musim panas, rendah termal atas Tibet menarik hangat, udara lembab dari Samudera Hindia menuju musim hujan di India. 4.3 Planetary Boundary layer Suasana dalam 100 m dari permukaan laut dipengaruhi oleh turbulen drag angin di laut dan fluks panas melalui permukaan. Ini adalah lapisan batas atmosfer. Ini Z ketebalan i bervariasi dari beberapa puluh meter untuk angin lemah bertiup di atas air lebih dingin dari udara ke sekitar kilometer untuk angin kuat bertiup di atas air hangat daripada udara. Bagian terendah dari lapisan batas atmosfer adalah lapisan permukaan. Dalam lapisan ini, yang memiliki ketebalan ≈ 0.1Z i , fluks vertikal panas dan momentum hampir konstan. kecepatan angin bervariasi sebagai logaritma tinggi dalam lapisan permukaan untuk stabilitas netral. Lihat "The Turbulent Boundary layer Selama piring datar" di Bab 8. Oleh karena itu, ketinggian pengukuran angin penting. Biasanya, angin dilaporkan sebagai nilai angin pada ketinggian 10 m di atas laut U 10 . 4.4 Pengukuran Angin Angin di laut telah diukur selama berabadabad. Maury (1855) adalah orang pertama yang sistematis mengumpulkan dan memetakan laporan angin. Barubaru ini, National Atmo US bulat dan Oceanic Administration noaa telah dikumpulkan, diedit, dan digital jutaan pengamatan akan kembali lebih dari satu abad. Yang dihasilkan Internasional Komprehensif Ocean, Suasana Kumpulan Data icoads dibahas dalam §5.5 secara luas digunakan untuk mempelajari atmosfer memaksa laut. Pengetahuan kita tentang angin di permukaan laut berasal dari berbagai sumber. Sini adalah lebih penting, tercantum dalam urutan kasar relatif penting: Beaufort Skala Sejauh ini sumber yang paling umum dari data angin hingga 1991 laporan dari kecepatan berdasarkan skala Beaufort. skala ini didasarkan pada fitur, seperti cakupan busa dan bentuk gelombang, dilihat oleh pengamat di kapal (Tabel 4.1). skala ini awalnya diusulkan oleh Admiral Sir F. Beaufort pada tahun 1806 untuk memberikan kekuatan angin pada layar kapal. Hal ini diadopsi oleh Angkatan Laut Inggris pada 1838 dan segera datang ke dalam penggunaan umum. Komite Meteorologi Internasional mengadopsi skala kekuatan untuk di Penggunaan sional pada tahun 1874. Pada tahun 1926 mereka mengadopsi skala direvisi memberikan angin kecepatan pada ketinggian 6 meter sesuai dengan Nomor Beaufort. Skala direvisi lagi pada tahun 1946 untuk memperpanjang skala untuk kecepatan angin lebih tinggi dan untuk memberikan kecepatan angin setara di ketinggian 10 meter. 1946 skala didasarkan pada persamaan U 10 = 0.836B 3/2 , di mana B = Beaufort Nomor dan U 10 adalah Kecepatan angin di meter per detik pada ketinggian 10 meter (Daftar, 1966). Lebih barubaru ini, berbagai kelompok telah merevisi skala Beaufort dengan membandingkan Beaufort kekuatan dengan pengukuran kapal angin. Kent dan Taylor (1997) membandingkan berbagai revisi dari skala dengan angin diukur dengan kapal memiliki anemometer pada ketinggian dikenal. nilainilai mereka dianjurkan diberikan dalam tabel 4.1.

halaman 52

44


Tabel 4.1 Beaufort Skala Angin dan Negara Sea Beaufort Deskriptif Nona Penampilan Laut Jumlah istilah 0 Tenang 0 Laut seperti cermin. 1 cahaya Air 1.2 Riak dengan penampilan sisik; tidak ada busa puncak. 2 angin sepoisepoi 2.8 wavelet kecil; puncakpuncak penampilan kaca, tidak melanggar. 3 angin lembut 4.9 wavelet besar; puncak mulai memecah; tersebar ombak yg memutih. 4 angin moderat 7.7 gelombang kecil, jadi lebih panjang; banyak ombak. 5 angin segar 10.5 gelombang moderat, waktu lebih lama untuk membentuk; banyak ombak yg memutih; beberapa semprotan. 6 angin yang kuat 13.1 Gelombang besar membentuk; ombak di manamana; https://translate.googleusercontent.com/translate_f

39/265

2/9/2017


7

gale dekat

8

Badai

9

puting beliung

10

Badai

11

badai dahsyat

12

Badai

lebih semprot. 15,8 Sea tumpukan up; busa putih dari ombak memecah dimulai akan ditiup ke dalam garisgaris. 18,8 gelombang cukup tinggi dari panjang yang lebih besar; tepi puncak mulai masuk ke tiup; busa ditiup di garis ditandai dengan baik. 22.1 gelombang tinggi; laut mulai menggulung; coretan padat busa; semprot dapat mengurangi visibilitas. 25,9 Gelombang sangat tinggi dengan menjorok puncak; sea mengambil Penampilan putih seperti busa ditiup di sangat padat coretan; bergulir berat dan visibilitas berkurang. 30.2 gelombang yang sangat tinggi; laut ditutupi dengan putih patch busa; visibilitas masih lebih berkurang. 35.2 Air penuh dengan busa; laut benarbenar putih dengan mengemudi semprot; visibilitas sangat berkurang.

Dari Kent dan Taylor (1997) Pengamat di kapal di manamana di dunia biasanya melaporkan cuaca observasi tions, termasuk kekuatan Beaufort, di empat kali sama setiap hari. Catatan waktu di 0000Z, 0600Z, 1200z dan 1800Z, di mana Z menunjukkan Greenwich Mean Time. Laporan dikodekan dan dilaporkan oleh radio untukbadan meteorologi nasional ketidaksesuaian. Kesalahan terbesar dalam laporan adalah sampling error. Kapal yang tidak merata didistribusikan atas lautan. Mereka cenderung menghindari lintang tinggi di musim dingin dan badai di musim panas, dan beberapa kapal menyeberangi belahan bumi selatan (gambar 4.5). Secara keseluruhan, akurasi adalah sekitar 10%. Scatterometers Pengamatan angin di laut sekarang datang sebagian besar dari scat terometers pada satelit (Liu, 2002). scatterometer adalah alat yang sangat banyak seperti radar yang mengukur pencar radio sentimeterpanjang gelombang gelombang dari kecil, gelombang sentimeterpanjang gelombang di permukaan laut. Daerah laut tertutup oleh gelombang kecil, amplitudo mereka, dan orientasi mereka, de pend pada kecepatan dan arah angin. Langkahlangkah scatterometer menyebar dari 24 arah, dari mana kecepatan dan arah angin dihitung. The scatterometers pada ers1 dan 2 telah membuat pengukuran global angin dari ruang angkasa sejak tahun 1991. nasa scatterometer pada satelit ADEOS diukur angin untuk periode enam bulan awal November 1996 dan berakhir dengan prematur kegagalan satelit. Ia digantikan oleh scatterometer lain di quikscat, diluncurkan pada tanggal 19 Juni 1999. quikscat memandang 93% dari laut setiap 24 jam dengan resolusi 25 km.

halaman 53

4.4. PENGUKURAN WIND

45

Relawan Observing Kapal data September 1997 70

o

50

o

30

o

10 0 10

o

o

30 50 70

o

o

o

o

90 130 170 150 110 70 30 50 90 10 Gambar 4.5 Lokasi pengamatan permukaan terbuat dari relawan mengamati kapal dan dilaporkan ke badan meteorologi nasional. Dari noaa, National Ocean Service. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Freilich dan Dunbar (1999) melaporkan bahwa, secara keseluruhan, nasa scatterometer di satelit ADEOS diukur kecepatan angin dengan akurasi ± 1,3 m / s. Kesalahan dalam angin arah itu ± 17 ◦ . Resolusi spasial adalah 25 km. Data dari quikscat memiliki akurasi ± 1 m / s. Karena scatterometers melihat area laut tertentu hanya sekali sehari, yang data harus digunakan dengan model cuaca numerik untuk mendapatkan 6 jam angin peta diperlukan untuk beberapa studi. Windsat Windsat adalah eksperimental, polarimetrik, microwave radiometer de dikembangkan oleh Angkatan Laut AS yang mengukur jumlah dan polarisasi mi crowave radiasi yang dipancarkan dari laut pada sudut antara 50 ◦ sampai 55 ◦ relatif vertikal dan pada lima frekuensi radio. Ini diluncurkan pada tanggal 6 Januari 2003 tentang https://translate.googleusercontent.com/translate_f

40/265

2/9/2017


satelit Coriolis. Sinyal radio yang diterima adalah fungsi dari kecepatan angin, laut suhu permukaan, uap air di atmosfer, curah hujan, dan jumlah air di tetes awan. Dengan mengamati beberapa frekuensi secara bersamaan, data yang dari instrumen yang digunakan untuk menghitung kecepatan angin permukaan dan arah yang tion, suhu permukaan laut, air total precipitable, awan terintegrasi cair air, dan hujan tingkat atas lautan terlepas dari waktu hari atau kekeruhan. Angin dihitung atas sebagian dari laut pada 25km kotak sekali sehari. Angin diukur dengan Windsat memiliki akurasi ± 2 m / s dalam kecepatan dan ± 20 ◦ di arah selama rentang 525 m / s. Sensor khusus Microwave SSM / I instrumen satelit lain yang digunakan untuk mengukur kecepatan angin adalah khususSensor Microwave / Imager (ssm / i) dilakukan sejak tahun 1987 di satelit Program Pertahanan AS Meteorologi Satelit di orbit mirip dengan noaa kutubmengorbit satelit meteorologi. Di strument mengukur radiasi microwave yang dipancarkan dari laut pada sudut

halaman 54

46


dekat 60 ◦ dari vertikal. Sinyal radio merupakan fungsi dari kecepatan angin, air uap di atmosfer, dan jumlah air di tetes awan. oleh pemantau ing beberapa frekuensi secara bersamaan, data dari instrumen yang digunakan untuk menghitung kecepatan permukaan angin, uap air, awan air, dan curah hujan. Angin diukur dengan ssm / i memiliki akurasi ± 2 m / s kecepatan. Kapan dikombinasikan dengan ECMWF analisis 1000 mb angin, arah angin dapat dihitung dengan akurasi ± 22 ◦ (Atlas, Hoffman, dan Bloom, 1993). Global, grid Data yang tersedia sejak Juli 1987 pada 0,25 ◦ jaringan setiap 6 jam. Tapi ingat, instrumen memandang area laut tertentu hanya sekali sehari, dan grid, peta 6 jam memiliki kesenjangan besar. Anemometers observasi Kapal satelit yang dilengkapi dengan angin dilaporkan ke badan meteorologi oleh pengamat membaca anemometer di kapal. anemometer dibaca empat kali sehari pada waktu Greenwich standar dan dilaporkan melalui radio kepada badanbadan meteorologi. Sekali lagi, kesalahan terbesar adalah sampling error. Sangat sedikit kapal carry dikalibrasi anemometers. Mereka yang cenderung kapal komersial berpartisipasi dalam Program relawan Observing Ship (gambar 4.5). Kapal ini bertemu di pelabuhan oleh ilmuwan yang memeriksa instrumen dan menggantinya jika perlu, dan yang mengumpulkan data yang diukur di laut. Keakuratan pengukuran angin dari kapal ini adalah sekitar ± 2 m / s. Dikalibrasi Anemometer pada Weather Buoy Yang paling akurat pengukuran KASIH angin di laut yang dibuat oleh anemometer dikalibrasi pada cuaca tertambat pelampung. Sayangnya ada beberapa pelampung tersebut, mungkin hanya scat seratus tered di seluruh dunia. Beberapa, seperti Tropical Suasana Samudra tao array yang di Pasifik tropis (gambar 14.14) menyediakan data dari daerah terpencil jarang vis ited oleh kapalkapal, tetapi kebanyakan cenderung terletak di lepas pantai wilayah pesisir. noaa beroperasi pelampung lepas pantai Amerika Serikat dan array tao di Pasifik. Data dari pelampung pesisir ratarata selama delapan menit sebelum jam, dan pengamatan ditransmisikan ke pantai melalui link satelit. Akurasi terbaik dari anemometer pada pelampung yang dioperasikan oleh National kami Data Buoy Pusat adalah lebih besar dari ± 1 m / s atau 10% untuk kecepatan angin dan ± 10 ◦ untuk arah angin (Beardsley et al. 1997). 4.5 Perhitungan Angin Satelit, kapal, dan pelampung angin ukuran di berbagai lokasi dan waktu hari. Jika Anda ingin menggunakan pengamatan untuk menghitung bulanan ratarata angin di atas laut, maka pengamatan dapat dirataratakan dan grid. Jika kamu ingin menggunakan data angin model numerik dari arus laut, maka Data akan kurang berguna. Anda dihadapkan dengan masalah yang sangat umum: Cara mengambil semua pengamatan yang dilakukan dalam waktu enam jam dan menentukan angin lebih laut di grid tetap? Salah satu sumber angin grid atas lautan adalah analisis permukaan dihitung oleh model cuaca numerik. Strategi yang digunakan untuk menghasilkan enamjam angin grid disebut teknik estimasi berurutan atau data asimilasi.


41/265

2/9/2017


halaman 55

4.5. PERHITUNGAN OF WIND

47

"Pengukuran yang digunakan untuk mempersiapkan kondisi awal untuk model, yang kemudian terintegrasi maju dalam waktu sampai pengukuran lebih lanjut tersedia. Itu model kemudian kembali diinisialisasi "(Bennett, 1992: 67). Kondisi awal adalah disebut analisis. Biasanya, semua pengukuran yang tersedia digunakan dalam analisis, termasuk ob servations dari stasiun cuaca di darat, tekanan dan suhu yang dilaporkan oleh kapal dan pelampung, angin dari scatterometers dalam ruang, dan data dari meteorolog satelit ical. model interpolates pengukuran untuk menghasilkan analisis konsisten dengan pengamatan sebelumnya dan sekarang. Daley (1991) menggambarkan teknik secara rinci. Analisis permukaan dari Model Cuaca Numerik Mungkin yang paling banyak Model cuaca digunakan adalah bahwa dijalankan oleh Pusat Eropa untuk Menengah Prakiraan berbagai Cuaca ECMWF. Ini menghitung analisis permukaan, termasuk angin permukaan dan fluks panas (lihat Bab 5) setiap enam jam pada 1 ◦ × 1 ◦ grid dari model bataslapisan eksplisit. nilai dihitung diarsipkan pada 2,5 ◦ jaringan. Dengan demikian peta angin dari model cuaca numerik kekurangan rinci terlihat pada peta dari data scatterometer, yang memiliki 1/4 ◦ jaringan. perhitungan ECMWF angin memiliki akurasi yang relatif baik. Freilich dan Dunbar (1999) memperkirakan bahwa akurasi untuk kecepatan angin di 10 meter adalah ± 1,5 m / s, dan ± 18 ◦ untuk arah. Akurasi di belahan bumi selatan mungkin sebagus di utara belahan karena benua tidak mengganggu arus sebanyak di utara belahan, dan karena scatterometers memberikan posisi yang akurat dari badai dan front atas lautan. Pusat Nasional noaa untuk Prediksi Lingkungan dan Angkatan Laut AS juga menghasilkan analisis global dan perkiraan setiap enam jam. Dikaji kembali data dari analisis Permukaan Numerical Weather Model cuaca lebih beberapa daerah telah diproduksi selama lebih dari seratus tahun, dan atas seluruh bumi sejak sekitar tahun 1950. Permukaan analisis calcu lated dengan model numerik dari sirkulasi atmosfer telah tersedia untuk dekade. Sepanjang periode ini, metode untuk menghitung analisis permukaan telah terusmenerus berubah sebagai ahli meteorologi bekerja untuk membuat yang lebih akurat perkiraan. Oleh karena itu fluks dihitung dari analisis yang tidak konsisten dalam waktu. Perubahan dapat lebih besar dari variabilitas dari fluks (Putih, 1996). Untuk meminimalkan masalah ini, lembaga meteorologi telah diambil semua diarsipkan data cuaca dan dikaji kembali dengan menggunakan model numerik terbaik untuk menghasilkan seragam, internal konsisten, analisis permukaan. Data dianalisa digunakan untuk mempelajari proses kelautan dan atmosfer di masa lalu. Analisis permukaan diterbitkan setiap enam jam dari lembaga cuaca digunakan hanya untuk masalah yang memerlukan informasi uptodate. Misalnya, jika Anda adalah merancang struktur lepas pantai, Anda mungkin akan menggunakan dekade dianalisa data. Jika Anda beroperasi struktur lepas pantai, Anda akan melihat permukaan analisis dan prakiraan memadamkan setiap enam jam oleh lembaga meteorologi.

halaman 56

48


Sumber data permukaan fluks dikaji kembali dikaji kembali data yang tersedia dari pusat meteorologi nasional yang beroperasi model prediksi cuaca numerik. 1. Pusat Nasional AS untuk Prediksi Lingkungan, bekerja dengan Pusat Penelitian Atmosfer Nasional telah menghasilkan NCEP / NCAR analisis ulang berdasarkan 51 tahun data cuaca 19482005 menggunakan yang 25 Januari 1995 versi model perkiraan mereka. Periode reanalysis sedang diperluas ke depan untuk mencakup semua tanggal sampai sekarang dengan sekitar https://translate.googleusercontent.com/translate_f

42/265

2/9/2017


tiga hari keterlambatan dalam memproduksi set data. reanalysis menggunakan permukaan dan pengamatan kapal ditambah data yang sehat dari satelit. produk reanalysis tersedia setiap enam jam pada grid T62 memiliki 192 × 94 titik grid dengan resolusi spasial 209 km dan dengan 28 tingkat vertikal. Penting himpunan bagian dari analisis ulang ini, termasuk fluks permukaan, yang tersedia pada cdrom (Kalnay et al 1996;. Kistler et al, 2000.). 2. Eropa Centre for Mediumrange Weather Forecasts ECMWF memiliki dikaji kembali 45 tahun data cuaca dari September 1957 sampai Agustus 2002 (era40) dengan menggunakan model prediksi mereka tahun 2001 (Uppala et al. 2005). reanalysis menggunakan sebagian besar sama permukaan dan kapal data yang digunakan oleh NCEP / NCAR reanalysis ditambah data dari ers1 dan ers2 satelit dan ssm / i. Era40 produk resolusi penuh tersedia setiap enam jam pada grid N80 memiliki 160 × 320 poin grid dengan resolusi spasial 1,125 ◦ dan dengan 60 tingkat vertikal. Produk era40 dasarresolusi tersedia setiap enam jam dengan resolusi spasial 2,5 ◦ dan dengan 23 tingkat vertikal. reanalysis termasuk model lautgelombang yang perhitungannya culates laut tinggi gelombang dan gelombang spektrum setiap enam jam pada 1,5 ◦ jaringan. Stres 4.6 Angin angin, dengan sendirinya, biasanya tidak terlalu menarik. Seringkali kita jauh lebih tertarik dengan kekuatan angin, atau kerja yang dilakukan oleh angin. horizontal kekuatan angin di permukaan laut disebut stres angin. Dengan kata lain, itu adalah transfer vertikal momentum horizontal. Jadi momentum ditransfer dari atmosfer ke laut oleh stres angin. stres angin T dihitung dari: T = ρ a C D U (4.2) 102 di mana ρ a = 1,3 kg / m 3 adalah densitas udara, U 10 adalah kecepatan angin di 10 meter, dan C D adalah koefisien drag. C D diukur dengan menggunakan teknik yang dijelaskan di §5.6. Instrumen respon cepat mengukur fluktuasi angin dalam 1020 m dari permukaan laut, dari mana T langsung dihitung. Korelasi T dengan U 10 2 memberikan C D (gambar 4.6). Berbagai pengukuran C D telah diterbitkan berdasarkan pengukuranhati KASIH turbulensi di lapisan batas laut. Trenberth et al. (1989) dan Harrison (1989) membahas keakuratan angin koefisien drag yang berkaitan efektif stres untuk kecepatan angin pada skala global. Mungkin yang terbaik dari yang barubaru pub

halaman 57

4.7. KONSEP PENTING

49

0.003 0,002 C

D

0,001 0

0

5

10

15

20

25 30 35 40 45 50 55 U (m / s) Gambar 4.6 Koefisien hambatan sebagai fungsi dari kecepatan angin U sepuluh meter di atas laut. Lingkaran: nilai Diukur dari Smith (1980). Segitiga: nilai Diukur dari Powell, Vickery, dan Reinhold (2003). Garis padat dari eq (4.3) yang diusulkan oleh Yelland dan Taylor (1996). Garis putusputus adalah dari Jarosz (2007). 10

10

Nilai diterbitkan adalah dari Yelland dan Taylor (1996) dan Yelland et al. (1998) yang memberikan: 3.1 7.7 + U 10 U 10 2 1000 C D = 0,60 + 0,071 U 10 1000 C D = 0,29 +

(3 ≤ U 10 ≤ 6 m / s)

(4.3a)

(6 ≤ U 10 ≤ 26 m / s)

(4.3b)

untuk lapisan batas netral stabil. nilainilai lain yang tercantum dalam tabel mereka 1 dan pada Gambar 4.6. 4.7 Konsep Penting 1. Sinar matahari adalah sumber energi utama penggerak atmosfer dan lautan. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

43/265

2/9/2017


2. Ada lapisan batas di bagian bawah atmosfer di mana angin kecepatan menurun dengan sebagai batas didekati, dan di mana fluks panas dan momentum yang konstan dalam lebih rendah 1020 meter. 3. Angin diukur dengan berbagai cara. Yang paling umum sampai 1995 adalah dari pengamatan yang dilakukan di laut dari kekuatan Beaufort angin. 4. Sejak tahun 1995, sumber yang paling penting dari pengukuran angin dari scatterometers pada satelit. Mereka menghasilkan peta global setiap hari dengan 25 Resolusi km. 5. Analisis permukaan dari model numerik dari atmosfer adalah yang paling sumber yang berguna global, peta grid dari kecepatan angin untuk tanggal sebelum 1995. Ini juga merupakan sumber yang berguna untuk peta 6 jam. Resolusi adalah 100250 km. 6. fluks momentum dari atmosfer ke laut, stres angin, dihitung dari kecepatan angin menggunakan koefisien drag.

halaman 58

50



44/265

2/9/2017


halaman 59

Bab 5

The Oceanic Anggaran Panas

Sekitar setengah bumi energi mencapai matahari diserap oleh laut dan darat, di mana ia disimpan sementara di dekat permukaan. Hanya sekitar seperlima dari memanfaatkan yang energi surya dapat langsung diserap oleh atmosfer. Energi yang diserap oleh laut, paling dilepaskan secara lokal ke atmosfer, kebanyakan oleh penguapan dan radiasi infra merah. sisanya diangkut oleh arus ke daerah lain terutama pertengahan garis lintang. Panas yang hilang oleh lautan tropis adalah sumber utama dari panas yang dibutuhkan untuk menggerakkan sirkulasi atmosfer. Dan, energi matahari yang tersimpan di laut dari musim panas untuk musim dingin membantu memperbaiki iklim bumi. Energi termal diangkut dengan arus laut tidak stabil, dan perubahan signifikan dalam transportasi, khususnya untuk para larly di Atlantik, mungkin penting bagi perkembangan es usia. Untuk alasan ini, anggaran panas samudera dan transportasi yang penting untuk memahami iklim bumi dan variabilitas jangka pendek dan panjang. 5.1 Oceanic Anggaran Panas Perubahan energi yang tersimpan dalam hasil laut atas dari ketidakseimbangan menjadi masukan tween dan output panas melalui permukaan laut. Ini transfer panas di atau melalui permukaan disebut fluks panas. Fluks panas dan air juga perubahan kepadatan air permukaan, dan karenanya daya apung mereka. Hasil dari, jumlah dari panas dan air fluks sering disebut fluks daya apung. Fluks energi untuk lapisan yang lebih dalam biasanya jauh lebih kecil dari fluks melalui permukaan. Dan, total fluks energi ke dalam dan keluar dari laut harus nol, jika laut secara keseluruhan akan memanaskan atau mendinginkan. Itu jumlah fluks panas ke dalam atau keluar dari volume air adalah anggaran panas. Istilah utama dalam anggaran di permukaan laut adalah: 1. insolation Q SW , fluks energi matahari ke laut; 2. Net Radiasi Inframerah Q LW , fluks bersih radiasi inframerah dari laut; 3. Sensible Panas Flux Q S , fluks panas keluar dari laut akibat konduksi; 4. Laten Panas Flux Q L , fluks energi yang dibawa oleh air menguap; dan 5. Adveksi Q V , panas terbawa oleh arus. 51

halaman 60

52

BAB 5. THE OCEANIC PANAS ANGGARAN 30

o

20

o


45/265

2/9/2017


10 Suhu (Celcius) 4.15 o

4.10

4.00

4.05

4.20 0

o

0

10

20 30 40 Salinitas Gambar 5.1 panas spesifik air laut di atmosfer tekanan C dalam joule per gram per derajat Celsius sebagai fungsi temperatur dalam Celcius dan salinitas, dihitung dari empiris formula yang diberikan oleh Millero et al. (1973) menggunakan algoritma di Fofonoff dan Millard (1983). Itu garis bawah adalah titik beku air garam. p

Konservasi panas memerlukan: Q = Q SW + Q LW + Q S + Q L + Q V

(5.1)

di mana Q adalah keuntungan panas atau rugi yang timbul. Unit untuk fluks panas yang watt / m 2 . Produk fluks kali permukaan waktu kali luas adalah energi dalam joule. Perubahan suhu AT air yang terkait dengan perubahan ΔE energi melalui: ΔE = C p m AT

(5.2)

di mana m adalah massa air yang hangat atau didinginkan, dan C p adalah spesifik panas air laut pada tekanan konstan. C p ≈ 4.0 × 10 3 J · kg 1 · ◦ C 1

(5.3)

Dengan demikian, 4.000 joule energi yang dibutuhkan untuk memanaskan 1,0 kilogram air laut oleh 1,0 ◦ C (gambar 5.1). Pentingnya Samudra di Anggaran Panas Bumi Untuk memahami pentingnya laut di anggaran panas bumi, mari kita membuat perbandingan panas yang tersimpan di laut dengan panas yang tersimpan di darat selama siklus tahunan. Selama siklus, panas disimpan di musim panas dan dirilis di musim dingin. Intinya adalah untuk menunjukkan bahwa toko laut dan melepaskan lebih banyak panas dari tanah. Untuk memulai, penggunaan (5.3) dan kapasitas panas dari tanah dan batuan C p (rock) = 800 J · kg 1 · ◦ C 1

(5.4)

untuk mendapatkan C p (rock) ≈ 0,2 C p (air) .

halaman 61

5.2. SYARAT HEATANGGARAN

53

Volume air yang pertukaran panas dengan atmosfer pada musiman siklus adalah 100 m 3 per meter persegi permukaan, yaitu bahwa massa dari permukaan ke kedalaman 100 meter. Densitas air adalah 1000 kg / m 3 , dan massa di kontak dengan suasana kepadatan × Volume = m air = 100, 000 kg. Itu volume tanah yang pertukaran panas dengan atmosfer pada siklus musiman adalah 1 m 3 . Karena kepadatan batuan adalah 3.000 kg / m 3 , massa tanah dan batu dalam kontak dengan atmosfer 3.000 kg. Nilainilai penyimpanan panas musiman untuk laut dan darat karena itu: ΔE laut = C p (air) m air AT = (4000) (10 5 ) (10 ◦ ) Joule = 4.0 × 10 9 Joule ΔE tanah = C p (rock) m batu AT = (800) (3000) (20 ◦ ) Joule = 4,8 × 10 7 joule ΔE laut = 100 ΔE tanah

T = 10 ◦ C

T = 20 ◦ C

di mana AT adalah perubahan khas suhu dari musim panas ke musim dingin. Penyimpanan besar panas di laut dibandingkan dengan tanah memiliki penting konsekuensi. Kisaran musiman suhu udara pada kenaikan tanah dengan jarak dari laut, dan itu bisa melebihi 40 ◦ C di pusat benua, mencapai 60 ◦ C di Siberia. Kisaran khas suhu di atas lautan dan sepanjang pantai kurang dari 10 ◦ C. Variabilitas suhu air masih lebih kecil (lihat gambar 6.3, bawah). https://translate.googleusercontent.com/translate_f

46/265

2/9/2017


5.2 Syarat HeatBudget Mari kita lihat faktorfaktor yang mempengaruhi setiap istilah dalam anggaran panas. Faktor yang Mempengaruhi insolation radiasi matahari masuk terutama mencegah ditambang oleh lintang, musim, waktu hari, dan kekeruhan. Daerah kutub yang dipanaskan kurang dari daerah tropis, daerah di musim dingin dipanaskan kurang dari daerah yang sama di musim panas, area di pagi hari dipanaskan kurang dari daerah yang sama pada siang hari, dan hari berawan memiliki matahari kurang dari harihari cerah. Faktorfaktor berikut adalah penting: 1. Ketinggian matahari di atas cakrawala, yang tergantung pada garis lintang, laut anak, dan waktu hari. Jangan lupa, tidak ada insolation di malam hari! 2. Panjang hari, yang tergantung pada garis lintang dan musim. 3. luas penampang dari sinar matahari permukaan menyerap, yang tergantung pada ketinggian matahari di atas cakrawala. 4. Attenuation, yang tergantung pada: i) Awan, yang menyerap dan menyebarkan ra diation. ii) Panjang jalur melalui atmosfer, yang bervariasi seperti cscφ, di mana φ adalah sudut matahari di atas cakrawala. iii) molekul Gas yang menyerap radiasi di beberapa band (mencari 5.2). H 2 O, O 3 , dan CO 2 adalah semua

halaman 62

54

BAB 5. THE OCEANIC PANAS ANGGARAN 2.0

Radiasi hitam (5900 K) Radiasi sinar matahari atas Suasana (M = 0)

) 1.5 1 m ⋅μ 2 m (kW λ 1.0

Radiasi sinar matahari di Permukaan (m = 2)

Spektral Irradiance E 0,5

0

0

0,5

1.0 1.5 Panjang gelombang ( μ m) Gambar 5.2 insolation (radiasi spektral) dari sinar matahari di atas atmosfer dan pada permukaan laut pada hari yang cerah. Garis putusputus adalah kurva terbaik pas radiasi hitam ukuran dan jarak dari matahari. Jumlah massa atmosfer standar ditunjuk oleh m. Jadi m = 2 berlaku untuk sinar matahari ketika matahari adalah 30 atas cakrawala. Setelah Stewart (1985: 43). ◦

penting. iv) Aerosol yang menyebarkan dan menyerap radiasi. kedua gunung berapi dan aerosol laut yang penting. Dan v) debu, yang menyebarkan radiasi, debu terutama Sahara di atas Atlantik. 5. Reflektivitas dari permukaan, yang tergantung pada sudut elevasi matahari dan kekasaran permukaan laut. kemiringan matahari dan kekeruhan mendominasi. Penyerapan oleh ozon, uap air, aerosol, dan debu yang jauh lebih lemah. Nilai ratarata tahunan untuk insolation (gambar 5.3) adalah dalam kisaran: 30 W / m 2
(5.5)

Faktor yang Mempengaruhi Infrared Flux Permukaan laut memancarkan sebagai benda hitam yang memiliki suhu yang sama dengan air, yang kirakira 290 K. distri The bution radiasi sebagai fungsi dari panjang gelombang diberikan oleh persamaan Planck. air laut di 290 K memancarkan paling kuat pada panjang gelombang dekat 10 m. Ini panjang gelombang yang sangat diserap oleh awan, dan agak oleh uap air. Sebuah plot transmisi atmosfer sebagai fungsi dari panjang gelombang untuk jelas


47/265

2/9/2017


halaman 63

5.2. SYARAT HEATANGGARAN

55

JelasSky Downward insolation (W / m ) 2

90

350

o

150

150 0

60

o

350 30

o

300

0

o

30

150

300

300 300 350

o

50

60 150 o

150

300

300

0

90 Merusak April Mungkin Juni Juli Agustus September Oktober November Desember jan Februari Gambar 5.3 Ratarata bulanan dari fluks bawah sinar matahari melalui langit bebas awan dan menjadi laut di W / m selama 1989 dihitung oleh Pusat Analisis Data Satelit di nasa Pusat Langley Research (Darnell et al. 1992) menggunakan data dari satelit Internasional Cloud Klimatologi Proyek. o

2

suasana tetapi dengan jumlah yang bervariasi dari uap air (gambar 5.4) menunjukkan atmosfer hampir transparan di beberapa band panjang gelombang disebut jendela. Transmitansi pada hari bebas awan melalui jendela dari 8 pm ke 13 um ditentukan sebagian besar oleh uap air. Penyerapan di band lain, seperti orangorang di 3,5 m sampai 4,0 m tergantung pada CO 2 konsentrasi di atmosfer. Sebagai konsentrasi CO 2 meningkat, jendela ini dekat dan lebih banyak radiasi terperangkap oleh atmosfer. Karena suasana sebagian besar transparan untuk sinar matahari yang masuk, dan agak buram untuk radiasi inframerah keluar, suasana perangkap radia tion. radiasi terperangkap, ditambah dengan konveksi di atmosfer, terus permukaan bumi 33 ◦ lebih hangat dari itu akan dengan tidak adanya convecting sebuah, basah suasana tetapi dalam kesetimbangan termal dengan ruang. Atmosfer bertindak seperti panel kaca di rumah kaca, dan efek ini dikenal sebagai rumah kaca efek. Lihat Hartmann (1994: 2426) untuk pembahasan sederhana radiasi yang keseimbangan planet. CO 2 , uap air, metana, dan ozon semuanya penting gas rumah kaca. Fluks inframerah bersih tergantung pada: 1. Awan tebal. Tebal dek awan, yang sedikit panas lolos ke ruang. 2. Cloud tinggi, yang menentukan suhu di mana ra cloud diates panas kembali ke laut. Tingkat sebanding dengan t 4 , di mana t adalah suhu tubuh memancar di kelvin. awan tinggi dingin dari awan rendah. 3. kadar airuap Atmospheric. Semakin lembab atmosfer yang lebih sedikit panas lolos ke ruang angkasa.

halaman 64

56

BAB 5. THE OCEANIC PANAS ANGGARAN 1


subarctic Musim dingin '62 Standard US Tropis 48/265

2/9/2017


transmitansi 0

0

1

2 3 Wavlength ( μ m)

4

5

1 subarctic Musim dingin Midlatitude Musim dingin 1962 Standard US subarctic Musim Panas Midlatitude Musim Panas Tropis transmitansi 0

6

8

10

12

14

16 18 20 22 24 26 28 Wavlength ( μ m) Gambar 5.4 transmisi Atmospheric untuk jalur vertikal untuk ruang dari permukaan laut selama enam atmosfer model dengan sangat jelas, 23 km, visibilitas, termasuk pengaruh dari molekul dan aerosol hamburan. Perhatikan bagaimana uap air memodulasi transparansi 1014 pM jendela atmosfer, karena itu memodulasi Q , yang merupakan maksimum pada panjang gelombang ini. Setelah Selby dan McClatchey (1975). LW

4. Suhu Air. The panas air yang lebih panas terpancar. Sekali lagi, radiasi tergantung dari t 4 . 5. Es dan salju. Es memancarkan sebagai benda hitam, tapi mendingin lebih cepat daripada air terbuka. lautan yang tertutup es terisolasi dari atmosfer. uap air dan awan mempengaruhi rugi bersih dari radiasi inframerah lebih dari suhu permukaan. daerah tropis yang panas kehilangan panas lebih sedikit dibandingkan polar dingin daerah. Kisaran suhu dari kutub ke khatulistiwa adalah 0 ◦ C
(5.6)

Faktor yang Mempengaruhi Flux laten fluks panaspanas laten dipengaruhi primer marily oleh kecepatan angin dan kelembaban relatif. angin kencang dan menguap udara kering lebih banyak air daripada angin yang lemah dengan kelembaban relatif dekat 100%. di kutub daerah, penguapan dari es ditutupi laut jauh lebih sedikit dibandingkan dari air terbuka. Di Arktik, sebagian besar panas yang hilang dari laut adalah melalui lead (bebas es daerah). Oleh karena itu persen terbuka air sangat penting untuk anggaran panas Arktik.

halaman 65

5.3. PERHITUNGAN DIRECT fluks

57

Nilai ratarata tahunan untuk fluks latenpanas dalam kisaran: 130 W / m 2
(5.7)

Faktor yang Mempengaruhi Flux Sensible fluks panaspanas Sensible dipengaruhi oleh kecepatan angin dan perbedaan suhu udaralaut. angin kencang dan yang beriklim besar Perbedaan K arakteristik menyebabkan fluks tinggi. Pikirkan ini sebagai faktor angin dingin untuk lautan. Nilai ratarata tahunan untuk fluks masuk akalpanas dalam kisaran: 42 W / m 2
(5.8)

5.3 Perhitungan Langsung dari fluks Sebelum kita dapat menggambarkan distribusi geografis fluks ke dalam dan keluar laut, kita perlu tahu bagaimana mereka diukur atau dihitung. GustProbe Pengukuran Turbulent flux Hanya ada satu akurat metode suku untuk menghitung fluks panas yang masuk akal dan laten dan momentum di permukaan laut: dari pengukuran langsung dari jumlah bergolak di atmo yang lapisan batas bulat yang dibuat oleh probe embusan pada pesawat yang terbang rendah atau lepas pantai platform. Sangat sedikit pengukuran tersebut telah dibuat. Mereka expen sive, dan mereka tidak dapat digunakan untuk menghitung fluks panas ratarata lebih banyak hari atau daerah yang luas. Pengukuran embusanprobe digunakan hanya untuk mengkalibrasi lainnya metode perhitungan fluks. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

49/265

2/9/2017


1. Pengukuran harus dilakukan pada lapisan permukaan atmosfer lapisan batas (Lihat §4.3), biasanya dalam waktu 30 m dari permukaan laut, karena fluks independen tinggi di lapisan ini. 2. Pengukuran harus dilakukan oleh instrumen cepatrespon (embusan probe) mampu membuat beberapa pengamatan per detik pada sebuah menara, atau setiap meter dari pesawat. 3. Pengukuran meliputi komponenkomponen horisontal dan vertikal dari angin, kelembaban, dan suhu udara. Fluks dihitung dari korelasi angin vertikal dan horisontal angin, kelembaban, atau suhu: Setiap jenis fluks dihitung dari berbagai variabel yang diukur, u ' , w ' , t ' , dan q ' : T = <ρ a u ' w ' > = ρ a ≡ ρ a u 2 * Q S = C p <ρ a w ' t ' > = ρ a C p Q L = L E

(5.9a) (5.9b) (5.9c)

dimana kurung menunjukkan waktu atau ruang ratarata, dan notasi yang diberikan pada tabel 5.1. Perhatikan bahwa kelembaban tertentu yang disebutkan dalam tabel adalah massa uap air per satuan massa udara.

halaman 66

58

BAB 5. THE OCEANIC PANAS ANGGARAN

Tabel 5.1 Notasi Menggambarkan fluks simbol Variabel Nilai dan Unit C kapasitas panas spesifik udara 1030 J · kg · C koefisien drag (lihat 4.3) (0.50 + 0,071 U ) × 10 C koefisien perpindahan panas laten 1.2 × 10 C koefisien perpindahan panas yang masuk akal 1.0 × 10 L panas laten penguapan 2,5 × 10 J / kg q kelembaban spesifik udara kg (uap air) / kg (udara) q kelembaban spesifik udara 10 m di atas laut kg (uap air) / kg (udara) q kelembaban spesifik udara pada permukaan laut kg (uap air) / kg (udara) Q fluks panas yang masuk akal W / m Q fluks panas laten W / m T stres angin pascal t Suhu udara 10 m di atas laut K atau C t suhu permukaan laut K atau C ◦ C t fluktuasi suhu u komponen horizontal dari fluktuasi angin Nona u kecepatan gesekan Nona U kecepatan angin di 10 m di atas laut Nona w Komponen vertikal fluktuasi angin Nona ρ Densitas udara 1,3 kg / m T stres angin vektor Pa C dan C dari Smith (1988). p

1

D

K 1

10

L

3

3

S

3

E

6

a s

S

2

L

2

a

◦

s

◦

'

'

*

10 '

a

3

S

L

Pengukuran radiometer dari radiasi flux Radiometers di kapal, platform lepas pantai, dan bahkan pulaupulau kecil yang digunakan untuk membuat pengukuran langsung fluks radiasi. radiometers Wideband sensitif terhadap radiasi dari 0,3 pM ke 50 m dapat mengukur radiasi matahari dan inframerah masuk dengan akurasi sekitar 3% yang tersedia mereka baik dikalibrasi dan dipelihara. Lainnya, khusus radiometers dapat mengukur radiasi matahari yang masuk, inframerah ke bawah radiasi, dan radiasi infra merah ke atas. 5.4 Perhitungan langsung dari flux: Rumus Massal Penggunaan embusanprobe sangat mahal, dan radiometers harus hatihati terawat. Keduanya tidak dapat digunakan untuk mendapatkan jangka panjang, nilainilai global fluks. Untuk menghitung fluks dari pengukuran praktis, kita menggunakan korelasi yang diamati antara fluks dan variabel yang dapat diukur secara global. Untuk fluks panas yang masuk akal dan laten dan momentum, korelasi yang disebut formula massal. Mereka: T = ρ a C D U 10 2 Q S = ρ a C p C S U 10 (t s t a ) Q L = ρ a L E C L U 10 (q s q a )

(5.10a) (5.10b) (5.10c)

Air t temperatur yang diukur dengan menggunakan termometer di kapal. Tidak mungkin diukur dari ruang angkasa yang menggunakan instrumen satelit. t s diukur dengan menggunakan terapi dari https://translate.googleusercontent.com/translate_f

50/265

2/9/2017


mometers pada kapal atau dari ruang angkasa yang menggunakan radiometers inframerah seperti AVHRR tersebut.

halaman 67

5.4. PERHITUNGAN TIDAK LANGSUNG fluks: RUMUS BULK

59

Tabel 5.2 Akurasi Angin dan flux Diamati global Dari Luar Angkasa Variabel Ketepatan komentar Kecepatan angin ± 1,5 m / s Kesalahan instrumen ± 1,5 m / s Sampling error (Bulanan rata) Stres angin ± 10% Drag Coefficient Kesalahan ± 14 Pa Dengan asumsi 10 m / s Kecepatan Angin insolation ± 5% ratarata bulanan ± 15 W / m ratarata bulanan ± 10% Ratarata harian Tingkat hujan ± 50% Curah hujan ± 10% 5 × 5 daerah untuk TRMM Net Long Wave Radiation ± 48% Ratarata harian ± 1527 W / m Laten Panas Flux ± 35 W / m Ratarata harian ± 15 W / m ratarata bulanan 2

◦

◦

2

2 2

Kelembaban spesifik udara pada 10 m di atas permukaan laut q yang dihitung dari pengukuran kelembaban relatif yang terbuat dari kapal. Gill (1982: pp: 39 41, 4344, & 605607) menjelaskan persamaan yang berkaitan tekanan uap air, uap kepadatan, dan kapasitas panas spesifik udara basah. Kelembaban tertentu di laut permukaan q s dihitung dari t s asumsi udara di permukaan jenuh dengan uap air. U 10 diukur atau dihitung dengan menggunakan instrumen atau teknik dijelaskan pada Bab 4. Perhatikan bahwa stres angin adalah vektor dengan besaran dan arah. Hal ini sejajar dengan permukaan dalam arah angin. Masalahnya sekarang menjadi: Bagaimana menghitung fluks seluruh sur laut Wajah diperlukan untuk studi dinamika laut? Fluks meliputi: 1) stres; 2) pemanas matahari; 3) penguapan; 4) radiasi inframerah bersih; 5) hujan; 5) panas yang masuk akal; dan 6) lainnya seperti CO 2 dan partikel (yang menghasilkan aerosol laut). Bulu thermore, fluks harus akurat. Kita perlu akurasi sekitar ± 15 W / m 2 . Ini setara dengan fluks panas yang akan menghangatkan atau mendinginkan kolom air 100 m dalam oleh sekitar 1 ◦ C dalam satu tahun. Tabel 5.2 daftar typi akurasi cal fluks diukur secara global dari ruang angkasa. Sekarang, mari kita lihat masingmasing variabel. Kecepatan Angin dan Stres Stres dihitung dari pengamatan angin dibuat dari kapal di laut dan dari scatterometers dalam ruang seperti yang dijelaskan dalam terakhir bab. Insolation dihitung dari pengamatan awan yang terbuat dari kapal dan dari radiometers cahaya tampak pada satelit meteorologi. pengukuran satelit jauh lebih akurat daripada data kapal karena sangat sulit untuk mengukur kekeruhan dari bawah awan. pengukuran satelit diproses oleh Internasional satelit Cloud Klimatologi Proyek isccp merupakan dasar untuk peta insolation dan variabilitas dari bulan ke bulan (Darnell et al 1988.; Rossow dan Schiffer 1991). Ide dasar di balik perhitungan insolation adalah ini. Sinar matahari di

halaman 68

60 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

BAB 5. THE OCEANIC PANAS ANGGARAN 51/265

2/9/2017


atas atmosfer secara akurat diketahui dari matahari konstan, lintang, bujur, dan waktu. Sinar matahari baik dipantulkan kembali ke angkasa oleh awan, atau akhirnya mencapai permukaan laut. Hanya sebagian kecil dan hampir konstan diserap di atmosfer. Tapi, karya terbaru oleh Cess et al. (1995) dan Ramanathan et al. (1995) menunjukkan bahwa ide dasar ini mungkin tidak lengkap, dan bahwa penyerapan atmosfer mungkin merupakan fungsi dari kekeruhan. Asumsi penyerapan atmosfer konstan, insolation dihitung dari: Insolation = S (1 A) C di mana S = 1365 W / m 2 adalah matahari konstan, A adalah albedo, rasio insiden merefleksikan sinar matahari, dan C adalah konstanta yang meliputi penyerapan oleh ozon dan gas atmosfer lainnya dan dengan tetesan awan. Insolation dihitung dari data awan (yang juga termasuk refleksi dari aerosol) yang dikumpulkan dari instrumen KASIH seperti AVHRR pada satelit meteorologi. Ozon dan gas penyerapan dihitung dari distribusi yang diketahui dari gasgas di atmosfer. Q SW dihitung dari data satelit dengan akurasi 57%. Air Flux Dalam (Curah hujan) tingkat Rain adalah variabel lain yang sangat sulit untuk mengukur dari kapal. Hujan yang dikumpulkan dari alat pengukur di lokasi yang berbeda di kapal dan dari alat pengukur di dermaga dekat semua berbeda lebih dari dua faktor. Hujan di laut jatuh sebagian besar horizontal karena angin, dan suprastruktur kapal mendistorsi jalan dari air hujan. Hujan di banyak daerah jatuh sebagian besar sebagai gerimis, dan sulit untuk mendeteksi dan mengukur. Pengukuran paling akurat dari curah hujan di daerah tropis (± 35 ◦ ) yang perhitungannya culated dari radiometers microwave dan pengamatan radar hujan di beberapa frekuensi menggunakan instrumen dari Rain Tropical Mengukur Mission TRMM diluncurkan pada tahun 1997. Hujan untuk kali lain dan garis lintang dapat dihitung akurat rately dengan menggabungkan data microwave dengan pengamatan inframerah dari ketinggian cloud tops dan dengan data curah hujan (Gambar 5.5). Rain juga dihitung dari yang reanalyses cuaca data dengan model numerik dari sirkulasi atmosfer (Schubert, Rood, dan Pfaendtner, 1993), dan dengan menggabungkan kapal dan satelit observasi dengan analisis dari model cuacaprediksi numerik (Xie dan Arkin, 1997). Sumber terbesar dari kesalahan akibat konversi curah hujan untuk kumulatif curah hujan, kesalahan sampling. Hujan sangat jarang, itu adalah logterdistribusi normal, dan hujan umumnya berasal dari beberapa badai. Satelit cenderung kehilangan badai, dan data harus ratarata lebih daerah sampai dengan 5 ◦ pada sisi untuk mendapatkan nilainilai yang berguna curah hujan. Net Panjang Gelombang radiasi panjang gelombang radiasi bersih tidak mudah dihitung karena tergantung pada ketinggian dan ketebalan awan, dan vertikal distribusi uap air di atmosfer. Hal ini dihitung dengan numerik Cuacaprediksi model atau dari pengamatan struktur vertikal atmosfer dari sounders atmosfer. Air Flux Out (Laten Panas Flux) fluks panas laten dihitung dari pengamatan kapal kelembaban relatif, suhu air, dan kecepatan angin menggunakan formula massal (5.10c) dan data kapal terakumulasi dalam icoads dijelaskan di bawah.

halaman 69

5.5. GLOBAL DATA SETS UNTUK fluks

61

Pengendapan global untuk 1995 90

o

0,5

60

o

30

1.5

o

1.0 0,5 o

30 60

0,5 1.51.0 2.5

1.0 2.5 1.5 0,5 1.5 1.0

0

o

0,5

0,5 1.0

1.0 1.5

1.0 0,5 1.5 1.52.5 0,5

2.5 1.0 1.5 0,5

1.0 1.0 1.5 1.0 0,5

0,5

1.0 0,5 1.0

1.5

0,5 0,5 1.0 1.5

0,5

o

90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 5.5 Curah hujan di m / tahun dihitung dari data yang dikumpulkan oleh Global hujan Proyek Klimatologi di nasa Goddard Space Flight Center menggunakan data dari alat pengukur hujan, radiometers inframerah pada satelit meteorologi geosynchronous, dan ssm / i. Kontur Interval 0.5 m / thn, area terang berbayang melebihi 2 m / tahun, daerah berat berbayang melebihi 3 m / tahun. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Fluks tidak dihitung dari data satelit karena instrumen satelit https://translate.googleusercontent.com/translate_f

52/265

2/9/2017


tidak sangat sensitif terhadap uap air dekat dengan laut. Mungkin fluks terbaik adalah mereka dihitung dari model cuaca numerik. Panas Flux fluks panas yang masuk akal masuk akal dihitung dari pengamatan ber laut perbedaan suhu dan kecepatan angin yang terbuat dari kapal, atau dengan numerik model cuaca. fluks masuk akal kecil hampir di manamana kecuali lepas pantai pantai timur dari benua di musim dingin ketika dingin, massa udara Arktik mengekstrak panas dari hangat, barat, arus batas. Di daerah ini, model numerik memberikan mungkin nilainilai terbaik dari fluks. Laporan kapal sejarah memberikan jangka panjang berarti nilainilai fluks. 5.5 Global Data Sets untuk fluks Kapal dan satelit data yang telah diolah untuk menghasilkan peta global fluks. Kapal pengukuran yang dilakukan selama 150 tahun terakhir menghasilkan peta jangka panjang nilai ratarata dari fluks, terutama di belahan bumi utara. Data kapal, Namun, jarang dalam waktu dan ruang, dan mereka sedang diganti lebih dan lainnya fluks dihitung dengan model cuaca numerik dan oleh data satelit. Peta paling berguna yang dibuat dengan menggabungkan level 3 dan 4 satelit Data set dengan pengamatan dari kapal, menggunakan model cuaca numerik. Mari melihat pertama pada sumber data, kemudian di beberapa data set lebih banyak digunakan. Internasional Komprehensif SamudraSuasana Kumpulan Data data col lected oleh pengamat di kapal adalah sumber terkaya dari informasi kelautan. Slutz et al. (1985) menggambarkan upaya mereka untuk mengumpulkan, mengedit, dan mempublikasikan semua kelautan pengamatan menulis:

halaman 70

62

BAB 5. THE OCEANIC PANAS ANGGARAN Sejak 1854, kapal dari berbagai negara telah mengambil observasi biasa tions dari cuaca lokal, suhu permukaan laut, dan banyaksifat lainnya sifatdekat batas antara laut dan atmosfer. Itu pengamatan oleh salah satu seperti kapalofkesempatan pada satu waktu dan tempat, biasanya kategorinya sekutu terkait dengan perjalanan nya, membuat laporan laut. Dalam tahun kemudian kapal tetap penelitian, pelampung, dan perangkat lain telah memberikan kontribusi data. Laporan laut telah dikumpulkan, sering dalam bentuk mesindibaca, oleh berbagai instansi dan negara. Bahwa koleksi besar data, yang mencakup laut dari pertengahan abad kesembilan belas sampai saat ini, adalah ocean sejarah Suasana record.

Laporanlaporan laut telah diedit dan diterbitkan sebagai Com Internasional prehensif SamudraSuasana Kumpulan Data icoads (Woodruff et al. 1987) yang tersedia melalui Oceanic and Atmospheric Administration Nasional. The icoads melepaskan 2,3 termasuk 213 juta laporankondisi permukaan laut tions dikumpulkan dari 17842005 oleh pelampung, jenis platform lain, dan oleh pengamat kapalkapal dagang. Kumpulan data termasuk sepenuhnya berkualitas dikendalikan (dipangkas) kembali port dan ringkasan. Setiap laporan yang unik mengandung 22 diamati dan berasal variabel ables, serta bendera yang menunjukkan pengamatan secara statistik dipangkas atau mengalami kontrol kualitas adaptif. berarti di sini, statistik dipangkas outlier dikeluarkan dari kumpulan data. Ringkasan termasuk dalam data mengatur memberikan 14 statistik, seperti median dan berarti, untuk masingmasing delapan diamati variabel: suhu udara dan permukaan laut, kecepatan angin, tekanan permukaan laut, kelembaban, dan mendung, ditambah 11 variabel berasal. Data set terdiri dari basis data yang mudah digunakan di tiga Resolution pokok tions: 1) laporan individu, 2) ringkasan tahunbulan dari laporan individu di 2 ◦ lintang oleh 2 ◦ kotak bujur 18002005 dan 1 ◦ lintang oleh 1 ◦ kotak bujur 19602005, dan 3) ringkasan dekadebulan. Perhatikan bahwa data dari 1784 melalui 1800an sangat jarangberdasarkan tersebar pelayaran kapal. Gandakan laporan dinilai rendah oleh proses kontrol kualitas pertama dirancang oleh National Climatic Data Center NCDC dihilangkan atau ditandai, dan "Untrimmed" ringkasan bulanan dan dekade dihitung untuk diterima Data dalam setiap 2 ◦ lintang oleh 2 ◦ kotak bujur. Ketat, medianmerapikan batas digunakan sebagai kriteria untuk penolakan statistik outlier terlihat dari data yang digunakan untuk set terpisah dari ringkasan bulanan dan decadal dipangkas. pengamatan individu tetap dipertahankan dalam bentuk laporan tetapi ditandai selama ini Proses kontrol kualitas kedua jika mereka jatuh di luar 2,8 atau 3,5 diperkirakan standar penyimpangan tentang median merapikan berlaku untuk mereka 2 ◦ lintang oleh 2 ◦ kotak bujur, bulan, dan 56, 40, atau periode 30 tahun (yaitu, 18541990, 1910 1949, atau 19501979). Data yang paling berguna di belahan bumi utara, terutama Utara Atlantik. Data jarang di belahan bumi selatan dan mereka tidak dapat diandalkan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

53/265

2/9/2017


selatan dari 30 ◦ S. Gleckler dan Weare (1997) menganalisis akurasi icoads Data untuk menghitung peta global dan ratarata zonal dari fluks dari 55 ◦ N 40 ◦ S. Mereka menemukan bahwa kesalahan sistematis didominasi sarana zonal. zonal ratarata dari insolation yang pasti sekitar 10%, mulai dari ± 10 W / m 2

halaman 71

5.5. GLOBAL DATA SETS UNTUK fluks

63

di lintang tinggi untuk ± 25 W / m 2 di daerah tropis. Gelombang panjang fluks tidak pasti sekitar ± 7 W / m 2 . Laten ketidakpastian fluks panas berkisar antara ± 10 W / m 2 di beberapa wilayah di laut utara untuk ± 30 W / m 2 di laut tropis barat untuk ± 50 W / m 2 di arus batas barat. Sensible ketidakpastian fluks panas cenderung berada di sekitar ± 5 10 W / m 2 . Josey et al (1999) dibandingkan fluks ratarata dihitung dari icoads dengan fluks dihitung dari pengamatan yang dilakukan oleh instrumen hatihati dikalibrasi pada beberapa kapal dan pelampung. Mereka menemukan bahwa berarti fluks ke laut, ketika ratarata atas semua permukaan laut memiliki kesalahan ± 30 W / m 2 . Kesalahan bervariasi musiman dan menurut wilayah, dan peta global fluks memerlukan koreksi seperti yang diusulkan oleh DaSilva, Young, dan Levitus (1995) ditunjukkan pada Gambar 5.7. Data satelit Data mentah yang tersedia dari proyek satelit, tetapi kita perlu Data diproses. Berbagai tingkat data diolah dari proyek satelit diproduksi (tabel 5.3): Tabel 5.3 Tingkat Olahan Data Satelit Tingkat Tingkat Pengolahan Tingkat 1Data dari satelit dalam satuan engineering (volt) Level 2 Data diolah menjadi unit geofisika (kecepatan angin) pada waktu dan tempat instrumen satelit membuat pengamatan Tingkat 3Level 2 Data diinterpolasi ke koordinat tetap dalam ruang dan waktu level 4 Level 3 Data ratarata dalam ruang dan waktu atau diproses lebih lanjut Satelit meteorologi operasional yang mengamati laut meliputi: 1. seri noaa dari kutubmengorbit, satelit meteorologi; 2. Program Satelit Pertahanan Meteorologi US DMSP kutubmengorbit satelit lites, yang membawa Khusus Sensor Microwave / Imager (ssm / i); 3. satelit meteorologi geostasioner yang dioperasikan oleh noaa (pergi), Jepang (Gram) dan European Space Agency (meteosats). Data juga tersedia dari instrumen pada satelit eksperimental seperti: 1. Nimbus7, Instrumen Anggaran Earth Radiasi; 2. Bumi Radiasi Anggaran satelit, bumi Radiasi Anggaran Percobaan; 3. ers1 Badan Antariksa Eropa & 2; 4. Jepang maju Earth Observing System (satelit ADEOS) dan Midori; 5. quikscat; 6. BumiObserving System satelit Terra, Aqua, dan Envisat; 7. Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM); dan, 8. Topex / Poseidon dan penggantinya Jason1. Data satelit dikumpulkan, diproses, dan diarsipkan oleh pemerintahorganisasi organisasi. Arsip data yang selanjutnya diolah untuk menghasilkan berguna set data fluks.

halaman 72


54/265

2/9/2017


64


Internasional satelit Cloud Klimatologi Proyek The International duduk ellite Cloud Klimatologi Proyek adalah sebuah proyek ambisius untuk mengumpulkan pengamatan awan yang dibuat oleh puluhan satelit meteorologi 19832000, untuk mengkalibrasi data satelit, untuk menghitung awan menggunakan hatihati diverifikasi teknik, dan untuk menghitung insolation permukaan dan permukaan bersih fluks inframerah (Rossow dan Schiffer, 1991). Awan diamati dengan instrumen cahaya tampak KASIH pada kutubmengorbit dan satelit geostasioner. Global yang Pengendapan Klimatologi Proyek Proyek ini menggunakan tiga sumber data untuk menghitung tingkat hujan (Huffman, et al 1995, 1997.): 1. pengamatan inframerah dari ketinggian awan kumulus dari pergi satelit. Ide dasarnya adalah bahwa lebih banyak hujan yang dihasilkan oleh awan kumulus, yang lebih tinggi atas awan, dan lebih dingin atas muncul di inframerah. Demikian curah hujan di dasar awan terkait dengan suhu inframerah. 2. Pengukuran dengan alat pengukur hujan di pulaupulau dan tanah. 3. emisi Radio dari tetes air di atmosfer diamati oleh ssmi. Akurasi adalah sekitar 1 mm / hari. Data dari proyek yang tersedia pada 2,5 ◦ lintang 2,5 ◦ kotak bujur dari Juli 1987 sampai Desember 1995 dari Global Analisis Pengendapan Tanah Samudra di nasa Goddard Space Flight Center. Xie dan Arkin (1997) menghasilkan kumpulan data 17tahun berdasarkan tujuh jenis dari data satelit dan hujangauge dikombinasikan dengan hujan dihitung dari NCEP / NCAR reanalyzed data dari model cuaca numerik. Kumpulan data memiliki resolusi spasial dan temporal yang sama seperti Huffman kumpulan data. Dikaji kembali Keluaran Dari Weather Model fluks Permukaan panas Numerical telah dihitung dari data cuaca menggunakan model cuaca numerik dengan var proyek reanalysis ious dijelaskan dalam §4.5. Fluks konsisten dengan atmo dinamika bulat, mereka global, mereka dihitung setiap enam jam, dan mereka tersedia selama bertahuntahun pada grid seragam. Sebagai contoh, NCAR / NCEP reanalysis, tersedia pada cdrom, termasuk ratarata harian stres angin, masuk akal dan fluks panas laten, bersih gelombang panjang dan pendek fluks, suhu dekatpermukaan, dan curah hujan. Akurasi Studi terbaru flux Dihitung dari keakuratan fluks dihitung dengan numerik model cuaca dan proyek reanalisis sarankan: 1. fluks Panas dari NCEP dan ECMWF reanalyses memiliki Av global yang sama nilainilai erage, tetapi fluks memiliki perbedaan regional yang penting. fluks dari analisis ulang Goddard Earth Observing System jauh lebih ac pendeta (Taylor, 2000: 258). Chou et al (2004) menemukan perbedaan besar dalam fluks dihitung oleh kelompokkelompok yang berbeda. 2. fluks bias karena mereka dihitung menggunakan model numerik dioptimalkan untuk menghasilkan prakiraan cuaca yang akurat. Nilai wakturata dari fluks mungkin tidak seakurat nilai wakturata dihitung langsung dari pengamatan kapal.

halaman 73

5.6. DISTRIBUSI GEOGRAFIS ISTILAH

65

3. Simulasi bataslapisan awan merupakan sumber signifikan dari kesalahan dalam dihitung fluks. Resolusi vertikal yang buruk dari model numerik tidak cukup menyelesaikan struktur awan tingkat rendah (Taylor, 2001). 4. fluks memiliki sarana zonal yang berbeda secara signifikan dari zonal sama berarti dihitung dari data icoads. Perbedaan dapat melebihi 40 W / m 2 . 5. Model atmosfer tidak memerlukan bahwa fluks panas bersih ratarata dari waktu ke waktu dan permukaan bumi menjadi nol. The ECMWF kumpulan data ratarata lebih dari lima belas tahun memberikan fluks bersih 3,7 W / m 2 ke laut. NCEP yang reanalysis memberikan fluks bersih 5,8 W / m 2 keluar dari laut (Taylor, 2000: 206). Icoads Data memberikan fluks bersih 16 W / m 2 ke laut (gambar 5.7). Sehingga fluks dikaji kembali yang paling berguna untuk memaksa model iklim membutuhkan aktual fluks panas dan stres angin. icoads Data yang paling berguna untuk menghitung waktu berarti fluks kecuali mungkin di belahan bumi selatan. Secara keseluruhan, Taylor (2000) mencatat bahwa tidak ada data set yang ideal, semua memiliki kesalahan yang signifikan dan tidak dikenal. Output Dari Model Cuaca Numerik Beberapa proyek membutuhkan fluks beberapa jam setelah setelah pengamatan dikumpulkan. Analisis permukaan dari model cuaca numerik merupakan sumber yang baik untuk jenis fluks. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

55/265

2/9/2017


5.6 Distribusi Geografis Istilah dalam Anggaran Panas Berbagai kelompok telah menggunakan data kapal dan satelit dalam cuaca numerik mod els untuk menghitung nilai ratarata global dari persyaratan untuk anggaran panas bumi. Nilainilai memberikan gambaran menyeluruh tentang pentingnya berbagai istilah (angka 5.6). Perhatikan bahwa saldo insolation radiasi inframerah di bagian atas di tersebut mosphere. Pada permukaan, fluks panas laten dan radiasi inframerah bersih cenderung keseimbangan insolation, dan fluks panas yang masuk akal kecil. Perhatikan bahwa hanya 20% dari insolation mencapai bumi diserap langsung oleh Suasana sementara 49% diserap oleh laut dan darat. Apa yang kemudian menghangatkan atmosfer dan drive sirkulasi atmosfer? Jawabannya adalah hujan dan radiasi inframerah dari laut diserap oleh atmosfer tropis lembab. Inilah yang terjadi. Sinar matahari menghangatkan laut tropis yang menguap air untuk menjaga dari pemanasan. laut juga memancarkan panas ke atmosfer, tetapi istilah radiasi bersih lebih kecil dari istilah menguapkan. angin perdagangan membawa panas dalam bentuk uap air ke zona konvergensi tropis. ada yang uap mengembun sebagai hujan, melepaskan panas laten, dan pemanasan atmosfer sebanyak 125 W / m 2 ratarata lebih dari satu tahun (Lihat gambar 14.1). Pada awalnya mungkin tampak aneh bahwa hujan memanaskan udara. Setelah semua, kita kenal dengan badai musim panas pendingin udara di permukaan tanah. Udara dingin dari badai adalah karena downdrafts. Lebih tinggi di awan cumulus, panas dirilis oleh hujan menghangatkan pertengahan tingkat atmosfer menyebabkan udara naik cepat dalam badai. Petir adalah mesin panas yang besar mengkonversi energi panas laten menjadi energi kinetik dari angin. The zonal ratarata dari istilah panasanggaran samudera (gambar 5.7) menunjukkan bahwa insolation adalah terbesar di daerah tropis, yang saldo penguapan insolation, dan bahwa fluks panas yang masuk akal kecil. Zonal ratarata adalah ratarata sepanjang garis

halaman 74

66


107 tercermin Surya Radiasi 107 W m

masuk Tenaga surya Radiasi 342 W m

342

2

ramah gelombang panjang Radiasi 235 W m

235

2

Tercermin Clouds aerosol dan 77 Suasana 77

2

40 dipancarkan oleh udara Suasana 165 30 Jendela diserap oleh Rumah kaca gas 67 Suasana Terpendam 24 78 Panas

tercermin Permukaan 30 168

40

350

324 Kembali Radiasi

390 24 78 324 Permukaan Evapo Diserap oleh permukaan termal Radiasi Diserap oleh permukaan pengeluaran keringat

Gambar 5.6 Mean radiasi dan panas keseimbangan tahunan bumi. Setelah Houghton et al. (1996: 58), yang menggunakan data dari Kiehl dan Trenberth (1996).

250 200 150 2 100 50 W / m 0 50 100 150 100 2 50 W / m 0 50 90

Flux Komponen panas

Q

SW

Q

S

Q

LW

Q

L

Total Panas Flux

o


60

o

30

o

0

o

30

o

60

o

90

o

56/265

2/9/2017


Gambar 5.7 Atas: ratarata Zonal perpindahan panas ke laut oleh insolation Q , dan kehilangan oleh inframerah radiasi Q , fluks panas yang masuk akal Q , dan laten fluks panas Q , dihitung dengan DaSilva, Young, dan Levitus (1995) menggunakan icoads kumpulan data. Lebih rendah: fluks panas Net melalui permukaan laut dihitung dari data di atas (garis tebal) dan fluks panas bersih dibatasi untuk memberikan panas dan transportasi lainnya yang sesuai perhitungan independen transportasi tersebut. Itu daerah di bawah kurva yang lebih rendah seharusnya nol, tetapi 16 W / m untuk kasus tidak dibatasi dan 3 W / m untuk kasus dibatasi. SW

LW

S

L

2

2

halaman 75

5.6. DISTRIBUSI GEOGRAFIS ISTILAH

67

Total Sky Net insolation (W / m ) 2

90

o

60

o

30

o

0

60

200

200

200

o

30

100

100 150 200

200

o

150 100

100

250 200

250 100

o

90 20 o

o

60

o

100

o

140

o

180 140 100 60 Net Infrared Flux (W / m ) o

o

o

o

20 0 20 o

o

o

2

90

40

40

o

40 60

50

o

o

50 o

30

50

40

30 0

40

70

40

50 40 30 60 40 o

50 50 30 40 40 30 50 60 50 50 60 40

40 50 40

40 40 50

o

30

40

90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambarrata tahunan 5,8 insolation Q (top) dan radiasi inframerah Q (bawah) melalui permukaan laut selama 1989 dihitung oleh Analisis Data Satelit Center di yang nasa Pusat Langley Research (Darnell et al., 1992) menggunakan data dari International Satelit Cloud Klimatologi Proyek. Unit W / m , Interval kontur adalah 10 W / m . o

o

o

o

o

o

o

SW

o

o

o

o

o

LW

2

2

lintang konstan. Perhatikan bahwa istilah pada gambar 5.7 tidak berjumlah nol. Itu arealtertimbang terpisahkan dari kurva total fluks panas tidak nol. Karena fluks panas bersih ke laut ratarata selama beberapa tahun harus kurang dari beberapa watt per meter persegi, nonnol nilai harus karena kesalahan dalam berbagai istilah dalam anggaran panas. Kesalahan dalam hal anggaran panas dapat dikurangi dengan menggunakan masi tambahan mation. Sebagai contoh, kita tahu kirakira berapa banyak panas dan jumlah lainnya diangkut oleh laut dan atmosfer, dan nilainilai yang dikenal untuk ini transportasi dapat digunakan untuk membatasi perhitungan fluks panas bersih (angka

halaman 76


57/265

2/9/2017


68

BAB 5. THE OCEANIC PANAS ANGGARAN Permukaan Penguapan Untuk 1989 (W / m ) 2

90

o

50 60

o

30

o

0

o

30 60

100 100

100

50

100 100

o

50

50

50

50

50

o

90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 5.9 fluks panas laten Tahunanrata dari permukaan laut Q di W / m selama 1989 dihitung dari data yang dikumpulkan oleh Asimilasi Kantor Data nasa Goddard Space Flight Center menggunakan menganalisa kembali data dari model prediksi cuaca numerik ECMWF. Interval kontur adalah 10 W / m . o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

L

o

o

2

2

5.7). fluks yang dibatasi menunjukkan bahwa panas yang didapat oleh laut di tropis yang seimbang dengan panas yang hilang oleh lautan di lintang tinggi. Peta distribusi regional fluks memberikan petunjuk untuk proses produksi ing fluks. Awan mengatur jumlah sinar matahari mencapai permukaan laut (Mencari 5,8 top), dan pemanas matahari di manamana positif. Panas inframerah bersih fluks (gambar 5.8 bawah) adalah yang terbesar di daerah dengan awan sedikit, seperti pusat laut dan pusat Pasifik timur. Fluks inframerah bersih adalah di manamana negatif. fluks panas laten (mencari 5,9) didominasi oleh evapora tion di daerah angin perdagangan dan aliran lepas pantai dari massa udara dingin di belakang front dingin di musim dingin lepas pantai Jepang dan Amerika Utara. fluks panas yang masuk akal (Gambar 5.10 top) didominasi oleh udara dingin bertiup dari benua. net gain pemanas (gambar 5.10 bawah) adalah yang terbesar di daerah khatulistiwa dan panas bersih kerugian melawan arah angin terbesar di Asia dan Amerika Utara. fluks panas berubah secara substansial dari tahun ke tahun, terutama di topik, terutama karena El Ni~no. Lihat Bab 14 untuk lebih lanjut tentang variabilitas tropis. 5.7 Meridional Panas Transportasi Secara keseluruhan, keuntungan bumi panas di bagian atas atmosfer tropis, dan kehilangan panas pada bagian atas atmosfer kutub. The atmosfer dan kelautan circula tion bersamasama harus mengangkut panas dari rendah ke lintang tinggi untuk menyeimbangkan keuntungan dan kerugian. transportasi utaraselatan ini disebut transportasi panas meridional. Jumlah dari transportasi panas meridional di laut dan atmosfer adalah dihitung dari ratarata zonal dari fluks panas bersih melalui bagian atas Suasana diukur oleh satelit. Dalam membuat perhitungan, kita mengasumsikan bahwa mengangkut ratarata selama beberapa tahun yang stabil. Jadi setiap jangka panjang, panas bersih

halaman 77

5.7. Meridional HEAT TRANSPORT

69

Dikoreksi Sensible Panas Flux (W / m ) 20 20 10 10 10 20 0 30 30 10 2030 20 0 40 20 30 10 2

90

30

o

20

60

o

30

o

10

0

o

30 60

o

0 o

0 90

0

10

10

0 0 10

10

10 10

40

20 0

10

0 0

o


58/265

2/9/2017


20

o

60

o

100 Dibatasi Net Panas Flux Rata Tahunan (W / m 140 180 140 100 60 20 ) 0 20 o

o

o

o

o

o

o

o

o

2

90

o

60

20

o

30

20

0

o

30

60 20 80 o

20 8080 20

80 20

20

20

o

20

80

20

o

20

20 20

20

20

20 90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 5.10rata tahunan ke atas masuk akal fluks panas Q (atas) dan dibatasi, bersih, ke bawah fluks panas (bawah) melalui permukaan laut di W / m dihitung dengan DaSilva, Young, dan Levitus (1995) menggunakan icoads kumpulan data dari tahun 1945 sampai 1989. Interval Kontur adalah 2 W / m (atas) dan 20 W / m (bawah). keuntungan atau kerugian melalui bagian atas atmosfer harus seimbang meridional sebuah transportasi dan bukan oleh panas penyimpanan di laut atau atmosfer. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

S

2

2

2

Net Panas Flux di Puncak fluks Suasana Panas melalui bagian atas atmosfer diukur sangat akurat dengan radiometers pada satelit. 1. insolation dihitung dari konstan surya dan pengamatan ulang sinar matahari flected dibuat oleh satelit meteorologi dan oleh satelit khusus dari Percobaan Bumi Radiasi Anggaran. 2. Radiasi inframerah diukur dengan radiometer inframerah pada satelit.

halaman 78

70

BAB 5. THE OCEANIC PANAS ANGGARAN 3. Perbedaan antara insolation dan radiasi inframerah bersih adalah bersih fluks panas di bagian atas atmosfer.

Net Meridional Panas Transportasi Untuk menghitung transportasi panas meridional di atmosfer dan laut, pertama kita ratarata fluks panas bersih melalui atas atmosfer dalam sebuah band zonal. Karena turunan meridional dari transportasi adalah fluksrata zonal, kita menghitung transportasi dari meridional yang terpisahkan dari fluksrata zonal. integral harus seimbang dengan panas diangkut oleh atmosfer dan laut di seberang setiap band lintang. Perhitungan oleh Trenberth dan Caron (2001) menunjukkan bahwa total, annual berarti, transportasi panas meridional dengan puncak laut dan atmosfer di 6 PW arah masingmasing tiang pada 35 ◦ lintang. Oceanic Panas Transportasi The meridional transportasi panas di laut dapat dihitung tiga cara: 1. Permukaan Flux Cara menghitung fluks panas melalui permukaan laut dari pengukuran angin, insolation, udara, dan suhu laut, dan cloudi ness. Fluks yang terintegrasi untuk mendapatkan ratarata zonal dari panas fluks (gambar 5.7). Akhirnya, kita menghitung transportasi dari meridional yang terpisahkan dari fluksrata zonal seperti yang kita lakukan di atas atmosfer. 2. Metode Langsung menghitung transportasi panas dari nilainilai veloc saat ity dan suhu diukur dari atas ke bawah sepanjang bagian zonal mencakup cekungan laut. fluks adalah produk dari kecepatan utara dan konten panas yang berasal dari pengukuran suhu. 3. Metode Residual pertama menghitung transportasi panas atmosfer dari di pengukuran mospheric atau output dari model cuaca numerik. Ini adalah metode langsung diterapkan ke atmosfer. Atmosfer trans pelabuhan dikurangi dari total transportasi meridional dihitung dari topofthesuasana fluks panas untuk mendapatkan kontribusi kelautan sebagai residual (gambar 5.11). Berbagai perhitungan angkutan panas samudera, seperti yang ditunjukkan pada gambar 5.11, cenderung dalam perjanjian, dan bar kesalahan yang ditunjukkan pada gambar realistis. Total transportasi meridional panas oleh laut adalah kecil dibandingkan dengan Total transportasi panas meridional oleh atmosfer kecuali di daerah tropis. Pada 35 ◦ , di mana transportasi meridional panas total terbesar, laut hanya membawa 22% panas di belahan bumi utara, dan 8% di selatan (Trenberth dan Caron, 2001). https://translate.googleusercontent.com/translate_f

59/265

2/9/2017


5.8 Variasi Constant Surya Kami telah mengasumsikan sejauh bahwa konstanta surya, output cahaya dan panas dari matahari, mantap. Bukti terbaru berdasarkan variabilitas bintik matahari dan faculae (titik terang) menunjukkan bahwa output bervariasi oleh ± 0,2% selama berabadabad (Ramping, Beer, dan Bradley, 1995), dan bahwa variabilitas ini berkorelasi dengan perubahan suhu ratarata global permukaan bumi dari ± 0,4 ◦ C. (gambar 5.12). Selain itu, Putih dan Cayan (1998) menemukan 12 thn kecil, 22 tahun, dan lebih panjang periode variasi suhu permukaan laut diukur dengan bathythermographs

halaman 79

5.8. VARIASI DI KONSTAN SOLAR

71

2.5 2.0

Transportasi Panas global

1.5 1.0 0,5 0 0.5 Pasifik Atlantik Indian Total

1.0 Utara Panas Transportasi (PW) 1.5 2.0 2.5

80

0 20 40 60 80 Lintang Gambar 5.11 Northward transportasi panas untuk tahun 1988 di setiap laut dan total transportasi disimpulkan atas semua laut dihitung dengan metode residual menggunakan transportasi panas atmosfer dari ECMWF dan atas fluks suasana panas dari Percobaan Bumi Radiasi Anggaran satelit. Setelah Houghton et al. (1996: 212), yang menggunakan data dari Trenberth dan Solomon (1994). 1 PW = 1 petawatt = 10 W. o

60

o

40

20

o

o

o

o

o

o

o

15

0,2

o

0,0

o

0,2

o

kebanyakan 1369 vulkanik solar ditambah buatan manusia sebagian besar solar memaksa memaksa memaksa Suhu permukaan 1368 2) rekonstruksi paleo NH berperan 1367 surya direkonstruksi total penyinaran 1366

0,4 Anomali Suhu Permukaan (Celcius)

1365 Surya Jumlah Irradiance (W / m

o

0,6 1600 o

1364

1700

1800 1900 2000 Tahun Gambar 5.12 Perubahan konstan surya (total penyinaran matahari) dan suhu ratarata global permukaan bumi selama 400 tahun terakhir. Kecuali untuk periode aktivitas vulkanik ditingkatkan pada awal abad ke19, suhu permukaan baik berkorelasi dengan variabilitas matahari. Setelah Ramping, komunikasi pribadi.


60/265

2/9/2017


72


dan kapalboard termometer selama abad terakhir. Tanggapan diamati bumi untuk variabilitas matahari adalah sekitar yang dihitung dari model numerik dari ditambah sistem iklim lautatmosfer. Banyak perubahan lain dalam iklim dan Cuaca telah dikaitkan dengan variabilitas matahari. Korelasi yang agak kontroversial, dan banyak informasi lebih lanjut dapat ditemukan di Hoyt dan Schatten ini (1997) buku tentang subjek. 5.9 Konsep Penting 1. Sinar matahari diserap terutama di laut tropis. Jumlah matahari perubahan cahaya dengan musim, lintang, waktu hari, dan awan. 2. Sebagian besar panas yang diserap oleh laut di daerah tropis dilepaskan air uap yang memanaskan suasana ketika air mengembun sebagai hujan. Paling hujan jatuh di zona konvergensi tropis, jumlah yang lebih kecil jatuh pertengahan garis lintang dekat depan polar. 3. Panaskan dirilis oleh hujan dan menyerap radiasi inframerah dari laut yang driver utama untuk sirkulasi atmosfer. 4. fluks panas bersih dari laut adalah terbesar di pertengahan garis lintang dan lepas pantai Jepang dan New England. 5. fluks Panas dapat diukur secara langsung dengan menggunakan instrumen respon cepat pada Pesawat terbang rendah, tapi ini tidak berguna untuk mengukur fluks panas lebih daerah kelautan yang besar. 6. fluks panas melalui daerah besar permukaan laut dapat dihitung dari rumus massal. Musiman, regional, dan global peta fluks tersedia berdasarkan pengamatan kapal dan satelit. 7. Yang paling banyak digunakan set data untuk mempelajari fluks panas adalah Inter nasional Komprehensif SamudraSuasana Set data dan analisis ulang dari Data meteorologi oleh model prediksi cuaca numerik. 8. Atmosfer mengangkut sebagian besar panas yang dibutuhkan untuk lintang hangat lebih tinggi dari 35 ◦ . Transportasi meridional samudera sebanding dengan transportasi meridional atmosfer hanya di daerah tropis. 9. keluaran Matahari tidak konstan, dan mengamati variasi kecil dalam output panas dan cahaya dari matahari tampaknya menghasilkan perubahan global yang Suhu yang diamati selama 400 tahun terakhir.

halaman 81

Bab 6

Suhu, salinitas, dan Massa jenis https://translate.googleusercontent.com/translate_f

61/265

2/9/2017


fluks panas, penguapan, hujan, inflow sungai, dan pembekuan dan pencairan es laut semua mempengaruhi distribusi suhu dan salinitas di permukaan laut. Perubahan suhu dan salinitas dapat meningkatkan atau menurunkan kepadatan wa ter di permukaan, yang dapat menyebabkan konveksi. Jika air dari permukaan tenggelam ke laut yang lebih dalam, itu mempertahankan hubungan yang khas antara suhu dan salinitas yang membantu ahli kelautan melacak pergerakan air yang dalam. Di Selain itu, suhu, salinitas, dan tekanan yang digunakan untuk menghitung kepadatan. Itu distribusi kepadatan di dalam laut secara langsung berhubungan dengan distribusi horisontal tekanan gradien dan arus laut. Untuk semua alasan ini, kita perlu untuk mengetahui distribusi suhu, salinitas, dan densitas di laut. Sebelum membahas distribusi suhu dan salinitas, mari kita de pertama baik apa yang kita maksud dengan istilah, terutama salinitas. 6.1 Definisi Salinitas Pada tingkat yang paling sederhana, salinitas adalah jumlah total bahan terlarut di gram dalam satu kilogram air laut. Jadi salinitas adalah berdimensi kuantitas. Ia tidak memiliki unit. Variabilitas garam terlarut sangat kecil, dan kita harus sangat berhatihati untuk menentukan salinitas dengan cara yang akurat dan praktis. untuk lebih memahami kebutuhan untuk akurasi, melihat sosok 6.1. Perhatikan bahwa kisaran salinitas untuk sebagian besar air laut adalah 34,6034,80 bagian per seribu, yang 200 bagian per juta. Variabilitas dalam Pasifik Utara bahkan lebih kecil, sekitar 20 bagian per juta. Jika kita ingin mengklasifikasikan air dengan berbagai salinitas, kita perlu definisi dan instrumen akurat untuk sekitar satu bagian per juta. Perhatikan bahwa kisaran suhu yang jauh lebih besar, sekitar 1 ◦ C, dan suhu lebih mudah untuk mengukur. Menulis definisi praktis salinitas yang memiliki akurasi berguna adalah sulit (Lihat Lewis, 1980, untuk rincian), dan berbagai definisi telah digunakan. 73

halaman 82

74

BAB 6. suhu, salinitas, DAN KEPADATAN

Ocean World 4

o

3

o

2

o

1

o

0 Potensi Suhu (Celcius) o

34,40

34.50

34.60

34.70 34.80 Salinitas

34,90

35.00

Gambar 6.1 Histogram dari suhu dan salinitas air laut lebih dingin dari 4 C. Tinggi adalah sebanding dengan volume. Ketinggian puncak tertinggi sesuai dengan volume 26 juta kubik kilometer per kelas bivariat dari 0,1 C dan 0,01. Setelah Worthington (1981: 47). ◦

◦

Definisi sederhana Awalnya salinitas didefinisikan sebagai "jumlah total bahan terlarut dalam gram dalam satu kilogram air laut. "Ini tidak berguna karena bahan terlarut hampir tidak mungkin untuk mengukur dalam praktek. Untuk Misalnya, bagaimana kita mengukur bahan mudah menguap seperti gas? kita juga tidak bisa evapo tingkat air laut sampai kering karena klorida yang hilang dalam tahap terakhir pengeringan (Sverdrup, Johnson, dan Fleming, 1942: 50). Definisi Lebih Lengkap Untuk menghindari kesulitankesulitan ini, International Dewan untuk Eksplorasi Laut membentuk komisi pada tahun 1889 yang meralat Direkomen salinitas yang didefinisikan sebagai "jumlah total bahan padat di gram dilarutkan dalam satu kilogram air laut ketika semua karbonat telah dikonversi menjadi oksida, bromin dan iodin digantikan oleh klorin dan semua organik hal yang sama sekali teroksidasi. "Definisi ini diterbitkan pada tahun 1902. Ini adalah berguna tetapi sulit untuk digunakan secara rutin. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

62/265

2/9/2017


Salinitas Berdasarkan Chlorinity Karena definisi di atas sulit untuk melaksanakan dalam praktek, karena salinitas berbanding lurus dengan jumlah klorin dalam air laut, dan karena klorin dapat diukur secara akurat oleh analisis kimia sederhana, salinitas S didefinisikan kembali menggunakan chlorinity: S = 0,03 + 1,805 Cl

(6.1)

mana chlorinity Cl didefinisikan sebagai "massa perak dibutuhkan untuk mengendapkan sepenuhnya halogen di 0,328 523 4 kg sampel air laut. " Karena semakin banyak akurat pengukuran dilakukan, (6.1) ternyata terlalu akurat. Pada tahun 1964 UNESCO dan organisasi internasional lainnya ap menunjuk sebuah Panel Bersama Tabel Oseanografi dan Standar untuk menghasilkan

halaman 83

6.1. DEFINISI SALINITAS

75

definisi yang lebih akurat. Bersama Panel direkomendasikan pada tahun 1966 (Wooster, Lee, dan Dietrich, 1969) bahwa salinitas dan chlorinity berhubungan menggunakan: S = 1,806 55 Cl

(6.2)

Ini adalah sama seperti (6.1) untuk S = 35. Salinitas Berdasarkan Konduktivitas Pada saat yang sama (6,2) diadopsi, ocean ographers telah mulai menggunakan konduktivitas meter untuk mengukur salinitas. meter yang sangat tepat dan relatif mudah digunakan dibandingkan denganteknik kimia teknikdigunakan untuk mengukur chlorinity. Akibatnya, Bersama Panel juga merekomendasikan salinitas yang berhubungan dengan konduktivitas air laut menggunakan: S = 0,089 96 + 28,297 29 R 15 + 12,808 32 R 15 2 10,678 69 R 15 3 + 5,986 24 R 415 1,323 11 R 5 15 R 15 = C (S, 15, 0) / C (35, 15, 0)

(6.3a) (6.3b)

di mana C (S, 15, 0) adalah konduktivitas sampel air laut pada 15 ◦ C dan di tekanan atmosfer, setelah salinitas S berasal dari (6,4), dan C (35, 15, 0) adalah konduktivitas air laut standar "Copenhagen". Millero (1996) poin bahwa (6,3) bukan definisi baru salinitas, itu hanya memberikan chlorinity sebagai fungsi konduktivitas air laut relatif terhadap air laut standar. Praktis Skala Salinitas 1978 Pada awal 1970an, konduktivitas akurat meter dapat dikerahkan dari kapal untuk mengukur konduktivitas di kedalaman. Itu perlu mengevaluasi kembali skala salinitas memimpin Panel Bersama untuk merekomendasikan pada tahun 1981 (Jpots, 1981; Lewis, 1980) bahwa salinitas didefinisikan menggunakan konduktivitas saja, melanggar link dengan chlorinity. Semua sampel air dengan konduktivitas yang sama rasio memiliki salinitas yang sama meskipun chlorinity mereka mungkin berbeda. Skala Salinitas Praktis 1978 sekarang definisi resmi: 1/2 S = 0,00800,1692 K 15 + 25,3851 K 15 + 14,0941 K 5/2 7,0261 K 215 + 2,7081 K 15 K 15 = C (S, 15, 0) / C (KCl, 15, 0) 2 ≤ S ≤ 42

3/2 15 (6.4A) (6.4b)

di mana C (S, 15, 0) adalah konduktivitas sampel air laut pada temperatur 14,996 ◦ C pada Skala Suhu Internasional 1990 (nya90, lihat §6.2) dan tekanan atmosfer standar 101 325 Pa. C (KCl, 15, 0) adalah konduktivitas larutan standar kalium klorida (KCl) pada suhu 15 ◦ C dan standar tekanan atmosfer. Solusi KCl standar berisi massa 32,435 6 gram KCl dalam massa 1,000000 kg larutan. Millero (1996: 72) dan Lewis (1980) memberikan persamaan untuk menghitung salinitas pada tekanan lainnya dan suhu. Komentar Berbagai definisi kerja salinitas baik karena rasio berbagai ion dalam air laut hampir independen dari salinitas dan lokasi di


63/265

2/9/2017


halaman 84

76


Samudera (tabel 6.1). Hanya perairan yang sangat segar, seperti yang ditemukan di muara sungai, memiliki rasio yang berbeda secara signifikan. Hasilnya didasarkan pada (1884) kimia Dittmar analisis dari 77 sampel air laut yang dikumpulkan oleh Ekspedisi Challenger dan penelitian lebih lanjut oleh Carritt dan Carpenter (1959). Pentingnya hasil ini tidak bisa lebih ditekankan, karena atasnya de pends validitas chlorinity yang: salinitas: hubungan kepadatan dan, karenanya, akurasi semua kesimpulan berdasarkan distribusi kepadatan di mana yang terakhir ditentukan oleh metode fisik kimia atau tidak langsung seperti konduktivitas listrik ... Sverdrup, Johnson, Fleming (1942). Hubungan antara konduktivitas dan salinitas memiliki akurasi sekitar ± 0,003 salinitas. Kesalahan sangat kecil disebabkan oleh variasi dalam konstituen seperti SiO 2 yang menyebabkan perubahan kecil pada kepadatan tapi tidak ada perubahan konduktivitas. Tabel 6.1 Konstituen utama dari Air Laut Ion atom 55,3% Klorin 55,3% Klorin 30,8% Sodium 30,8% Sodium 7,7% sulfat 3,7% Magnesium 3,7% Magnesium 2,6% Sulfur 1,2% Kalsium 1,2% Kalsium 1,1% Kalium 1,1% Kalium Referensi Air laut dan Salinitas Praktis Skala Salinitas 1978 di troduced beberapa masalah kecil. Ini menyebabkan kebingungan tentang unit dan ke Penggunaan "unit salinitas praktis" yang bukan bagian dari definisi Praktis Salinitas. Selain itu, salinitas absolut berbeda dari salinitas sekitar 0,5%. Dan, komposisi air laut sedikit berbeda dari tempat ke tempat di laut, menyebabkan kesalahan kecil dalam mengukur salinitas. Untuk menghindari ini dan masalah lainnya, Millero et al (2008) mendefinisikanlangkah baru yakin salinitas, yang Salinitas Referensi, yang secara akurat mewakili Absolute Salinitas solusi air laut buatan. Hal ini didasarkan pada Komposisi Referensi dari air laut yang jauh lebih akurat dibandingkan dengan nilai pada Tabel 6.1 di atas. Itu Komposisi referensi dari air laut buatan didefinisikan oleh daftar zat terlarut dan fraksi mol mereka diberikan dalam Tabel 4 kertas mereka. Dari ini, mereka didefinisikan Air laut Referensi buatan menjadi air laut memiliki begitu Referensi Komposisi kecapi dilarutkan dalam air murni sebagai pelarut, dan disesuaikan dengan termodinamika yang keadaan ekuilibrium. Akhirnya, Referensi Salinitas Acuan air laut adalah ditetapkan menjadi tepat 35,16504 g kg 1 . Dengan definisi ini, ditambah banyak detail dijelaskan dalam makalah mereka, Millero et al (2008) menunjukkan Referensi Salinitas berhubungan dengan Salinitas Praktis oleh: S R ≈ (35,16504 / 35) g kg 1 × S

(6.5)

persamaan adalah tepat di S = 35. Referensi Salinitas adalah sekitar 0,47% lebih besar dari Salinitas Praktis. Referensi Salinitas S R dimaksudkan untuk digunakan sebagai perpanjangan berbasis SI dari Salinitas Praktis.

halaman 85

6.2. DEFINISI SUHU

77

6.2 Definisi Suhu Banyak proses fisik tergantung pada suhu. Beberapa dapat digunakan untuk mendefinisikan mutlak T. Suhu unit T adalah kelvin, yang memiliki simbol K. proses dasar yang digunakan untuk mendefinisikan skala suhu mutlak atas kisaran suhu yang ditemukan di laut meliputi (Soulen dan Fogle, 1997): 1) hukum gas yang berhubungan tekanan untuk temperatur gas ideal dengan koreksi untuk densitas gas; dan 2) tegangan kebisingan dari R. resistensi Pengukuran suhu menggunakan skala absolut sulit dan pengukuran biasanya dibuat oleh laboratorium standar nasional. mutlak pengukuran yang digunakan untuk menentukan skala suhu praktis berdasarkan pada https://translate.googleusercontent.com/translate_f

64/265

2/9/2017


temperatur dari titik tetap sedikit dan interpolasi perangkat yang dikalibrasi di titik tetap. Untuk suhu yang biasa ditemukan di laut, perangkat interpolasi adalah platinumresistance thermometer. Ini terdiri dari longgar luka, strainbebas, kawat platinum murni yang resistensi merupakan fungsi dari temperatur. Hal ini dikalibrasi pada titiktitik tetap antara titik tripel hidrogen di 13,8033 K dan titik beku perak di 961,78 K, termasuk triple point air di 0.060 ◦ C, titik leleh Gallium di 29,7646 ◦ C, dan titik beku Indium di 156.5985 ◦ C (PrestonThomas, 1990). Triple point air suhu di mana es, air, dan uap air berada dalam keseimbangan. Itu skala suhu di kelvin T adalah terkait dengan skala suhu dalam derajat Celsius t [ ◦ C] oleh: t [ ◦ C] = T [K] 273,15 (6.6) Skala suhu praktis direvisi pada tahun 1887, 1927, 1948, 1968, dan 1990 penentuan karena lebih akurat dari suhu absolut menjadi diterima. Skala terbaru adalah Skala Suhu Internasional 1990 (nya90). Ini sedikit berbeda dari Skala Suhu Praktis Internasional 1968 induktor interphasa68. Pada 0 ◦ C mereka adalah sama, dan di atas 0 ◦ C nya90 sedikit lebih dingin. t 90 t 68 = 0,002 pada 10 ◦ C, 0,005 pada 20 ◦ C, 0,007 pada 30 ◦ C dan 0,010 pada 40 ◦ C. Perhatikan bahwa sementara ahli kelautan menggunakan termometer dikalibrasi dengan ac wilayah gereja dari millidegree, yang 0,001 ◦ C, skala suhu sendiri memiliki un kepastian dari beberapa millidegrees. 6.3 Distribusi geografis Suhu Permukaan dan Salinitas Distribusi suhu pada permukaan laut cenderung zonal, yaitu, itu adalah independen dari bujur (mencari 6.2). air hangat dekat khatulistiwa, air terdingin adalah dekat kutub. Penyimpangan dari zonal kecil. Khatulistiwa bangsal dari 40 ◦ , air dingin cenderung berada di sisi timur cekungan. utara dari lintang ini, air dingin cenderung berada di sisi barat. Anomali suhu permukaan laut, deviasi dari jangka panjang Ratarata, kecil, kurang dari 1,5 ◦ C (Harrison dan Larkin, 1998) kecuali di khatulistiwa Pasifik dimana penyimpangan dapat 3 ◦ C (gambar 6.3: top). Kisaran tahunan suhu permukaan tertinggi di pertengahan garis lintang, espe secara resmi di sisi barat laut (gambar 6.3: bawah). Di barat, udara dingin

halaman 86

78

BAB 6. suhu, salinitas, DAN KEPADATAN Ratarata suhu permukaan laut untuk Juli

90

0 5 10

o

5 60 15

0

5

o

30 25

20

1015 20 25

o

0

0

28 28

28

20 25

30

28 20 15 10 50

25

o

10 60 0 o

90 20 o

60

o

100

o

o

25 25 20

25

o

15 5

140 180 140 100 60 20 0 20 Ratarata suhu permukaan laut untuk Januari o

o

o

o

o

o

o

o

90

o

60

o

30

0

0 0

5 15

5 1015 20 25

o

25 0 28

28

o

30

o

20 10

5

25 25

60 0 o


20 25

28 20 15 5 10 0

0 5 10

25 15 5

65/265

2/9/2017


90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 6.2 Rata suhu permukaan laut dihitung dari teknik interpolasi yang optimal (Reynolds dan Smith, 1995) menggunakan laporan kapal dan pengukuran AVHRR suhu. Interval kontur adalah 1 C dengan kontur yang berat setiap 5 daerah C. Berbayang melebihi 29 C. o

o

o

o

o

o

o

o

o

◦

o

o

o

◦

◦

pukulan dari benua di musim dingin dan mendinginkan lautan. The mendominasi pendingin anggaran panas. Di daerah tropis rentang temperatur ini kebanyakan kurang dari 2 ◦ C. Distribusi salinitas permukaan laut juga cenderung zonal. saltiest perairan berada di pertengahan garis lintang di mana penguapan tinggi. Kurang perairan asin yang dekat khatulistiwa di mana hujan freshens permukaan, dan di lintang tinggi di mana meleleh es laut freshens permukaan (gambar 6.4). The zonal (timurbarat) ratarata salinitas menunjukkan korelasi yang erat antara salinitas dan penguapan dikurangi curah hujan ditambah masukan sungai (gambar 6.5). Karena banyak sungai besar mengalir ke Atlantik dan Laut Arktik, mengapa adalah Atlantik lebih asin dari Pasifik? Broecker (1997) menunjukkan bahwa 0,32 Sv dari

halaman 87

6.3. DISTRIBUSI GEOGRAFIS

79

air menguap dari Atlantik tidak jatuh sebagai hujan di darat. Sebagai gantinya, itu dilakukan oleh angin ke Pasifik (gambar 6.6). Broecker menunjukkan bahwa kuantitas kecil, setara dengan sedikit lebih dari aliran di Sungai Amazon, tapi "yang ini fluks tidak dikompensasi oleh pertukaran lebih asin Atlantic perairan perairan Pasifik kurang asin, salinitas seluruh Atlantik akan naik sekitar 1 gram per liter per milenium. " Berarti Suhu dan Salinitas dari Samudera The berarti suhu Optimal Interpolasi bulanan SST Anomali untuk Januari 1996 90

o

0

60 0

1

o

0

1

30

0

o

0

o

0

o

o

0

0

1 0

0 1

0 0

0 o

0

0

0 60

0

1

1 1 1

1

o

90 20

0

0

o

0

0

0 0 30 1 60 0

0

1

100

140

o

180

o

140

o

o

1

0 100

o

60

o

20 0 20 o

o

o

Rentang tahunan suhu permukaan laut 90

12 4 15 8 976 33 1512 60 17 10 16 30 6 35 0 24 5 30 34 o

22 31 2 1 4 11 7 3 4 4 556 611 98 10 6 4 5 7 1214 810111213141516 9 8 6 7 9 171516 5 17 181920 5 1491011121314 8 6 7 56 8 3 5 7 4 5 4 4 3 24 2 2 345 2 1 43 6 6 34 3 2 2 1 4 5 54 5 6 6 5 6 4 42 2 9 7 8 3 5 45 2 2 3 3 2 3 3 2 1

o

o

o

o

60 3 12 o

90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 6.3 Top: suhu Seapermukaan anomali untuk Januari 1996 relatif berarti Suhu yang ditunjukkan pada gambar 6.2 menggunakan data yang diterbitkan oleh Reynolds dan Smith (1995) dalam Iklim Diagnostik Buletin untuk Februari 1995. Interval Kontur adalah 1 daerah C. Berbayang positif. Bawah: kisaran Tahunan suhu permukaan laut di C dihitung dari Reynolds dan Smith (1995) berarti permukaan laut kumpulan data suhu. Interval kontur adalah 1 C dengan kontur yang berat pada 4 C dan 8 daerah C. Berbayang melebihi 8 C. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

◦

◦

◦

◦


◦

◦

66/265

2/9/2017


halaman 88

80


90

Mean Sea Surface Salinitas tahunan 31 30 32 31 30 30 29 32 32 34 33 35 34 33 35 33 36 37 3230 3233 34 35 34 30

32

o

34

60

o

3533 35

30 39 o

37

0

o

30 60

36 o

35

36

35

35 34

34

34

33 34 37 3231 35 34 33

36 35

34 34

34 34

o

90 20 o

60

o

o

100

o

90

140 180 140 100 60 20 0 20 Tahunan Rata Curah Hujan Penguapan (m / yr) o

o

o

o

o

o

o

o

o

0,5

60

o

0,5 0.5 2.5 2.0 1.0 1.5 2.51.53.0 0.5 0,51.0 1.01.50,5 1.0 0.5 0.5 0.5 1.0

30

o

0

o

30 60

o

0,5

0,5

o

0,5

2.0 1.0 1.5 2.0 0.5 0,51.0 0,5 1.0 0 0,5 0.5

0,5

0,5 0,5

0,5

90 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 6.4 Top: Berarti salinitas permukaan laut. Interval kontur adalah 0,25. daerah yang diarsir melebihi salinitas 36. Dari Levitus (1982). Bawah: Curah hujan dikurangi penguapan dalam meter per tahun dihitung dari curah hujan global dengan Proyek Global Precipitation Klimatologi dan fluks panas laten dihitung oleh Asimilasi Kantor Data, baik di nasa Goddard Space Flight Center. Curah hujan melebihi penguapan di daerah berbayang, Interval kontur adalah 0,5 m. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

perairan laut adalah: t = 3,5 ◦ C. berarti salinitas adalah S = 34,7. Distribusi mean kecil: 50% dari air adalah dalam kisaran: 1,3 ◦ C
halaman 89

6.4. THE LAPISAN CAMPURAN OCEANIC DAN termoklin

81

1.0 36 0,5 0.0


34

u) s

67/265

2/9/2017


0.5

32

Salinitas (p

penguapan curah hujan 1.0 Penguapan presipitasi (m / yr) salinitas 30 1.5 90 60 30 0 30 60 90 Gambar 6.5 Zonal ratarata salinitas permukaan laut dihitung untuk semua laut dari Levitus (1982) dan perbedaan antara penguapan dan curah hujan (E P) dihitung dari Data yang ditunjukkan pada gambar 6.4 (bawah). 6.4 Oceanic Mixed Layer dan Termoklin Angin bertiup di laut membangkitkan lapisan atas yang mengarah ke campuran tipis lapisan di permukaan laut memiliki suhu konstan dan salinitas dari permukaan ke kedalaman di mana nilainilai berbeda dari orangorang di permukaan. Itu besarnya perbedaan adalah sewenangwenang, tetapi biasanya suhu di bawah lapisan harus tidak lebih dari 0,020,1 ◦ dingin daripada di permukaan. o

o

o

o

o

o

o

75

o

60

o

0.07

0,18

45

30 15 0 15 30

o

0.36

o

0.17

Gurun 0.19

o

45

0.25

Gurun

o

o

o

0,03 0,32 Sv

0.23 o

0.20

60 180 150 120 90 60 30 0 30 60 90 120 150 180 Gambar 6.6 Air diangkut oleh atmosfer ke dalam dan keluar dari Atlantik. cekungan mengalir ke Atlantik hitam, padang pasir putih, dan cekungan drainase lainnya berbayang. Panah memberikan arah transportasi air dengan atmosfer, dan nilainilai yang di Sverdrups. nomor Bold memberikan transportasi bersih untuk Atlantik pada setiap band lintang. Secara keseluruhan, Atlantic kehilangan 0,32 Sv, jumlah yang kurang lebih sama dengan aliran di Sungai Amazon. Setelah Broecker (1997). o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

halaman 90

82

BAB 6. suhu, salinitas, DAN KEPADATAN 0 Agustus 90 50

September 90

April 90

November 89

100 Tekanan (decibars) 90 Jan 150

200 18

24 26 28 30 Suhu (Celcius) Gambar 6.7 Pertumbuhan dan peluruhan dari lapisan campuran dan termoklin musiman dari November 1989 sampai September 1990 di Bermuda Atlantik Timeseries Station (kelelawar) di 31,8 N 64,1 W. Data dikumpulkan oleh Biological Station Bermuda Penelitian, Inc. Catatan bahwa tekanan di decibars hampir sama dengan kedalaman dalam meter (lihat §6.8 untuk definisi decibars). o

20

o

22

o

o

o

o

o

◦

◦

Perhatikan bahwa suhu dan salinitas harus konstan dalam lapisan campuran. Kami akan lihat nanti itu berarti kecepatan tidak konstan. Lapisan campuran kirakira 10200 m tebal atas sebagian besar sabuk tropis dan lintang tengah. Kedalaman dan suhu lapisan campuran bervariasi dari hari ke hari dan dari musim ke musim dalam menanggapi dua proses: 1. Panaskan fluks melalui panas permukaan dan mendinginkan air permukaan. Perubahan suhu mengubah kontras densitas antara lapisan campuran dan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

68/265

2/9/2017


perairan yang lebih dalam. Semakin besar kontras, semakin banyak pekerjaan yang dibutuhkan untuk campuran lapisan bawah dan sebaliknya. 2. Turbulensi pada lapisan campuran campuran panas ke bawah. turbulensi tergantung pada kecepatan angin dan intensitas gelombang pecah. terpentin bulence bercampur air di lapisan, dan bercampur air di lapisan dengan air di termoklin. Pertengahan lintang lapisan campuran adalah tertipis di akhir musim panas ketika angin yang lemah, dan sinar matahari menghangatkan lapisan permukaan (gambar 6.7). Di kali, pemanasan begitu kuat, dan angin sangat lemah, bahwa lapisan tebal hanya beberapa meter. Di jatuh, badai pertama dari musim campuran panas ke dalam penebalan laut lapisan campuran, tetapi sedikit panas yang hilang. Di musim dingin, panas yang hilang, dan dicampur Lapisan terus menebal, menjadi tebal di akhir musim dingin. Pada musim semi, angin melemahkan, meningkat sinar matahari, dan bentukbentuk lapisan campuran baru. Di bawah lapisan campuran, suhu air menurun dengan cepat dengan kedalaman mantan kecuali bahwa di lintang tinggi. Kisaran kedalaman di mana tingkat perubahan, yang gradien suhu, besar disebut termoklin. Karena kerapatan

halaman 91

6.5. MASSA JENIS

83

0

Musim dingin

AAC

Musim panas

AAC

Hangat Kolam

Hangat Kolam

BATS

500

BATS Tekanan (decibars) 1000

1500 0

10 20 30 34 35 36 37 Suhu (Celcius) Salinitas Gambar 6.8 profil suhu dan salinitas Khas di laut terbuka. AAC: Pada 62,0 S, 170.0 E di Antartika melingkari kini pada 16 Januari 1969 sebagai diukur dengan R / V Hakuho Maru. Warm Pool: Pada 9,5 N 176,3 E di daerah tropis barat kolam hangat Pasifik pada 12 Maret 1989 yang diukur dengan Bryden dan Hall pada R / V Moana Wave. kelelawar: Pada 31,8 N 64,1 W dekat Bermuda pada tanggal 17 April dan 10 September 1990 yang diukur dengan Bermuda Biological Station Penelitian, Inc. data disertakan dengan Java OceanAtlas. terkait erat dengan suhu, termoklin juga cenderung lapisan mana gradien densitas paling besar, pycnocline tersebut. Bentuk termoklin sedikit bervariasi dengan musim (gambar 6.7). Ini adalah termoklin musiman. Termoklin permanen membentang dari di bawah termoklin musiman untuk kedalaman 15002000 meter (gambar 6.8). Di lintang tinggi, seperti di stasiun aac pada gambar, mungkin ada pendingin, lapisan segar di atas termoklin permanen. Lapisan campuran cenderung lebih asin dari termoklin antara 10 ◦ dan 40 ◦ lintang, di mana penguapan melebihi curah hujan. Di lintang tinggi lapisan campuran lebih segar karena hujan dan pencairan es mengurangi salinitas. dalam beberapa daerah tropis, seperti kolam hangat di barat Pasifik tropis, hujan juga menghasilkan tipis segar lapisan campuran. o

o

o

o

◦

◦

◦

◦

◦

◦

6.5 Density, Suhu Potensi, dan Netral Density Selama musim dingin, air dingin terbentuk di permukaan tenggelam ke kedalaman ditentukan kepadatan relatif terhadap kepadatan air yang lebih dalam. Arus lalu membawa air ke bagian lain dari laut. Pada setiap waktu, bergerak parsel air untuk tetap di bawah air kurang padat dan air di atas lebih padat. Distribusi arus dalam laut tergantung pada distribusi tekanan, yang tergantung pada variasi kepadatan di dalam laut seperti diuraikan dalam §10.4. Begitu,


69/265

2/9/2017


halaman 92

84


jika kita ingin mengikuti pergerakan air di dalam laut, kita perlu mengetahui distribusi kepadatan di dalam laut. Kepadatan dan sigmat Perhitungan pergerakan air membutuhkan pengukuran KASIH densitas dengan akurasi beberapa bagian per juta. Ini tidak mudah. Kepadatan mutlak air hanya dapat diukur di laboratorium khusus, dan hanya dengan kesulitan. Akurasi terbaik adalah 1: 2,5 × 10 5 = 4 bagian per juta. Untuk menghindari kesulitan bekerja dengan kepadatan absolut, ahli kelautan menggunakan kepadatan relatif terhadap kepadatan air murni. Kepadatan ρ (S, t, p) sekarang didefinisikan menggunakan Standard Berarti Samudra Air dari komposisi isotop dikenal, dengan asumsi kejenuhan tion gas atmosfer dibubarkan. Berikut S, t, p mengacu pada salinitas, suhu, dan tekanan. Dalam prakteknya, kerapatan tidak diukur, itu dihitung dari in situ pengukuran KASIH tekanan, temperatur, dan konduktivitas menggunakan persamaan keadaan untuk air laut. Hal ini dapat dilakukan dengan akurasi dari dua bagian per juta. Kepadatan air di permukaan laut biasanya 1.027 kg / m 3 . untuk simplifica tion, ahli kelautan fisik sering mengutip hanya 2 digit terakhir dari densitas, kuantitas yang mereka sebut kepadatan anomali atau Sigma (S, t, p): σ (S, t, p) = ρ (S, t, p) 1000 kg / m 3

(6.7)

Kelompok Kerja Simbol, Unit dan Tata nama di Fisik Oceanog raphy (sun, 1985) merekomendasikan bahwa σ digantikan oleh γ karena σ awalnya didefinisikan relatif terhadap air murni dan itu berdimensi. Namun, di sini saya akan ikuti praktek umum dan penggunaan σ. Jika kita mempelajari lapisan permukaan laut, kita dapat mengabaikan kompresibilitas, dan kita menggunakan kuantitas baru sigmat (ditulis σ t ): σ t = σ (S, t, 0)

(6.8)

Ini adalah anomali densitas sampel air ketika tekanan total di atasnya telah dikurangi menjadi tekanan atmosfer (yaitu tekanan air nol), tetapi suhu dan salinitas adalah nilai in situ. Suhu potensi Sebagai parsel air bergerak dalam samudra di bawah lapisan campuran, kadar garam dan panas yang dapat berubah hanya dengan mencampur dengan lainnya air. Dengan demikian kita dapat menggunakan pengukuran suhu dan salinitas untuk melacak jalur air. Hal ini paling baik dilakukan jika kita menghilangkan efek kompresibilitas. Seperti tenggelam air, tekanan meningkat, air dikompresi, dan com yang pression tidak bekerja di atas air. Hal ini meningkatkan energi internal dari air. Untuk memahami bagaimana kompresi meningkatkan energi, mempertimbangkan kubus yang berisi massa tetap air. Sebagai kubus tenggelam, sisisisinya bergerak ke dalam sebagai kubus dikompresi. Mengingat bahwa pekerjaan adalah gaya kali jarak, pekerjaan adalah jarak sisi bergerak kali gaya yang bekerja pada sisi tekanan. Perubahan energi internal mungkin atau mungkin tidak mengakibatkan perubahan suhu (McDougall dan Feistel, 2003). Energi internal dari fluida adalah jumlah dari kinetik molekul energi (suhu) dan energi potensial molekuler. Dalam air laut, kemudian jangka mendominasi, dan perubahan energi internal menghasilkan suhu

halaman 93

6.5. MASSA JENIS 0 1000

o

1

85

Suhu (Celcius) 2 3 4

o

o

o

o

5

o

Massa jenis 27,5 27.6 27,7 27,8 27,9 28


70/265

2/9/2017


3000 4000

σθ

θ

Kedalaman (m) 5000 6000 t

σ

t

7000 8000

Gambar 6.9 Profil Left in situ t dan potensi suhu θ dan kanan sigmat dan sigmatheta di Kermadec Palung di Pasifik diukur dengan R / V Eltanin selama Scorpio Ekspedisi pada 13 Juli 1967 di 175,825 E dan 28,258 S. Data dari Warren (1973). ◦

◦

mengubah ditunjukkan pada gambar 6.9. Pada kedalaman 8 km, peningkatan suhu hampir 0,9 ◦ C. Untuk menghapus pengaruh kompresibilitas dari pengukuran yang beriklim K arakteristik, ahli kelautan (dan ahli meteorologi yang memiliki masalah yang sama di atmosfer) menggunakan konsep suhu potensial. suhu potensial Θ didefinisikan sebagai suhu sebidang air di permukaan laut setelah telah dibangkitkan adiabatik dari beberapa kedalaman di laut. Meningkatkan parsel adiabatik berarti bahwa yang dibangkitkan dalam wadah terisolasi sehingga tidak ex mengubah panas dengan lingkungannya. Tentu saja, paket tersebut tidak benarbenar membawa ke permukaan. suhu potensial dihitung dari suhu di air di kedalaman, di situ suhu. Potensi Kepadatan Jika kita mempelajari lapisan menengah laut, mengatakan pada kedalaman dekat satu kilometer, kita tidak bisa mengabaikan kompresibilitas. karena perubahan tekanan terutama mempengaruhi suhu air, pengaruh Tekanan dapat dihapus, untuk pendekatan pertama, dengan menggunakan potensi kepadatan. Potensi kepadatan ρ Θ adalah densitas sebidang air akan memiliki jika itu

halaman 94

86


mengangkat adiabatik ke permukaan tanpa perubahan salinitas. Ditulis sebagai sigma, σ Θ = σ (S, Θ, 0)

(6.9)

σ Θ ini sangat berguna karena merupakan properti termodinamika dilestarikan. density potensi tidak berguna untuk membandingkan densitas air pada kedalaman yang besar. Jika kita membawa paket air ke permukaan dan membandingkan kepadatan mereka, calcu yang lation potensi kepadatan mengabaikan efek dari tekanan pada koefisien untuk termal dan garam ekspansi. Akibatnya, dua sampel air memiliki sama density tetapi suhu yang berbeda dan salinitas pada kedalaman empat kilometer dapat memiliki potensi kepadatan tampak berbeda. Di beberapa daerah penggunaan ρ (Θ) dapat menyebabkan penurunan jelas kepadatan dengan kedalaman (gambar 6.10) meskipun kami tahu bahwa hal ini tidak mungkin karena kolom seperti air akan tidak stabil. Untuk membandingkan sampel dari kedalaman besar, lebih baik untuk membawa kedua sampel untuk kedalaman terdekat bukan ke permukaan p = 0. Sebagai contoh, kita bisa membawa kedua parsel ke tekanan 4.000 decibars, yang dekat kedalaman 4 km: σ 4 = σ (S, Θ, 4000)

(6.10)

di mana σ 4 adalah kepadatan sebidang air yang dibawa adiabatik untuk tekanan 0m 27.2 27,027.4 27.6 27,727,8 1000 27,88 27,85 2000

24,0 26,0 26,0 25,0

26,0 27,0 27,9


27,9 27,7 27,728.0 28.08 27,8

27,85 71/265

2/9/2017


3000 27,92 27,9 4000 σ 27.94 27,88 27,88 GREENLANDICELAND 5000 PUNGGUNG BUKIT ANTARTIKA 6000 7000 80 60 40 20 0 20 40 60 80 46.0 0m 45.6 40.0 42.0 45,2 45,4 45,4 45,4 43.0 41,0 43.0 45,5 46.0 46,1 45,0 44.0 45,6 45,646.4 Tekanan (decibars) 46.4 45,2 45,0 1000 45,4 > 46.4 45.6 45.6 45.7 45.7 2000 σ 4000 45,8 45,8 3000 45.9 45.9 4000 46,2 46,1 45,93 46.0 46.0 45,95 GREENLANDICELAND 5000 PUNGGUNG BUKIT ANTARTIKA 6000 7000 80 60 40 20 0 20 40 60 80 Gambar 6.10 bagian vertikal dari kepadatan di Atlantik barat. Perhatikan bahwa skala kedalaman Perubahan pada kedalaman 1000 m. Atas: σ , menunjukkan kepadatan inversi jelas di bawah 3.000 m. Lebih rendah: σ menunjukkan terus meningkatnya kepadatan dengan kedalaman. Setelah Lynn dan Reid (1968). th eta

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Θ

4

halaman 95

6.5. MASSA JENIS

87

4.000 decibars. Lebih umum, ahli kelautan kadangkadang menggunakan ρ r σ r = σ (S, Θ, p, p r )

(6.11)

dimana p adalah tekanan, dan p r tekanan pada beberapa tingkat referensi. Dalam (6.8) tingkat adalah p r = 0 decibars, dan (6.9) p r = 4000 decibars. Penggunaan σ r menyebabkan masalah. Jika kita ingin mengikuti paket air yang dalam di laut, kita bisa menggunakan σ 3 di beberapa daerah, dan σ 4 orang lain. Tapi apa terjadi ketika bingkisan bergerak dari kedalaman 3 km di satu daerah ke kedalaman dari 4 km di lain? Ada diskontinuitas kecil antara kepadatan parcel dinyatakan sebagai σ 3 dibandingkan dengan kepadatan dinyatakan sebagai σ 4 . Untuk menghindari hal ini kesulitan, Jackett dan McDougall (1997) mengusulkan variabel baru yang mereka sebut kepadatan netral. Permukaan netral dan Kepadatan A parsel air bergerak secara lokal di sepanjang jalan kepadatan konstan sehingga selalu di bawah air kurang padat dan di atas lebih air padat. Lebih tepatnya, bergerak sepanjang jalan dari potensi kepadatan konstan σ r direferensikan ke kedalaman r lokal. Jalan seperti ini disebut jalur netral (Eden dan Willebrand, 1999). Sebuah elemen permukaan netral adalah bersinggungan permukaan ke jalur netral melalui titik di dalam air. Tidak ada pekerjaan yang diperlukan untuk memindahkan parcel di permukaan ini karena tidak ada kekuatan daya apung yang bekerja pada paket ketika bergerak (jika kita mengabaikan gesekan). Sekarang mari kita ikuti bingkisan seperti itu bergerak dari wilayah setempat. Pada kami pertama kali mungkin berpikir bahwa karena kita tahu garis singgung ke permukaan di manamana, kami dapat menentukan permukaan yang amplop dari garis singgung. Tapi permukaan yang tepat tidak matematis mungkin di laut nyata, meskipun kita dapat datang sangat dekat. Jackett dan McDougall (1997) mengembangkan variabel kepadatan netral praktis γ n dan permukaan yang tetap dalam puluhan beberapa meter dari permukaan yang ideal di mana saja Di dalam dunia. Mereka dibangun variabel dengan menggunakan data dalam Levitus (1982) atlas. Nilainilai kepadatan netral kemudian digunakan untuk label data dalam Levitus atlas. Ini kumpulan data prelabeled digunakan untuk menghitung γ n di lokasi baru di mana t, S diukur sebagai fungsi kedalaman dengan interpolasi dengan empat poin terdekat dalam atlas Levitus. Melalui praktek ini, kepadatan netral γ n adalah fungsi dari salinitas S, in situ t suhu, tekanan p, bujur, dan garis lintang. Permukaan netral yang didefinisikan di atas hanya berbeda sedikit dari netral yang ideal permukaan. Jika sebidang bergerak sekitar pilin pada permukaan netral dan kembali ke lokasi awal, kedalaman pada akhirnya akan berbeda sekitar 10 meter dari kedalaman di awal. Jika permukaan densitas potensial yang digunakan, perbedaan bisa menjadi ratusan meter, kesalahan jauh lebih besar. Persamaan keadaan Kepadatan air laut air laut jarang diukur. Kepadatan dihitung dari pengukuran suhu, konduktivitas, atau salin ity, dan tekanan menggunakan persamaan keadaan air laut. Persamaan keadaan adalah persamaan yang berhubungan kepadatan untuk suhu, salinitas, dan tekanan. persamaan diperoleh dengan kurva fitting melalui pengukuran laboratorium densitas sebagai fungsi temperatur, tekanan, dan salinitas, chlorinity, atau daya konduksi. The International Persamaan Negara (1980) diterbitkan oleh Joint


72/265

2/9/2017


halaman 96

88


Panel pada Tabel Oseanografi dan Standar (1981) sekarang digunakan. Lihat juga Millero dan Poisson (1981) dan Millero et al (1980). persamaan memiliki akurasi 10 bagian per juta, yang merupakan 0,01 unit σ (Θ). Saya belum benarbenar ditulis persamaan keadaan karena terdiri dari tiga polinomial dengan 41 konstanta (jpots, 1991). Akurasi Suhu, salinitas, dan Kepadatan Jika kita ingin dibedakan dengan guish antara massa air yang berbeda di laut, dan jika total kisaran suhu dan salinitas adalah sebagai kecil sebagai kisaran di angka 6.1, maka kita harus mengukur suhu, salinitas, dan tekanan yang sangat hatihati. Kami akan membutuhkan akurasi dari beberapa bagian per juta. akurasi tersebut dapat dicapai hanya jika semua kuantitas didefinisikan dengan hatihati, jika semua pengukuran dilakukan dengan hatihati, jika semua instrumen yang hatihati cali brated, dan jika semua pekerjaan dilakukan sesuai dengan standar yang diterima secara internasional. Standar diletakkan di Pengolahan Oceanographic Data Station (jpots, 1991) yang diterbitkan oleh UNESCO. Buku ini berisi diterima secara internasional definisi tions variabel primer seperti suhu dan salinitas dan metode untuk mengukur variabel utama. Hal ini juga menjelaskan metode diterima untuk calcu lating jumlah berasal dari variabel primer, seperti suhu potensial, kepadatan, dan stabilitas. 6.6 Pengukuran Suhu Suhu di laut diukur banyak cara. Termistor dan merkuri termometer yang umum digunakan pada kapal dan pelampung. Ini dikalibrasi di laboratorium sebelum digunakan, dan setelah digunakan jika mungkin, menggunakan merkuri atau plat termometer inum dengan akurasi dilacak ke laboratorium standar nasional. radiometers inframerah pada satelit mengukur suhu permukaan laut. Mercury Thermometer ini adalah yang paling banyak digunakan, terapi dari nonelektronik mometer. Ia banyak digunakan dalam ember jatuh ke sisi kapal untuk mengukur Pastikan suhu perairan, pada botol Nansen untuk mengukur sublaut suhu, dan di laboratorium untuk mengkalibrasi termometer lainnya. Ketepatan dari termometer terbaik adalah sekitar ± 0,001 ◦ C dengan kalibrasi sangat berhatihati. Satu termometer merkuri yang sangat penting adalah termometer membalikkan (angka ure 6.11) dilakukan pada botol Nansen, yang dijelaskan pada bagian berikutnya. Saya t adalah termometer yang memiliki penyempitan dalam kapiler merkuri yang menyebabkan benang merkuri untuk istirahat pada titik tepat ditentukan ketika terapi dari mometer terbalik. Termometer diturunkan jauh ke dalam laut dalam posisi normal, dan itu diperbolehkan untuk datang ke kesetimbangan dengan air. Mercury berekspansi ke kapiler, dan jumlah merkuri di kapiler sebanding dengan suhu. Termometer ini kemudian membalik terbalik, benang merkuri istirahat menjebak merkuri dalam capil yang lary, dan termometer dibawa kembali. Merkuri dalam kapiler termometer terbalik dibaca di dek bersama dengan suhu normal termometer, yang memberikan suhu di mana termometer terbalik dibaca. Dua bacaan memberikan suhu air di kedalaman di mana

halaman 97

6.6. PENGUKURAN SUHU


89

73/265

2/9/2017


2 10 1 0 0 1 2 0 1 3 4 0 2 5 6 0 3 7 8 9 0 4 10 1 10 5 12 130 6 4 1 15

2 10 1 0 0 1 2 0 1 3 4 0 2 5 6 0 3 7 8 9 0 4 10 1 10 5 12 130 6 4 1 15

Gambar 6.11 Kiri: Dilindungi dan tidak dilindungi termometer membalikkan adalah posisi diatur, sebelum pembalikan. Kanan: The terbatas bagian dari kapiler di set dan posisi terbalik. Setelah von Arx (1962: 259). termometer terbalik. Termometer membalikkan dilakukan di dalam tabung kaca yang melindungi termometer dari tekanan laut karena tekanan tinggi dapat menekan merkuri tambahan ke kapiler. Jika termometer adalah terlindungi, yang suhu jelas baca di dek sebanding dengan suhu dan tekanan pada kedalaman di mana termometer itu membalik. Sepasang dilindungi dan termometer terlindungi memberikan suhu dan tekanan air di mendalam termometer terbalik. Pasangan membalikkan termometer dilakukan pada botol Nansen yang utama sumber pengukuran sublaut suhu sebagai fungsi dari tekanan dari

halaman 98

90


sekitar 19001970. Platinum Resistance Thermometer ini adalah standar untuk suhu. Hal ini digunakan oleh laboratorium standar nasional untuk interpolasi antara didefinisikan menunjuk pada skala suhu praktis. Hal ini digunakan terutama untuk mengkalibrasi lainnya sensor suhu. Termistor Termistor adalah semikonduktor memiliki resistansi yang bervariasi cepat dan diduga dengan suhu. Telah banyak digunakan pada tertambat instrumen dan instrumen dikerahkan dari kapal sejak sekitar tahun 1970. Memiliki resolusi tinggi dan akurasi sekitar ± 0,001 ◦ C ketika hatihati dikalibrasi. suhu ember Suhu permukaan air telah secara rutin diukur di laut dengan meletakkan termometer raksa ke dalam ember yang diturunkan ke dalam air, membiarkannya duduk di kedalaman sekitar satu meter selama beberapa menit sampai termometer datang ke kesetimbangan, maka membawanya kapal dan membaca suhu sebelum air di ember memiliki waktu untuk mengubah suhu. Akurasi adalah sekitar 0,1 ◦ C. Ini adalah sumber yang sangat umum pengukuran suhu permukaan langsung. Kapal Injeksi Suhu Suhu air ditarik ke dalam kapal untuk mendinginkan mesin telah dicatat secara rutin selama beberapa dekade. ini dicatat nilainilai suhu yang disebut suhu injeksi. Kesalahan adalah karena kapal ini struktur air pemanasan sebelum direkam. Hal ini terjadi ketika tempera yang perekam mendatang tidak ditempatkan dekat dengan titik pada lambung dimana air dibawa https://translate.googleusercontent.com/translate_f

74/265

2/9/2017


di. Akurasi 0.5 ◦ 1 ◦ C. Canggih Sangat Tinggi Radiometer Resolusi yang paling umum digunakan instrumen untuk mengukur suhu permukaan laut dari ruang Advanced Very Tinggi Radiometer Resolusi AVHRR. Instrumen yang telah dilakukan pada semua kutubmengorbit satelit meteorologi dioperasikan oleh noaa sejak TirosN adalah diluncurkan pada tahun 1978. Instrumen ini awalnya dirancang untuk mengukur suhu awan dan maka awan tinggi. instrumen itu, bagaimanapun, akurasi yang cukup dan preci Sion itu segera digunakan untuk mengukur pola suhu regional dan global di permukaan laut. Instrumen ini adalah radiometer yang mengkonversi radiasi inframerah menjadi pemilu tegangan trical. Ini termasuk cermin yang memindai dari sisi ke sisi seberang track subsatelit dan mencerminkan sinar dari tanah ke teleskop, teleskop yang memfokuskan cahaya pada detektor, detektor sensitif terhadap berbeda ent panjang gelombang yang mengkonversi cahaya yang pada panjang gelombang tersebut menjadi listrik sinyal, dan sirkuit elektronik untuk mendigitalkan dan menyimpan nilainilai cahaya. Itu instrumen mengamati 2.700km petak luas berpusat di jalur subsatelit. Setiap pengamatan sepanjang scan dari pixel yang kirakira satu kilometer diameter dekat pusat scan dan bahwa peningkatan ukuran dengan jarak dari jalur subsatelit. The radiometers tindakan radiasi inframerah yang dipancarkan dari permukaan di lima band panjang gelombang: tiga band inframerah: 3,553,99 pM, 10,311,3 m, dan

halaman 99

6.6. PENGUKURAN SUHU

91

11,512,5 m; band dekatinframerah pada 0,7251,10 m; dan band cahaya tampak di 0,550,90 pM. Semua band inframerah meliputi radiasi yang dipancarkan dari laut dan dari uap air di udara sepanjang jalan dari satelit ke tanah. Itu 3,7 pM band paling sensitif terhadap uap air dan kesalahan lainnya, tetapi bekerja hanya di malam hari karena sinar matahari memiliki pancaran dalam band ini. Dua gelombang terpanjang band di 10,8 m dan 12,0 m digunakan untuk mengamati suhu permukaan laut dan uap air di sepanjang jalan di siang hari. Data dengan resolusi 1km ditransmisikan langsung ke stasiun tanah yang melihat satelit saat lewat stasiun. Ini adalah Coverage Area Lokal mode. Data juga ratarata untuk menghasilkan pengamatan dari 4 × 4 km piksel. Datadata ini disimpan oleh satelit dan kemudian ditransmisikan ke noaa penerima stasiun. Ini adalah modus Cakupan Global Area. Petak lebar cukup luas bahwa satelit pandangan seluruh bumi dua kali per hari, sekitar 09:00 dan 21:00 waktu setempat. Area di lintang tinggi dapat diamati sesering delapan kali atau lebih per hari. Kesalahan yang paling penting adalah karena: 1. terselesaikan atau tidak terdeteksi awan: Besar, awan tebal yang jelas dalam gambar dari suhu air awan tipis seperti stratus rendah dan tinggi cirrus menghasilkan kesalahan banyak kecil yang sulit atau hampir tidak mungkin untuk mendeteksi. Awan kecil dengan diameter dari 1 km, seperti cumuli tradeangin, juga sulit untuk dideteksi. teknik khusus telah dikembangkan untuk mendeteksi awan kecil (gambar 6.12). 2. Uap air, yang menyerap bagian dari energi yang dipancarkan dari laut Permukaan: Uap air mengurangi suhu jelas dari permukaan laut. pengaruh berbeda di 10,8 m dan 12,0 m saluran, yang memungkinkan perbedaan dalam dua sinyal yang akan digunakan untuk mengurangi kesalahan. 10

6

T

11

T T 11

3 ,7

5 4 5

3 2

1 Perbedaan maksimum lokal 0 0 270 275 280 285 290 295 0 1 2 3 4 Berarti Suhu lokal (K) Suhu Rata lokal Perbedaan (K) Gambar 6.12 Pengaruh awan pengamatan inframerah. Kiri: Standar deviasi dari pancaran dari kecil, daerah sebagian berawan masingmasing berisi 64 piksel. Kaki para distribusi lengkunganseperti titik adalah permukaan laut dan suhu awantop. setelah Coakley dan Bretherton (1982). Kanan: Perbedaan maksimum antara nilainilai lokal T T dan nilai ratarata lokal kuantitas yang sama. Nilainilai dalam kotak putusputus menunjukkan piksel bebas awan. T dan T adalah suhu jelas pada 11.0 dan 3.7 m (data dari Standar Deviasi lokal

11

11


3,7

3.7

75/265

2/9/2017


K. Kelly). Setelah Stewart (1985: 137).

halaman 100

92

BAB 6. suhu, salinitas, DAN KEPADATAN 3. Aerosol, yang menyerap radiasi inframerah. Mereka memancarkan pada suhu ditemukan tinggi di atmosfer. aerosol stratosfir dihasilkan oleh vol letusan canic dapat menurunkan suhu diamati hingga beberapa de Grees Celcius. partikel debu dilakukan atas Atlantik dari debu Sahara badai juga dapat menyebabkan kesalahan. 4. kesalahan suhu kulit. Inframerah radiasi dilihat oleh instrumen berasal dari lapisan di permukaan laut yang hanya beberapa mikrometer tebal. Suhu di lapisan ini tidak cukup sama dengan suhu meter di bawah permukaan laut. Mereka dapat berbeda oleh beberapa derajat ketika angin yang cahaya (Emery dan Schussel, 1989). Kesalahan ini sangat berkurang ketika Data AVHRR digunakan untuk interpolasi antara pengukuran kapal permukaan suhu.

Peta suhu diolah dari Coverage Area Daerah re bebas awan agamamenunjukkan variasi temperatur dengan presisi 0,1 ◦ C. Peta ini yang berguna untuk mengamati fenomena lokal termasuk pola yang dihasilkan oleh lokal arus. Gambar 10.16 menunjukkan pola seperti di lepas pantai California. peta global yang dibuat oleh US Naval Oceanographic Office, yang ulang ceives data AVHRR global secara langsung dari NOAA Lingkungan Nasional Satelit, Data dan Layanan Informasi di dekatreal time setiap hari. Data secara hatihati diproses untuk menghilangkan pengaruh awan, uap air, aerosol, dan sumbersumber lain dari kesalahan. Data kemudian digunakan untuk menghasilkan peta global antara ± 70 ◦ dengan akurasi ± 0,6 ◦ C (Mei et al 1998). Peta dari permukaan laut suhu dikirim ke Angkatan Laut AS dan Pusat Nasional noaa untuk En Prediksi vironmental. Selain itu, kantor menghasilkan harian 100km global yang dan 14km peta regional suhu. Global yang Maps dari SeaSuhu Permukaan Global, peta bulanan sur suhu muka diproduksi oleh Pusat Nasional untuk Lingkungan Pra diksi menggunakan Reynolds et al (2002) metode optimalinterpolasi. teknik yang campuran nique kapal dan pelampung pengukuran suhu permukaan laut dengan Data AVHRR diproses oleh Oceanographic Office Naval di 1 ◦ daerah untuk bulan. Pada dasarnya, Data AVHRR yang menyela antara pelampung dan kapal re port menggunakan informasi sebelumnya tentang bidang suhu. akurasi keseluruhan berkisar dari sekitar ± 0,3 ◦ C di daerah tropis untuk ± 0,5 ◦ C di dekat barat arus batas di belahan bumi utara di mana gradien suhu yang besar. Peta yang tersedia dari bulan November 1981. Angka 6,26,4 dibuat oleh noaa menggunakan teknik Reynolds '. set data lainnya telah diproduksi oleh Program Pathfinder noaa / nasa (Kilpatrick, Podesta, dan Evans, 2001). Peta suhu ratarata juga telah dibuat dari data icoads (Smith dan Reynolds, 2004). Karena data yang kurang didistribusikan dalam ruang dan waktu, kesalahan juga bervariasi dalam ruang dan waktu. Smith dan Reynolds (2004) memperkirakan kesalahan dalam suhu ratarata global dan menemukan kepercayaan ketidakpastian 95% untuk global dekatrata adalah 0,48 ◦ C atau lebih pada abad kesembilan belas, dekat 0,28 ◦ C untuk paruh pertama abad kedua puluh, dan 0,18 ◦ C atau kurang setelah 1950. Anomali suhu permukaan laut dihitung menggunakan rata laut

halaman 101

6.7. PENGUKURAN KONDUKTIVITAS ATAU SALINITAS https://translate.googleusercontent.com/translate_f

93 76/265

2/9/2017


Platinum Elektroda (3 tempat) borosilikat kaca Sel

Bidang saat antara Elektroda

Air laut arus Dalam

Air laut Mengalir keluar

Terminal sel Gambar 6.13 Sebuah sel konduktivitas. Arus mengalir melalui air laut antara platinum elektroda dalam silinder kaca borosilikat 191 mm panjang dengan diameter dalam antara elektroda dari 4 mm. Garisgaris medan listrik (garis solid) terbatas pada bagian dalam sel dalam desain ini membuat konduktivitas diukur (dan kalibrasi instrumen) independen dari objek dekat sel. Ini adalah sel digunakan untuk mengukur konduktivitas dan salinitas yang ditunjukkan pada mencari 6.15. Dari SeaBird Electronics. suhu permukaan dari periode 18541997 menggunakan icoads ditambah dengan data satelit sejak tahun 1981. 6.7 Pengukuran Konduktivitas atau Salinitas Konduktivitas diukur dengan menempatkan elektroda platinum dalam air laut dan mengukur arus yang mengalir ketika ada tegangan dikenal antara elektroda. saat ini tergantung pada konduktivitas, tegangan, dan volume laut air di jalan antara elektroda. Jika elektroda berada dalam tabung non melakukan kaca, volume air secara akurat diketahui, dan saat ini adalah independen dari bendabenda lain di dekat sel konduktivitas (gambar 6.13). Terbaik pengukuran salinitas dari konduktivitas memberikan salinitas dengan akurasi ± 0,005. Sebelum pengukuran konduktivitas secara luas digunakan, salinitas diukur menggunakan titrasi kimia dari sampel air dengan garam perak. Thelangkah terbaik surements salinitas dari titrasi memberikan salinitas dengan akurasi ± 0,02. pengukuran salinitas individu dikalibrasi menggunakan air laut standar. studi jangka panjang akurasi penggunaan data dari pengukuran massa air yang dalam dari dikenal, stabil, salinitas. Misalnya, Saunders (1986) mencatat suhu yang sangat akurat terkait dengan salinitas untuk volume besar air yang terkandung dalam cekungan yang mendalam dari barat laut Atlantik di bawah keluar Mediterania. Dia telah menggunakan konsistensi pengukuran suhu dan salinitas yang dibuat di banyak hidrokarbon Stasiun drographic di daerah untuk memperkirakan ketepatan suhu, salinitas dan pengukuran oksigen. Dia menyimpulkan bahwa pengukuran yang paling hatihati dibuat sejak tahun 1970 memiliki akurasi 0,005 untuk salinitas dan 0,005 ◦ C untuk yang beriklim K arakteristik. Sumber terbesar dari kesalahan salinitas adalah kesalahan dalam penentuan air standar yang digunakan untuk kalibrasi pengukuran salinitas. Gouretski dan Jancke (1995) diperkirakan accuracyof pengukuran salinitas sebagai fungsi dari waktu. Menggunakan pengukuran kualitas tinggi dari 16.000 hidrografi Stasiun di Atlantik selatan 19121991, mereka diperkirakan akurasi oleh merencanakan salinitas sebagai fungsi suhu menggunakan semua data yang dikumpulkan di bawah 1500 m di dua belas daerah untuk setiap dekade dari tahun 1920 sampai tahun 1990. Sebuah plot akurasi fungsi waktu sejak tahun 1920 menunjukkan peningkatan yang konsisten dalam akurasi sejak 1950 (Gambar 6.14). pengukuran terakhir salinitas yang paling akurat. Itu

halaman 102

94

BAB 6. suhu, salinitas, DAN KEPADATAN 0.025 0.020 0,015

0.010 salinitas Akurasi 0,005 0.000 1920

1930

1940

1950

1960 1970 1980 1990 2000 Tahun Gambar 6.14. deviasi standar pengukuran salinitas di bawah 1500 m di Atlantik selatan. Setiap titik adalah ratarata untuk satu dekade berpusat pada titik. Nilai untuk tahun 1995 adalah perkiraan keakuratan pengukuran terakhir. Dari Gouretski dan Jancke (1995). standar deviasi data salinitas dikumpulkan dari semua daerah di Atlantik selatan 19701993 disesuaikan seperti yang dijelaskan oleh Gouretski dan Jancke (1995) 0,0033. instrumen barubaru ini seperti LautBurung Electronics Model 911 Ditambah https://translate.googleusercontent.com/translate_f

77/265

2/9/2017


memiliki akurasi yang lebih baik dari 0,005 tanpa penyesuaian. Perbandingan salinitas diukur pada 43 ◦ 10'N, 14 ◦ 4.5'W oleh 911 Ditambah dengan data historis dikumpulkan oleh Saunders (1986) memberikan akurasi 0,002 (gambar 6.15). 2,7

o

2,6

o

2,5

o

kedalaman 911 CTD Autosal911Autosal Nomor Botol, (DBar)(PSU) (PSU) (PSU) (Kisaran sampel) 3000 34,950334,95010,0002 3 (0,0012) 4000 34,912534,91340,0009 4 (0,0013) 5000 34,899734,89950,0002 4 (0,0011) 5262 34,898634,89960,0010 3 (0,0004)

3000 m

2,4

o

Saunders, P. (1986) S = 34,698 + 0,098 θ PSU Hari: θ <2,5 C.

2.3

o

o

4000 m 2.2 Potensi Suhu (Celcius) o

2.1

o

5000 m 5262 m

2,0 34,89 o

34,96 Salinitas, PSS78 Gambar 6.15. Hasil dari tes LautBurung Electronics 911 Ditambah CTD di Utara Atlantic Deep Water pada tahun 1992. Data dikumpulkan pada 43,17 N dan 14,08 W dari R / V Poseidon. Dari SeaBird Electronics (1992). ◦

◦

halaman 103

6.8. PENGUKURAN TEKANAN

95

6.8 Pengukuran Tekanan Tekanan secara rutin diukur dengan berbagai jenis instrumen. Itu SI unit tekanan adalah pascal (Pa), tetapi ahli kelautan biasanya melaporkan tekanan yakin di decibars (DBar), di mana: 1 DBar = 10 4 Pa

(6.12)

karena tekanan di decibars hampir persis sama dengan kedalaman dalam meter. Jadi 1000 DBar adalah tekanan pada kedalaman sekitar 1000 m. Strain Gage ini adalah instrumen yang paling sederhana dan murah, dan itu secara luas bekas. Akurasi adalah sekitar ± 1%. Vibratron Banyak pengukuran yang lebih akurat tekanan dapat dilakukan dengan mengukur frekuensi alami dari kawat tungsten bergetar membentang di medan magnet antara diafragma menutup ujung silinder. tekanan dis Ganti Rugi diafragma, yang mengubah tegangan pada kawat dan frekuensi. Frekuensi dapat diukur dari tegangan perubahan induksi sebagai kawat bergetar dalam medan magnet. Akurasi adalah sekitar ± 0,1%, atau lebih baik ketika tem perature dikendalikan. Presisi adalah 1001000 kali lebih baik dari akurasi. Itu Instrumen yang digunakan untuk mendeteksi perubahan kecil dalam tekanan pada kedalaman yang besar. Snod rumput (1964) memperoleh setara presisi untuk perubahan kedalaman ± 0,8 mm pada kedalaman 3 km. Quartz kristal pengukuran Sangat akurat tekanan juga bisa dibuat oleh mengukur frekuensi alami dari potongan kristal kuarsa untuk yang beriklim minimum K arakteristik ketergantungan. Akurasi terbaik diperoleh ketika suhu kristal tetap konstan. akurasi ± 0,015%, dan presisi ± 0,001% dari nilai skala penuh. Quartz Bourdon Gage memiliki akurasi dan stabilitas sebanding dengan kuarsa crys tals. Juga digunakan untuk pengukuran jangka panjang dari tekanan di laut dalam. 6.9 Pengukuran Suhu dan Salinitas dengan Depth Suhu, salinitas, dan tekanan diukur sebagai fungsi kedalaman menggunakan berbagai instrumen atau teknik, dan densitas dihitung dari pengukuran. Bathythermograph (BT) adalah sebuah alat mekanik yang diukur tempera ture vs mendalam pada kaca geser merokok. Perangkat ini banyak digunakan untuk memetakan struktur termal laut atas, termasuk kedalaman lapisan campuran sebelum digantikan oleh bathythermograph dibuang pada 1970an. Dibuang bathythermograph (XBT) adalah perangkat elektronik yanglangkah Suhu langkahvs mendalam menggunakan termistor pada bebas yang jatuh efisien https://translate.googleusercontent.com/translate_f

78/265

2/9/2017


berat. thermistor terhubung ke ohm meter di atas kapal oleh tipis kawat tembaga yang spooled keluar dari berat tenggelam dan dari mengeset yang ing kapal. xbt sekarang instrumen yang paling banyak digunakan untuk mengukur struktur termal laut atas. Sekitar 65.000 yang digunakan setiap tahun.

halaman 104

96


Sebelum sementara itu Setelah putar bergantianputar Gambar 6.16 Kiri A CTD siap diturunkan di sisi kapal. Dari Davis (1987). Kanan botol Nansen air sebelum (I), selama (II), dan setelah (III) membalikkan. Kedua instrumen yang ditampilkan di dekat dengan skala yang sama. Setelah Defant (1961: 33). Berat ramping jatuh melalui air pada kecepatan konstan. Begitu mendalam dapat dihitung dari waktu jatuh dengan akurasi ± 2%. Suhu akurasi ± 0,1 ◦ C. Dan, resolusi vertikal biasanya 65 cm. Probe mencapai kedalaman 200 m ke 1830 m tergantung pada model. Nansen Botol (mencari 6.16) dikerahkan dari kapal berhenti di hidro Stasiun grafis. Stasiun Hidrografi adalah tempat di mana ahli kelautanlangkah Pastikan sifat air dari permukaan ke kedalaman beberapa, atau ke bawah, menggunakan instrumen diturunkan dari kapal. Biasanya 20 botol yang melekat pada interval dari beberapa puluhan hingga ratusan meter ke kawat diturunkan ke sisi kapal. Distribusi dengan kedalaman dipilih sehingga sebagian botol berada di atas lapisan kolom air dimana laju perubahan temperatur di ver yang vertikal adalah terbesar. Sebuah membalikkan termometer dilindungi untuk mengukur suhu melekat pada masingmasing botol bersama dengan termometer membalikkan terlindungi untuk mengukur kedalaman. Botol berisi tabung dengan katup pada setiap akhir untuk mengumpulkan air laut di kedalaman. Salinitas ditentukan dengan analisis laboratorium sampel air yang dikumpulkan di kedalaman. Setelah botol telah melekat kawat dan semua telah diturunkan ke kedalaman yang dipilih mereka, berat memimpin dijatuhkan ke bawah kawat. berat

halaman 105


79/265

2/9/2017


6.10. CAHAYA DI SAMUDERA DAN PENYERAPAN CAHAYA

97

tersandung mekanisme pada setiap botol, dan botol terbalik, membalikkan termometer, menutup katup dan perangkap air di tabung, dan melepaskan berat lain. Ketika semua botol telah tersandung, string botol itu pulih. Penyebaran dan pengambilan biasanya mengambil beberapa jam. instrumen CTD Teknik pada botol Nansen diganti awal di 1960 oleh alat elektronik, yang disebut CTD, itu diukur konduktivitas, temperatur, dan kedalaman (gambar 6.16). Pengukuran dicatat dalam digital membentuk baik dalam instrumen seperti yang diturunkan dari kapal atau di kapal. Suhu biasanya diukur oleh termistor. Konduktivitas diukur oleh sel konduktivitas. Tekanan diukur dengan kristal kuarsa. Modern instrumen memiliki akurasi diringkas dalam tabel 6.2. Tabel 6.2 Ringkasan Akurasi Pengukuran Variabel Jarak Akurasi terbaik Suhu 42 C ± 0.001 C Salinitas 1 ± 0,02 dengan titrasi ± 0,005 dengan konduktivitas Tekanan 10,00 DBar ± 0.65 DBar Massa jenis 2 kg / m ± 0.005 kg / m Persamaan Negeri ± 0.005 kg / m ◦

◦

3

3 3

CTD pada Drifters Mungkin sumber yang paling umum dari suhu dan salin ity sebagai fungsi kedalaman dalam dua kilometer atas laut adalah himpunan profil mengapung argo dijelaskan dalam §11.8. Mengapung melayang pada kedalaman 1 km, tenggelam 2 km, kemudian naik ke permukaan. Mereka profil suhu dan salinitas sementara mengubah kedalaman menggunakan instrumen yang sangat mirip dengan yang di CTD a. Data yang dikirim untuk menopang melalui sistem Argos pada noaa satelit mengorbit kutub. Pada tahun 2006, hampir 2500 mengapung yang memproduksi satu profil setiap 10 hari di sebagian besar laut. Keakuratan data dari mengapung adalah 0,005 ◦ C untuk suhu, 5 decibars untuk tekanan, dan 0,01 untuk salinitas (Riser et al (2008). Data Sets Data di Lingkungan Kelautan dan Keamanan Untuk Eropa Daerah mersea Mengusulkan / Ensemble (EN3 Kualitas Controlled in situ Samudra Temple parature dan Profil Salinitas basis data. Pada 2008 database yang terkandung sekitar satu juta profil xbt, 700.000 profil CTD, 60.000 Argos profil, 1.100.000 Nansen Data botol berkualitas tinggi di atas 700 m dari laut (Domingues et al, 2008). 6.10 Cahaya di Samudra dan Penyerapan Cahaya Sinar matahari di laut adalah penting untuk banyak alasan: Ini memanaskan air laut, pemanasan lapisan permukaan; memberikan energi yang dibutuhkan oleh fitoplankton; ini digunakan untuk navigasi oleh hewan di dekat permukaan; dan memantulkan cahaya bawah permukaan digunakan untuk konsentrasi pemetaan klorofil dari ruang angkasa. Cahaya di laut perjalanan dengan kecepatan sama dengan kecepatan cahaya di vakum dibagi dengan indeks bias (n), yang biasanya n = 1,33. Oleh karena itu kecepatan dalam air adalah sekitar 2,25 × 10 8 m / s. Karena cahaya bergerak lebih lambat

halaman 106

98

BAB 6. suhu, salinitas, DAN KEPADATAN 10

4

10

3

10

2

) 1

UV

10

Terlihat Inframerah

1

10

ungu biru kuning hijau merah oranye 0

Koefisien penyerapan (m 10 1


80/265

2/9/2017


10

LenobleSaint Guily (1955), panjang jalan: 400 cm; Hulburt (1934) (1945), panjang jalan: 364 cm; Sullivan (1963), panjang jalan: 132 cm; ClarkeJames (1939), panjang jalan: 97 cm (Ceresin berjajar tube); JamesBirge (1938), panjang jalan: 97 cm (Silver berjajar tube).

2

10 200 3

500

1000

1500 2000 2500 λ nm Gambar 6.17 Koefisien Penyerapan air murni sebagai fungsi dari panjang gelombang λ dari radiasi. Digambar ulang dari Morel (1974: 18, 19). Lihat Morel (1974) untuk referensi. dalam air daripada di udara, beberapa cahaya tercermin di permukaan laut. Untuk bersinar terang lurus ke bawah di laut, reflektifitas adalah (n 1) 2 / (n + 1) 2 . Untuk air laut, reflektifitas adalah 0,02 = 2%. Oleh karena itu yang paling sinar matahari mencapai permukaan laut ditransmisikan ke laut, sedikit yang tercermin. Ini berarti bahwa insiden sinar matahari di laut di daerah tropis ini kebanyakan diserap di bawah permukaan laut. Tingkat di mana sinar matahari dilemahkan menentukan kedalaman yang menyala dan dipanaskan oleh matahari. Pelemahan ini karena penyerapan oleh pigmen dan hamburan oleh molekul dan partikel. Atenuasi tergantung pada panjang gelombang. Cahaya biru diserap sedikit, lampu merah diserap paling kuat. attenuation per satuan jarak sebanding dengan pancaran atau radiasi cahaya: dI dx = cI

(6.13)

di mana x adalah jarak sepanjang balok, c adalah koefisien atenuasi (gambar 6.17), dan saya adalah radiasi atau pancaran. Radiance adalah kekuatan per satuan luas per sudut padat. Hal ini berguna untuk menggambarkan energi dalam seberkas cahaya yang datang dari arah tertentu. Terkadang kita ingin tahu berapa banyak cahaya mencapai kedalaman beberapa di laut tanpa

halaman 107

6.10. CAHAYA DI SAMUDERA DAN PENYERAPAN CAHAYA

99

100

9 0 saya 5 1 ) 80 II 40 AKU AKU AKU / m 1 D II epth (m 60 AKU AKU AKU 3 80 IB 40 ) 5 IA 120 Transmitansi (% 7 20 saya 9 160 0 300 400 500 600 700 0,51 2 5 10 20 50 100 Panjang gelombang (nm) Persentase Gambar 6.18 Kiri: transmitansi siang hari di laut di% per meter sebagai fungsi dari panjang gelombang. I: air laut yang sangat murni; II: keruh air tropissubtropis; AKU AKU AKU: air lintang pertengahan; 19: perairan pesisir meningkatkan kekeruhan. Sudut datang adalah 90 untuk pertama tiga kasus, 45 untuk kasuskasus lainnya. Kanan: Persentase cahaya 465 nm mencapai kedalaman diindikasikan untuk jenis yang sama dari air. Setelah Jerlov (1976). ◦

◦

arah mana itu akan. Dalam hal ini kita menggunakan radiasi, yang merupakan kekuatan per satuan luas permukaan. Jika koefisien penyerapan konstan, intensitas cahaya berkurang pameran nentially dengan jarak. Aku 2 = I 1 exp (Cx) (6.14) di mana saya 1 adalah pancaran asli atau radiasi cahaya, dan saya 2 adalah pancaran atau radiasi cahaya setelah penyerapan. Kejernihan air laut Air Laut di tengah laut sangat jelas jelas dari air suling. Perairan ini adalah sangat dalam, kobalt, biruhampir hitam. Dengan demikian arus kuat yang mengalir ke utara lepas pantai Jepang membawa air yang sangat jelas dari Pasifik tengah ke lintang yang lebih tinggi dikenal sebagai Hitam sekarang, atau Kuroshio dalam bahasa Jepang. Air laut jelas disebut Tipe I perairan oleh Jerlov (gambar 6.18). air begitu jelas bahwa 10% dari cahaya yang ditransmisikan di bawah permukaan laut mencapai kedalaman 90 m. Di daerah subtropis dan pertengahan garis lintang lebih dekat ke pantai, air laut mengandung lebih fitoplankton dari perairan tengahlaut sangat jelas. klorofil pigmen KASIH di fitoplankton menyerap cahaya, dan tanaman sendiri menghamburkan cahaya. Bersamasama, proses mengubah warna laut yang dilihat oleh pengamat melihat ke bawah ke laut. perairan yang sangat produktif, orangorang dengan konsentrasi tinggi fitoplankton, muncul biruhijau atau hijau (gambar 6.19). Pada harihari jelas warna dapat diamati dari ruang angkasa. Hal ini memungkinkan scanner lautwarna, seperti orangorang di SeaWiFS, untuk memetakan distribusi fitoplankton di daerah yang luas. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

81/265

2/9/2017


Sebagai konsentrasi fitoplankton meningkat, kedalaman di mana sinar matahari diserap dalam penurunan laut. Semakin keruh tropis dan lintang pertengahan perairan diklasifikasikan sebagai tipe II dan III perairan oleh Jerlov (gambar 6.18). Demikian kedalaman dimana sinar matahari menghangatkan air tergantung pada produktivitas perairan. Hal ini mempersulit perhitungan pemanasan matahari dari lapisan campuran. perairan pantai jauh lebih jelas daripada perairan lepas pantai. Ini adalah jenis 19 perairan yang ditunjukkan pada gambar 6.18. Mereka mengandung pigmen dari tanah, kadangkadang

halaman 108

100

BAB 6. suhu, salinitas, DAN KEPADATAN 4

3 0,3

(<0.1)

1.3

2

Reflektansi (%) 0.6 3.0 1

0

0.400

0.500 0.600 0.700 Panjang gelombang ( μ m) Gambar 6.19 reflektansi spektral dari air laut yang diamati dari sebuah pesawat terbang di 305 m di atas perairan warna yang berbeda di Atlantik Northwest. Nilainilai numerik yang ratarata konsentrasi klorofil di eufotik (diterangi matahari) zona dalam satuan mg / m . reflektansi adalah untuk cahaya terpolarisasi vertikal diamati pada sudut Brewster dari 53 . Sudut meminimalkan ini tercermin skylight dan menekankan cahaya dari bawah permukaan laut. Setelah Clarke, Ewing, dan Lorenzen (1970). 3

◦

disebut gelbstoffe, yang hanya berarti barangbarang kuning, air berlumpur dari sungai, dan lumpur diaduk oleh gelombang di perairan dangkal. Sangat sedikit cahaya menembus lebih dari beberapa meter ke perairan ini. Pengukuran Klorofil dari Angkasa Warna laut, dan maka konsentrasi klorofil di lapisan atas laut telah diukur oleh Pesisir Warna Scanner dilakukan pada Nimbus7 satelit diluncurkan pada tahun 1978, dengan Seamelihat Luas Sensor Bidangofview (SeaWiFS) dilakukan pada SeaStar, diluncurkan pada tahun 1997, dan pada Resolusi Moderat Pencitraan Spektrometer (modis) dilakukan pada satelit Terra dan Aqua diluncurkan pada tahun 1999 dan 2002 masingmasing. modis mengukur upwelling cahaya di 36 panjang gelombang pita antara 405 nm dan 14.385 nm. Sebagian besar sinar upwelling terlihat oleh satelit berasal dari atmo yang bola. Hanya sekitar 10% berasal dari permukaan laut. Kedua molekul udara dan aerosol menghamburkan cahaya, dan teknik yang sangat akurat telah dikembangkan untuk kembali memindahkan pengaruh atmosfer.

halaman 109


82/265

2/9/2017


6.11. KONSEP PENTING

101

Total cahaya L t diterima oleh instrumen di ruang: L t (λ i ) = t (λ i ) L W (λ i ) + L r (λ i ) + L a (λ i )

(6.15)

di mana λ i adalah panjang gelombang radiasi di band diukur dengan instrumen yang ment, L W adalah pancaran meninggalkan permukaan laut, L r adalah pancaran tersebar oleh molekul, yang disebut Rayleigh cahaya, L a adalah pancaran tersebar dari aerosol, dan t adalah transmitansi dari atmosfer. L r dapat dihitung dari teori, dan L a dapat dihitung dari jumlah cahaya merah diterima di instrumen tersebut ment karena sangat sedikit lampu merah tercermin dari air. Oleh karena itu L W dapat dihitung dari sinar yang diukur pada pesawat ruang angkasa. konsentrasi klorofil dalam kolom air dihitung dari rasio L W di dua frekuensi. Menggunakan data dari Pesisir Color Scanner, Gordon et al. (1983) yang diusulkan L W (443) 1,71 C 13 = 1,1298 [ L W (550)] L W (520) 2,40 C 23 = 3,3266 [ L W (550)]

(6.16a) (6.16b)

di mana C adalah konsentrasi klorofil di lapisan permukaan dalam mg pigmen / m 3 , dan L W (443), L W (520), andl W (550) adalah pancaran pada panjang gelombang 443, 520, dan 550 nm. C 13 digunakan ketika C 13 ≤ 1,5 mg / m 3 , jika C 23 digunakan. Teknik ini digunakan untuk menghitung konsentrasi klorofil dalam faktor dari 50% atas berbagai konsentrasi dari 0,01 sampai 10 mg / m 3 . 6.11 Konsep Penting 1. Density di laut ditentukan oleh suhu, salinitas, dan tekanan. 2. Kepadatan perubahan di laut sangat kecil, dan studi massa air dan arus membutuhkan kepadatan dengan akurasi 10 bagian per juta. 3. Densitas tidak diukur, itu dihitung dari pengukuran tempera mendatang, salinitas, dan tekanan menggunakan persamaan keadaan air laut. 4. perhitungan yang akurat dari kepadatan membutuhkan definisi akurat dari tempera mendatang dan salinitas dan persamaan akurat negara. 5. Salinitas adalah sulit untuk mendefinisikan dan mengukur. Untuk menghindari kesulitan, ahli kelautan menggunakan konduktivitas bukan salinitas. Mereka mengukur conduc tivity dan menghitung kepadatan dari suhu, konduktivitas, dan tekanan. 6. Lapisan campuran suhu konstan dan salinitas biasanya ditemukan di atas 1100 meter dari laut. kedalaman ditentukan oleh kecepatan angin dan fluks panas melalui permukaan laut. 7. Untuk membandingkan suhu dan kepadatan massa air pada kedalaman yang berbeda di laut, ahli kelautan menggunakan suhu potensial dan potensi kepadatan yang menghapus sebagian besar pengaruh tekanan pada kepadatan. 8. paket Air bawah campuran lapisan bergerak sepanjang permukaan netral.

halaman 110

102


9. Suhu permukaan laut biasanya diukur di laut menggunakan ember atau suhu injeksi. peta global suhu menggabungkan ini pengamatan dengan pengamatan cahaya inframerah dari permukaan laut diukur oleh AVHRR dalam ruang. 10. Suhu dan konduktivitas biasanya diukur digital sebagai fungsi tekanan menggunakan CTD a. Sebelum 19601970 salinitas dan suhu diukur pada sekitar 20 kedalaman menggunakan botol Nansen menurunkan pada baris dari kapal. Botol diusung membalikkan termometer yang mencatat suhu dan kedalaman dan mereka kembali sampel air dari kedalaman yang yang digunakan untuk menentukan salinitas di atas kapal. 11. Cahaya cepat diserap di laut. 95% dari sinar matahari diserap di atas 100 m dari air laut jelas. Sinar matahari jarang menembus lebih dalam dari beberapa meter di perairan pantai keruh. 12. Fitoplankton mengubah warna air laut, dan perubahan warna bisa diamati dari luar angkasa. Warna air digunakan untuk mengukur fitoplankton https://translate.googleusercontent.com/translate_f

83/265

2/9/2017


Konsentrasi dari ruang angkasa.

halaman 111

Bab 7

Beberapa Matematika: The Persamaan Gerak

Dalam bab ini saya anggap respon cairan untuk kekuatan internal dan eksternal. Hal ini menyebabkan penurunan dari beberapa persamaan dasar menggambarkan laut dy namics. Dalam bab berikutnya, kita akan mempertimbangkan pengaruh viskositas, dan di Bab 12 kita akan mempertimbangkan konsekuensi dari vortisitas. mekanika fluida yang digunakan dalam oseanografi berdasarkan mekanika Newton dimodifikasi oleh pemahaman kita berkembang turbulensi. Konservasi massa, momentum, momentum sudut, dan energi menyebabkan persamaan tertentu memiliki Namanama yang menyembunyikan asalusul mereka (tabel 7.1). Tabel 7.1 Hukum Konservasi Menuju Dasar Persamaan Gerak Fluida Konservasi massa: Mengarah ke Continuity Persamaan. Konservasi Energi: Konservasi panas mengarah ke Panaskan Anggaran. Kekekalan energi mekanik mengarah ke Persamaan Gelombang. Konservasi Momentum: Menghasilkan Momentum (NavierStokes) Persamaan. Konservasi Momentum Sudut: Menghasilkan konservasi vortisitas. 7.1 Angkatan dominan untuk Ocean Dynamics Hanya beberapa pasukan yang penting dalam oseanografi fisik: gravitasi, gesekan, dan Coriolis (tabel 7.2). Ingat bahwa pasukan adalah vektor. Mereka memiliki magni https://translate.googleusercontent.com/translate_f

84/265

2/9/2017


tude dan arah. 1. Gravitasi adalah kekuatan yang dominan. Berat air di laut menghasilkan tekanan. Perubahan gravitasi, karena gerakan matahari dan bulan relatif terhadap bumi menghasilkan pasang surut, arus pasang surut, dan pasang surut pencampuran di interior laut. Apung adalah gaya ke atas atau ke bawah karena gravitasi yang bekerja pada parsel air yang lebih atau kurang padat dari air lainnya pada tingkat. Untuk Misalnya, udara dingin bertiup di atas laut mendinginkan permukaan air menyebabkan mereka 103

halaman 112

104

BAB 7. THE PERSAMAAN GERAK

menjadi lebih padat daripada air di bawahnya. Gravitasi yang bekerja pada perbedaan dalam hasil kerapatan dalam sebuah kekuatan yang menyebabkan air tenggelam. gradien tekanan horizontal karena berat bervariasi air di berbagai wilayah laut. 2. Gesekan adalah gaya yang bekerja pada tubuh ketika bergerak melewati tubuh lain sementara kontak dengan tubuh yang. Tubuh bisa bidang air atau udara. stres angin adalah gesekan karena angin bertiup di permukaan laut. Ini transfer momentum horisontal ke laut, menciptakan arus. Angin bertiup di atas gelombang di permukaan laut mengarah ke distribusi yang tidak merata Tekanan atas gelombang. Distribusi tekanan transfer energi ke gelombang, menyebabkan mereka tumbuh menjadi gelombang besar. 3. Pseudokekuatan kekuatankekuatan jelas yang timbul dari gerak dalam lengkung atau berputar sistem koordinat. Misalnya, hukum pertama Newton menyatakan bahwa tidak ada perubahan dalam gerak tubuh kecuali gaya resultan bekerja pada itu. Namun sebuah benda yang bergerak pada kecepatan konstan tampaknya mengubah arah ketika dilihat dari sistem berputar koordinat. Perubahan arah ini disebabkan untuk pseudoforce, gaya Coriolis. Coriolis Angkatan adalah dominan pseudokekuatan yang mempengaruhi gerak dalam laya nan Sistem dinate tetap ke bumi. Tabel 7.2 Pasukan di Fluid Dynamics Geofisika Pasukan dominan Gravitasi Coriolis Gesekan

Menimbulkan gradien tekanan, daya apung, dan pasang. Hasil dari gerakan dalam sistem rotasi koordinat Adalah karena gerakan relatif antara dua bidang fluida. stres angin adalah gaya gesekan penting.

Pasukan lainnya Tekanan atmosfir Hasil berlaku barometer terbalik. Seismik Hasil dalam tsunami didorong oleh gempa bumi. Perhatikan bahwa dua kekuatan terakhir jauh lebih penting daripada tiga pertama. 7.2 Sistem Koordinat Sistem koordinat memungkinkan kita untuk menemukan lokasi dalam teori dan praktek. Var sistem ious yang digunakan tergantung pada ukuran fitur untuk dijelaskan atau dipetakan. Saya akan merujuk pada sistem yang paling sederhana; deskripsi dari sistem lain dapat ditemukan dalam geografi dan geodesi buku. 1. Cartesian Sistem Koordinat adalah yang saya akan menggunakan paling umum di berikut bab untuk menjaga diskusi sesederhana mungkin. Kami dapat menentukan juru tulis sebagian besar proses dalam koordinat Cartesian tanpa matematika kompleksitas koordinat bola. Konvensi standar geophys mekanika fluida ical adalah x adalah ke timur, y adalah di utara, dan z terserah. fPlane adalah sistem koordinat Cartesian di mana gaya Coriolis adalah konstan diasumsikan. Hal ini berguna untuk menjelaskan aliran di daerah kecil dibandingkan dengan jarijari bumi dan lebih besar dari beberapa puluh kilometer.


85/265

2/9/2017


7.3. JENIS ALIRAN DI LAUT

105

βpesawat adalah sistem koordinat Cartesian di mana gaya Coriolis adalah diasumsikan bervariasi linier dengan lintang. Hal ini berguna untuk menjelaskan aliran lebih daerah besar seperti cekungan laut. 2. koordinat Bulat digunakan untuk menggambarkan arus yang memperpanjang lebih besar jarak dan perhitungan numerik cekungan dan arus skala global. 7.3 Jenis Arus di laut Banyak istilah yang digunakan untuk menggambarkan sirkulasi laut. Berikut adalah beberapa lebih umum digunakan istilah untuk menggambarkan arus dan gelombang. 1. Sirkulasi Jenderal adalah sirkulasi permanen, waktu ratarata. 2. Abyssal juga disebut Deep Sirkulasi adalah sirkulasi massa, dalam Pesawat meridional, di laut dalam, didorong oleh pencampuran. 3. AnginDriven Sirkulasi adalah sirkulasi di kilometer atas dari laut dipaksa oleh angin. sirkulasi dapat disebabkan oleh angin lokal atau dengan angin di daerah lain. 4. Gyres adalah angindriven arus siklon atau anticyclonic dengan dimensi hampir bahwa dari cekungan laut. 5. Arus Boundary adalah arus yang mengalir sejajar dengan pantai. Dua jenis arus batas yang penting: • arus batas Barat di ujung barat laut cenderung cepat, jet sempit seperti Gulf Stream dan Kuroshio. • arus batas Timur lemah, misalnya California sekarang. 6. Squirts atau Jets adalah arus sempit panjang, dengan dimensi beberapa ratus kilometer, yang hampir tegak lurus ke pantai barat. 7. Mesoscale Eddies yang bergejolak atau berputar mengalir pada skala dari beberapa ratus kilometer. Selain mengalir karena arus, ada banyak jenis arus berosilasi karena gelombang. Biasanya, ketika kita berpikir tentang gelombang di laut, kita memvisualisasikan ombak memecah di pantai atau gelombang permukaan mempengaruhi kapal di laut. Tapi banyak jenis gelombang terjadi di laut. 1. Planetary Gelombang tergantung pada rotasi bumi untuk memulihkan kekuatan, dan mereka termasuk Rossby, Kelvin, Equatorial, dan gelombang Yanai. 2. Gelombang Permukaan kadangkadang disebut gelombang gravitasi, adalah gelombang yang bahkan tually istirahat di pantai. Gaya pemulih adalah karena kepadatan besar kontras antara udara dan air di permukaan laut. 3. Gelombang internal adalah gelombang sublaut yang serupa dalam beberapa hal untuk gelombang permukaan. Gaya pemulih adalah karena perubahan kepadatan dengan kedalaman. 4. Tsunami adalah gelombang permukaan dengan periode dekat 15 menit yang dihasilkan oleh gempa bumi. 5. Arus pasang surut adalah arus horizontal dan arus yang terkait dengan antar gelombang nal didorong oleh potensi pasang surut. 6. Ujung Gelombang gelombang permukaan dengan periode beberapa menit terbatas daerah dangkal dekat pantai. Amplitudo gelombang tetes dari pameran nentially dengan jarak dari pantai.

halaman 114

106


7.4 Konservasi Massa dan Salt Konservasi massa dan garam dapat digunakan untuk mendapatkan informasi yang sangat berguna tentang mengalir di laut. Sebagai contoh, misalkan kita ingin mengetahui rugi bersih air tawar, penguapan dikurangi curah hujan, dari Laut Mediterania. Kami hatihati bisa menghitung fluks panas laten atas permukaan, tetapi ada mungkin terlalu sedikit laporan kapal untuk sebuah aplikasi yang akurat dari formula massal. Atau kita hatihati bisa mengukur massa air yang mengalir masuk dan keluar dari laut melalui Selat Gibraltar, tetapi perbedaannya adalah kecil dan mungkin mungkin untuk mengukur secara akurat. Kami bisa, bagaimanapun, menghitung penguapan bersih mengetahui salinitas mengalir di S i dan keluar S o , bersamasama dengan perkiraan kasar dari volume air V o mengalir keluar, di mana V o adalah aliran volume dalam satuan m 3 / s (gambar 7.1). https://translate.googleusercontent.com/translate_f

86/265

2/9/2017


Pengendapan Di P

E

Penguapan Di luar

S = 36,2 V 0.79 Sv V S = 38,3 Samudera Atlantik Laut Tengah i

i

o

Aliran sungai Di R

o

Ambang 330 m Gambar 7.1 Skema diagram alir masuk dan keluar dari baskom. Nilainilai dari Bryden dan Kinder (1991). Massa mengalir keluar, menurut definisi, ρ o V o . Jika volume laut tidak tidak berubah, kekekalan massa membutuhkan: ρ i V i = ρ o V o

(7.1)

mana, ρ i , ρ o adalah kepadatan air yang mengalir masuk dan keluar. Kami biasanya bisa berasumsi, dengan sedikit kesalahan, yang ρ i = ρ o . Jika ada curah hujan P dan penguapan E pada permukaan baskom dan sungai inflow R, kekekalan massa menjadi: V i + R + P = V o + E

(7.2)

Pemecahan untuk (V o V i ): V o V i = (R + P) E

(7.3)

yang menyatakan bahwa aliran bersih dari air ke baskom harus menyeimbangkan curah hujan ditambah inflow sungai dikurangi penguapan ketika ratarata selama waktu yang cukup lama. Karena garam tidak disimpan atau dikeluarkan dari laut, konservasi garam membutuhkan: ρ i V i S i = ρ o V o S o (7.4) Di mana ρ i , S i adalah densitas dan salinitas air yang masuk, dan ρ o , S o adalah densitas dan salinitas arus keluar. Dengan sedikit kesalahan, kita lagi dapat berasumsi bahwa ρ i = ρ o .

halaman 115

7.5. THE TOTAL DERIVATIF (D / DT)

107

Contoh Konservasi Massa dan Salt Menggunakan nilai untuk mengalir di Selat Gibraltar diukur dengan Bryden dan Kinder (1991) dan ditampilkan pada Gambar 7.1, pemecahan (7,4) untuk V i asumsi ρ bahwa i = ρ o , dan menggunakan estimasi nilai V o , memberikan V i = 0,836 Sv = 0,836 × 10 6 m 3 / s, di mana Sv = Sverdrup = 10 6 m 3 / s adalah satuan transpor volume digunakan dalam oseanografi. Menggunakan V i dan V o di (7.3) memberikan (R + P E) = 4,6 × 10 4 m 3 / s. Mengetahui V i kami juga bisa menghitung waktu pembilasan minimum untuk mengganti air di laut dengan air yang masuk. Pembilasan minimum waktu T m adalah volume laut dibagi dengan volume air yang masuk. Mediterania memiliki volume sekitar 4 × 10 6 km 3 . Konversi 0,836 × 10 6 m 3 / s untuk km 3 / tahun kita memperoleh 2,64 × 10 4 km 3 / tahun. Kemudian, T m = 4 × 10 6 km 3 /2.64 × 10 4 km 3 / tahun = 151 tahun. Waktu sebenarnya tergantung pada pencampuran dalam laut. Jika air yang tercampur, waktu pembilasan dekat dengan waktu minimum, jika mereka tidak baik campuran, waktu pembilasan yang lebih lama. contoh dari aliran masuk dan keluar dari Laut Mediterania adalah contoh dari model kotak. Sebuah model kotak menggantikan sistem yang besar, seperti Mediterania Laut, dengan kotak. Cairan atau bahan kimia atau organisme dapat bergerak di antara kotak, dan persamaan konservasi digunakan untuk membatasi interaksi dalam sistem. 7.5 Jumlah Derivatif (D / Dt) Jika jumlah kotak dalam suatu sistem meningkat menjadi jumlah yang sangat besar sebagai ukuran masingmasing kotak menyusut, kami akhirnya mendekati batas yang digunakan dalam diferensial kalkulus. Sebagai contoh, jika kita membagi aliran air ke dalam kotak beberapa meter di sisi, dan jika kita menggunakan kekekalan massa, momentum, atau properti lainnya dalam setiap kotak, kita dapat memperoleh persamaan diferensial yang mengatur aliran fluida. Perhatikan contoh percepatan aliran dalam kotak kecil cairan. Itu dihasilkan persamaan disebut derivatif total. Hal ini terkait percepatan dari partikel Du / Dt ke turunan dari medan kecepatan pada titik tetap dalam cairan. Kami akan menggunakan persamaan untuk menurunkan persamaan untuk gerakan fluida dari Newton Hukum kedua yang mengharuskan menghitung percepatan partikel melewati titik tetap dalam cairan. Kita mulai dengan mempertimbangkan aliran dari q kuantitas di dalam dan q keluar keluar dari kotak kecil sketsa pada gambar 7.2. Jika q dapat berubah terus menerus dalam ruang dan waktu, https://translate.googleusercontent.com/translate_f

87/265

2/9/2017


hubungan antara q di dan q keluar yaitu: q keluar = q di +

∂q ∂q AT + δx ∂t ∂x

(7.5)

z, w q

di

jalur partikel q = ∂ qδ t +∂ qδ x + q ∂ t ∂ x kelu a r

di

y, v x, u

Gambar 7.2 Sketsa aliran digunakan untuk menurunkan total derivatif.

halaman 116

108


Tingkat perubahan dari q kuantitas dalam volume: dq q keluar q di ∂q ∂q δx = = + Dt AT ∂t ∂x AT

(7.6)

Tapi δx / AT adalah kecepatan u, dan karena itu: dq ∂q ∂q = + u Dt ∂t ∂x Dalam tiga dimensi, total derivatif menjadi: D ∂ ∂ ∂ ∂ = + u + v + w Dt dt ∂x ∂y ∂z D ∂ = Dt dt + u · ∇ ()

(7.7a) (7.7b)

di mana u adalah kecepatan vektor dan ∇ adalah operator del teori medan vektor (Lihat Feynman, Leighton, dan Sands 1964: 26). Ini adalah hasil yang luar biasa. Transformasi koordinat dari satu mengikuti partikel satu tetap di ruang angkasa mengkonversi derivatif linier sederhana menjadi non a derivatif parsial linear. Sekarang mari kita gunakan persamaan untuk menghitung perubahan momentum sebidang cairan. 7.6 Momentum Persamaan Hukum Kedua Newton berkaitan perubahan momentum massa fluida karena kekuatan diterapkan. Perubahan ini: D (mv) = F (7.8) Dt di mana F adalah gaya, m adalah massa, dan v adalah kecepatan. Saya telah menekankan perlunya menggunakan derivatif total karena kita menghitung gaya pada partikel. Kita dapat mengasumsikan bahwa massa adalah konstan, dan (7.8) dapat ditulis: dv F = = F m (7.9) Dt m dimana f m adalah gaya per satuan massa. Empat kekuatan penting: gradien tekanan, gaya Coriolis, gravitasi, dan gesekan. Tanpa berasal bentuk kekuatankekuatan ini (derivasi diberikan dalam bagian berikutnya), kita dapat menulis (7,9) dalam bentuk berikut. dv Dt =

1 ρ∇p 2Ω × v + g + F r

(7.10)

Percepatan sama dengan gradien tekanan negatif minus gaya Coriolis ditambah gravitasi ditambah kekuatan lain. Berikut g adalah percepatan gravitasi, F r adalah gesekan, dan yang Ω besarnya Ω adalah Rotasi Tingkat bumi, 2π radian per sidereal hari atau Ω = 7,292 × 10 5 radian / s (7.11)


88/265

2/9/2017


halaman 117

7.6. MOMENTUM PERSAMAAN

109

Momentum Persamaan di koordinat Cartesian: Memperluas turunan di (7.10) dan menulis komponen dalam Cartesian sistem koordinat memberikan Momentum Persamaan: ∂u ∂u ∂u ∂u + u + v + w ∂t ∂x ∂y ∂z = ∂v ∂v ∂v ∂v + u + v + w ∂t ∂x ∂y ∂z = ∂w ∂w ∂w ∂w + u + v + w ∂t ∂x ∂y ∂z =

1 ρ 1 ρ 1 ρ

∂p + 2Ω v φ sin + F x ∂x ∂p 2 Ω u φ sin + F y ∂y ∂p ∂z + 2Ω u cosφ g + F z

(7.12a) (7.12b) (7.12c)

di mana F i adalah komponen dari setiap gaya gesek per satuan massa, dan φ adalah lintang. Selain itu, kita telah mengasumsikan bahwa w << v, sehingga 2Ω w cosφ memiliki terjatuh dari persamaan di (7.12a). Persamaan (7.12) muncul di bawah berbagai nama. Leonhard Euler (17071783) pertama kali menulis formulir umum untuk aliran fluida dengan kekuatan eksternal, dan persamaan kadangkadang disebut persamaan Euler atau persamaan percepatan. Louis Marie Henri Navier (17851836) menambahkan istilah gesekan, sehingga persamaan kadangkadang disebut persamaan NavierStokes. Istilah 2Ω u cosφ di (7.12c) adalah kecil dibandingkan dengan g, dan dapat diabaikan dalam dinamika laut. Hal ini tidak dapat diabaikan, namun untuk survei gravitasi dibuat dengan gravimeters di kapal bergerak. z p + δ p

p δ z

δ y

y

δ x

x Gambar 7.3 Sketsa aliran digunakan untuk menurunkan istilah tekanan dalam persamaan momentum. Penurunan Tekanan Jangka Pertimbangkan gaya yang bekerja pada sisi dari kubus kecil cairan (gambar 7.3). Net kekuatan δF x dalam arah x adalah δF x = p δy δz (p + δp) δy δz δF x = δp δy δz Tapi δp =

∂p δx ∂x

dan maka dari itu ∂p δx δy δz ∂x ∂p δF x = δV ∂x δF x =

halaman 118

110


Membaginya dengan massa δm cairan di dalam kotak, percepatan fluida di arah x adalah: δF x ∂p δV a x = δm = ∂x δm a x =

1 ∂p ρ ∂x

(7.13)

Pasukan tekanan dan percepatan kekuatan tekanan di y dan arah z berasal dengan cara yang sama. The Coriolis Term dalam Momentum jangka Persamaan tersebut Coriolis ada https://translate.googleusercontent.com/translate_f

89/265

2/9/2017


karena kita menggambarkan arus dalam kerangka acuan tetap di bumi. derivasi istilah Coriolis tidak mudah. Henry Stommel, yang ahli kelautan mencatat di Lembaga Oseanografi Woods Hole bahkan menulis sebuah buku tentang subjek dengan Dennis Moore (Stommel & Moore, 1989). Biasanya, kami hanya menyatakan bahwa gaya per satuan massa, percepatan dari terpisahkan dari cairan dalam sistem berputar, dapat ditulis: a tetap = (

dv Dt) tetap = (

dv Dt) berputar + (2Ω × v) + Ω × (Ω × R)

(7.14)

di mana R adalah vektor jarak dari pusat bumi, Ω adalah kecepatan sudut vektor bumi, dan v adalah kecepatan dari paket cairan di koordinat tetap untuk bumi. The 2Ω jangka × v adalah gaya Coriolis, dan istilah Ω × (Ω × R) adalah percepatan sentrifugal. Istilah terakhir ini termasuk dalam gravitasi (mencari 7.4). Gravity Term di Momentum tersebut Persamaan tersebut gravitasi attrac tion dari dua massa M 1 dan m adalah: F g =

GM 1 m R 2

di mana R adalah jarak antara massa, dan G adalah konstanta gravitasi. Gaya vektor F g adalah sepanjang garis yang menghubungkan dua massa. Gaya per satuan massa akibat gravitasi adalah: F g GM E = G f = m R 2

(7.15)

di mana M E adalah massa bumi. Menambahkan percepatan sentrifugal untuk (7.15) memberikan gravitasi g (gambar 7.4): g = g f Ω × (Ω × R)

(7.16)

Catatan gravitasi yang tidak mengarah ke pusat bumi massa. abad yang percepatan trifugal menyebabkan bandulan untuk menunjuk pada sudut kecil untuk garis diarahkan ke pusat bumi massa. Akibatnya, permukaan bumi termasuk permukaan laut ini tidak bulat tetapi merupakan ellipsoid oblate. Sebuah cairan berputar planet memiliki tonjolan khatulistiwa.

halaman 119

7.7. KONSERVASI MASSAL: THE KONTINUITAS PERSAMAAN

111

g g

f

x

(X R)

Gambar 7.4 percepatan g Downward tubuh saat istirahat di permukaan bumi adalah jumlah dari percepatan gravitasi antara tubuh dan bumi massa g dan sentrifugal percepatan rotasi bumi Ω × (Ω × R). Permukaan lautan pada saat istirahat harus tegak lurus terhadap g, dan seperti permukaan dekat ke ellipsoid putaran. ellipticity bumi adalah dibesarbesarkan di sini. f

7.7 Konservasi Massa: The Continuity Persamaan Sekarang mari kita menurunkan persamaan untuk konservasi massa di fluida. Kita mulai dengan menuliskan aliran massa masuk dan keluar dari sebuah kotak kecil (gambar 7.5). z u + δ u ρ + δρ

u, ρ δ z y

δ y δ x

x Gambar 7.5 Sketsa aliran digunakan untuk menurunkan persamaan kontinuitas. aliran massa di = ρ u δz δy https://translate.googleusercontent.com/translate_f

90/265

2/9/2017


Massa mengalir keluar = (ρ + δρ) (u + δu) δz δy Fluks massa menjadi volume harus (massa mengalir keluar) (aliran massa di). Sana depan, fluks massa = (ρ δu + u δρ + δρ δu) δz δy Tapi δu =

∂u δx; δρ = ∂x

∂ρ δx ∂x

Karena itu

∂u ∂ρ ∂ρ ∂u + u + ∂x ∂x ∂x ∂xδx) δx δy δz Istilah ketiga dalam kurung menjadi jauh lebih kecil dari dua yang pertama hal sebagai δx → 0, dan ∂ (ρu) fluks massa = δx δy δz ∂x fluks massa = (ρ

halaman 120

112


Dalam tiga dimensi: ∂ (ρu) ∂ (ρv) ∂ (ρw) fluks massa = ( + + δx δy δz ∂x ∂y ∂z) Fluks massa harus seimbang dengan perubahan massa dalam volume, yang aku s: ∂ρ δx δy δz ∂t dan konservasi massa membutuhkan: ∂ρ ∂ (ρu) d (ρv) ∂ (ρw) + + + = 0 (7.17) ∂t ∂x ∂y ∂z Ini adalah persamaan kontinuitas untuk aliran kompresibel, pertama diperoleh Leonhard Euler (17071783). persamaan dapat dimasukkan ke dalam bentuk lainnya dengan memperluas derivatif produk dan menata ulang hal untuk mendapatkan: ∂ρ ∂ρ ∂ρ ∂ρ ∂u ∂v ∂w + u + v + w + ρ + ρ + ρ = 0 ∂t ∂x ∂y ∂z ∂x ∂y ∂z Empat hal pertama merupakan derivatif total kepadatan Dρ / Dt dari (7,7), dan kita dapat menulis (7.17) sebagai: 1 Dρ ∂u ∂v ∂w + + + = 0 ρ Dt ∂x ∂y ∂z

(7.18)

Ini adalah bentuk alternatif untuk persamaan kontinuitas untuk fluida kompresibel. The Boussinesq Pendekatan Density hampir konstan di laut, dan Joseph Boussinesq (18421929) mencatat bahwa kita bisa berasumsi densitas konstan kecuali bila dikalikan dengan g dalam perhitungan tekanan di lautan. Asumsinya sangat menyederhanakan persamaan gerak. Asumsi Boussinesq mensyaratkan bahwa: 1. Kecepatan yang di laut harus kecil dibandingkan dengan kecepatan suara c. Hal ini memastikan bahwa kecepatan tidak mengubah kerapatan. Sebagai kecepatan ap proaches kecepatan suara, medan kecepatan bisa menghasilkan perubahan besar kepadatan seperti gelombang kejut. 2. Kecepatan fase gelombang atau gangguan harus kecil dibandingkan dengan c. kecepatan suara dalam arus mampat adalah tidak terbatas, dan kita harus mengasumsikan Cairan ini kompresibel ketika mendiskusikan suara di laut. Jadi pendekatan ini tidak berlaku untuk suara. Semua gelombang lain di laut memiliki kecepatan kecil dibandingkan dengan suara. 3. Skala vertikal gerak harus kecil dibandingkan dengan c 2 / g, di mana g adalah gravitasi. Hal ini memastikan bahwa tekanan meningkat dengan kedalaman di laut, peningkatan tekanan hanya menghasilkan perubahan kecil dalam kepadatan. The perkiraan yang benar untuk arus samudera, dan mereka memastikan bahwa samudera arus yang mampat. Lihat Kundu (1990: 79 dan 112), Gill (1982: 85), batch elor (1967: 167), atau teks lain pada dinamika fluida untuk penjelasan lebih lengkap dari pendekatan tersebut.


91/265

2/9/2017


halaman 121

7.8. SOLUSI ATAS PERSAMAAN GERAK

113

Kompresibilitas The Boussinesq pendekatan setara dengan asumsi laut air mampat. Sekarang mari kita lihat bagaimana asumsi menyederhanakan conti yang persamaan nuity. Kami mendefinisikan koefisien kompresibilitas 1 ∂V 1 dV V ∂p = V dt / DPDT

β ≡

di mana V adalah volume, dan p adalah tekanan. Untuk arus mampat, β = 0, dan: 1 dV = 0 V dt karena dp / dt = 0. Mengingat kepadatan yang m massa per satuan volume V, dan massa yang konstan: 1 dV d 1 V d 1 dρ = = V dt = V dt ( V) m dt (mV) ρ dt =

1 Dρ = 0 ρ Dt

Jika aliran mampat, (7.18) menjadi: ∂u ∂v ∂w + + = 0 ∂x ∂y ∂z

(7.19)

Ini adalah Kontinuitas Persamaan untuk Arus mampat. 7.8 Solusi untuk Persamaan Gerak Persamaan (7.12) dan (7.19) empat persamaan, tiga komponen persamaan momentum ditambah persamaan kontinuitas, dengan empat diketahui: u, v, w, p. Namun, perlu diketahui bahwa ini adalah nonlinear persamaan diferensial parsial. Konservasi momentum, bila diterapkan pada cairan, dikonversi sederhana, pertama order, biasa, persamaan diferensial untuk kecepatan (Hukum II Newton), yang biasanya mudah untuk memecahkan, menjadi nonlinear persamaan diferensial parsial, yang hampir tidak mungkin untuk memecahkan. Kondisi Batas: Dalam mekanika fluida, kita umumnya menganggap: 1. Tidak ada kecepatan normal batas, yang berarti tidak ada aliran melalui batas; dan 2. Tidak ada aliran sejajar dengan batas yang solid, yang berarti tidak ada slip pada padat batas. Solusi Kami berharap bahwa empat persamaan dalam empat diketahui ditambah batas con ditions memberikan sistem persamaan yang dapat diselesaikan pada prinsipnya. Dalam praktek, solusi sulit untuk menemukan bahkan untuk arus sederhana. Pertama, sejauh yang saya tahu, tidak ada solusi yang tepat untuk persamaan dengan gesekan. Ada sangat sedikit solusi yang tepat untuk persamaan tanpa gesekan. Mereka yang tertarik gelombang laut mungkin mencatat bahwa salah satu solusi yang tepat tersebut adalah solusi Gerstner untuk gelombang air (Lamb, 1945: 251). Karena persamaan yang hampir tidak mungkin untuk memecahkan, kita akan mencari cara untuk sangat menyederhanakan persamaan. Kemudian, kita akan menemukan bahwa bahkan perhitungan numerik sulit.

halaman 122

114


solusi analitis dapat diperoleh untuk banyak bentuk sederhana dari yang luas yang tions gerak. solusi tersebut digunakan untuk mempelajari proses di laut, di gelombang cluding. Solusi untuk arus samudera dengan pantai yang realistis dan batimetri fitur harus diperoleh dari solusi numerik. Dalam beberapa bab berikutnya kita mencari solusi untuk bentuk sederhana dari persamaan. Dalam Bab 15 kita akan mempertimbangkan solusi numerik. 7.9 Konsep Penting https://translate.googleusercontent.com/translate_f

92/265

2/9/2017


1. Gravity, daya apung, dan angin adalah kekuatan dominan yang bekerja pada laut. 2. rotasi bumi menghasilkan tenaga semu, gaya Coriolis. 3. hukum Konservasi diterapkan mengalir dalam memimpin laut untuk persamaan gerak. Konservasi garam, volume dan jumlah lainnya dapat menyebabkan wawasan yang mendalam dalam aliran kelautan. 4. Transformasi dari persamaan gerak diterapkan pada paket cairan persamaan diterapkan pada titik tetap dalam ruang sangat mempersulit luas yang tions gerak. Linear, orde pertama, persamaan diferensial biasa menggambarkan dinamika Newton massa dipercepat oleh kekuatan menjadi nonlinear, persamaan diferensial parsial mekanika fluida. 5. Arus di laut bisa diasumsikan mampat kecuali ketika de suara memotong. Kepadatan dapat dianggap konstan kecuali ketika den sity dikalikan dengan gravitasi g. Asumsi ini disebut Boussinesq perkiraan. 6. Konservasi massa mengarah ke persamaan kontinuitas, yang memiliki espe cially formulir sederhana untuk cairan mampat.

halaman 123

Bab 8

Persamaan Gerak Dengan kelekatan

Sepanjang sebagian besar interior laut dan atmosfer gesekan rel atively kecil, dan kita bisa berasumsi bahwa aliran adalah gesekan. Pada batas, gesekan, dalam bentuk viskositas, menjadi penting. Ini tipis, Lapisan kental disebut lapisan batas. Dalam lapisan, kecepatan melambat dari nilainilai khas dari interior ke nol pada batas padat. Jika batas tidak solid, maka lapisan batas adalah lapisan tipis yang berubah dengan cepat kecepatan dimana kecepatan di satu sisi perubahan batas untuk mencocokkan kecepatan pada sisi lain dari batas. Sebagai contoh, ada lapisan batas di bawah atmosfer, lapisan batas planet yang saya jelaskan di Bab 3. Pada lapisan batas planet, kecepatan berjalan dari banyak meter per detik dalam suasana yang bebas untuk puluhan sentimeter per detik di permukaan laut. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

93/265

2/9/2017


Di bawah permukaan laut, lapisan batas lain, lapisan Ekman dijelaskan dalam Bab 9, sesuai dengan aliran di permukaan laut dengan aliran yang lebih dalam. Dalam bab ini saya menganggap peran gesekan di aliran fluida, dan stabilitas dari arus perubahan kecil dalam kecepatan atau kepadatan. 8.1 Pengaruh Viskositas Viskositas adalah kecenderungan cairan untuk menahan geser. Dalam bab terakhir saya menulis komponenx dari persamaan momentum untuk cairan dalam bentuk (7: 12a): ∂u ∂u ∂u ∂u + u + v + w ∂t ∂x ∂y ∂z =

1 ∂p + 2Ω v θ sin + F x ρ ∂x

(8.1)

di mana F x adalah gaya gesekan per satuan massa. Sekarang kita dapat mempertimbangkan bentuk Istilah ini jika itu adalah karena viskositas. Molekul dalam dekat cairan untuk batas padat kadangkadang menyerang batas dan transfer momentum untuk itu (gambar 8.1). Molekul jauh dari batas bertabrakan dengan molekul yang telah melanda batas, lanjut mentransfer perubahan momentum ke dalam interior fluida. Ini transfer momentum 115

halaman 124

116

BAB 8. PERSAMAAN GERAK DENGAN VISKOSITAS z

Kecepatan

Molekul membawa horisontal momentum tegak lurus dinding melalui tegak lurus kecepatan dan tabrakan dengan molekul lain

x Dinding Gambar 8.1 Molekul bertabrakan dengan dinding dan dengan setiap transfer lainnya momentum dari cairan ke dinding, memperlambat kecepatan fluida. adalah viskositas molekul. Molekul, bagaimanapun, perjalanan hanya mikrometer antara tabrakan, dan proses ini sangat tidak efisien untuk mentransfer momentum bahkan beberapa sentimeter. viskositas molekul penting hanya dalam beberapa milimeter dari batas. Molekul viskositas ρν adalah rasio stres T tangensial ke batas dari cairan dan geser kecepatan pada batas. Jadi stres memiliki bentuk: T xz = ρν

∂u ∂z

(8.2)

untuk aliran pada bidang (x, z) dalam beberapa milimeter dari permukaan, di mana ν adalah viskositas molekul kinematik. Biasanya ν = 10 6 m 2 / s untuk air pada 20 ◦ C. Generalisasi (8,2) ke tiga dimensi mengarah ke tensor stres memberikan sembilan komponen stres pada titik dalam cairan, termasuk tekanan, yang stres yang normal, dan tegangan geser. Sebuah derivasi dari tensor stres adalah di luar cakupan buku ini, tetapi Anda dapat menemukan rincian di Lamb (1945: §328) atau Kundu (1990:. P 93). Untuk fluida mampat, gaya gesekan per unit massal di (8,1) mengambil bentuk: F x =

∂ ∂u ∂ ∂u ∂ ∂u 1 ∂t xx ∂t xy ∂t xz ν + ν + ν = + + ∂x [ ∂x] ∂y [ ∂y] ∂z [ ∂z] ρ [ ∂x ∂y ∂z]

(8.3)

8.2 Turbulensi Jika viskositas molekul penting hanya jarak beberapa milimeter, dan jika itu tidak penting bagi sebagian besar arus samudera, kecuali tentu saja Anda adalah zooplankter mencoba untuk berenang di laut, bagaimana kemudian adalah pengaruh batas ditransfer ke dalam interior aliran? Jawabannya adalah: melalui turbulensi. Turbulensi muncul dari istilah nonlinear dalam persamaan momentum (U ∂u / ∂x, dll). Pentingnya hal ini diberikan oleh nondimensi nomor, Reynolds Number Re, yang merupakan rasio persyaratan nonlinear untuk istilah kental: (U ∂u U U ∂x) Nonlinear Syarat L UL Re = = (ν ∂ 2 u = (8.4) Syarat kental ν U ν ∂x 2 ) ≈ L 2


94/265

2/9/2017


halaman 125

8.2. PERGOLAKAN

117

Pewarna

kaca Tabung Katup

air

Gambar 8.2 aparat Reynolds untuk menyelidiki transisi ke turbulensi aliran pipa, dengan fotofoto dari aliran dekatlaminar (kiri) dan aliran turbulen (kanan) dalam pipa yang jelas banyak seperti yang digunakan oleh Reynolds. Setelah Binder (1949: 8889). mana, U adalah kecepatan khas aliran dan L adalah panjang khas menggambarkan aliran. Anda bebas untuk memilih apa pun U, L mungkin khas dari aliran. Untuk Misalnya L dapat berupa jarak lintasaliran yang khas, atau bersamaaliran dis dikan. nilainilai khas di laut terbuka adalah U = 0,1 m / s dan L = 1 megameter, sehingga Re = 10 11 . Karena istilah nonlinear yang penting jika Re> 101000, mereka tentu penting di laut. laut adalah turbulen. Jumlah Reynolds dinamai Osborne Reynolds (18421912) yang percobaan yang dilakukan pada akhir abad ke19 untuk memahami turbulensi. Di satu eksperimen terkenal (Reynolds 1883), ia menyuntikkan pewarna ke dalam air yang mengalir di berbagai kecepatan melalui tabung (mencari 8,2). Jika kecepatan itu kecil, aliran halus. Ini disebut aliran laminar. Pada kecepatan tinggi, aliran menjadi tidak teratur dan bergolak. transisi terjadi pada Re = VD / ν ≈ 2000, di mana V adalah kecepatan ratarata dalam pipa, dan D adalah diameter pipa. Sebagai jumlah Reynolds meningkatkan di atas beberapa nilai kritis, aliran menjadi lebih dan lebih bergolak. Perhatikan bahwa pola aliran adalah fungsi dari Reynold jumlah. Semua mengalir dengan geometri yang sama dan nomor Reynolds yang sama telah pola aliran yang sama. Sehingga mengalir di sekitar semua silinder sirkular, apakah 1 mm atau 1 m dengan diameter, terlihat sama seperti aliran di atas angka 8,3 jika bilangan Reynolds adalah 20. Selanjutnya, lapisan batas terbatas pada yang sangat lapisan tipis dekat dengan silinder, di lapisan terlalu tipis untuk menunjukkan pada gambar. Menekankan bergolak: The Reynolds Stres Prandtl, Karman dan lainlain yang belajar mekanika fluida di awal abad 20, hipotesis bahwa paket cairan dalam aliran turbulen memainkan peran yang sama dalam mentransfer momentum dalam aliran bahwa molekul bermain di aliran laminar. pekerjaan memunculkan ide tekanan bergolak. Untuk melihat bagaimana tekanan ini mungkin timbul, mempertimbangkan persamaan momentum untuk

halaman 126

118

BAB 8. PERSAMAAN GERAK DENGAN VISKOSITAS

S <1 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

20 SEBUAH

S B 95/265

2/9/2017


SEBUAH' SEBUAH 174

SEBUAH'

Y D

Lebar

1 0,5 0

2

C 1 Lebar D 0

5.000

14.480 D

S

0

1 0 Jumlah Kepala

0,5 1 X / D S

80.000

1.000.000 E F Gambar 8.3 Arus melewati silinder sebagai fungsi dari bilangan Reynolds antara satu dan satu juta. Dari Richardson (1961). Arus yang tepat adalah: Atusuk gigi bergerak pada 1 mm / s; Bjari bergerak pada 2 cm / s; Ftangan keluar jendela mobil pada 60 mph. Semua aliran di bilangan Reynolds yang sama memiliki garis gaya yang sama. Mengalir melewati diameter silinder 10 cm pada 1 cm / s tampak sama dengan 10 cm / s mengalir melewati silinder 1 cm karena dalam kedua kasus Re = 1000. aliran dengan mean (U, V, W) dan turbulen (u ' , v ' , w ' ) komponen: u = U + u ' ; v = V + v ' ; w = W + w ' ; p = P + p '

(8.5)

di mana nilai ratarata U dihitung dari waktu atau ruang ratarata: 1 T 1 X u (t) dt atau U = = u (x) dx T ∫ 0 X ∫ 0 Istilah nonlinear dalam persamaan momentum dapat ditulis: U = =

(8.6)

<(U + u ' ) ∂ (U + u ' )> =
∂u ' ∂x ∂x> + + + ' <(U + u ' ) ∂ (U + u ' )> = + '

halaman 127

8.3. PERHITUNGAN REYNOLDS STRES:

119

Persamaan kedua berikut dari yang pertama sejak = 0 dan = 0, yang mengikuti dari definisi U: = U∂ / ∂x = 0. Menggunakan (8,5) di (7.19) memberikan: ∂U ∂V ∂W ∂u ' ∂v ' ∂w ' + + + + + = 0 ∂x ∂y ∂z ∂x ∂y ∂z

(8.8)

Mengurangkan ratarata (8,8) dari (8,8) membagi persamaan kontinuitas menjadi dua persamaan: ∂U + ∂x ∂u ' + ∂x

∂V + ∂y ∂v ' + ∂y

∂W = 0 ∂z ∂w ' = 0 ∂z

(8.9a) (8.9b)

Menggunakan (8,5) di (8,1) mengambil nilai ratarata dari persamaan yang dihasilkan, maka menyederhanakan menggunakan (8,7), komponenx dari persamaan momentum untuk berarti aliran menjadi: DU Dt =

1 ∂P + 2ΩV sinφ ρ ∂x ∂ ∂U ∂ ∂U ∂ ∂U ' U ' >] + ' V ' >] + ' W ' >] + ν ν ν ∂x [ ∂x
derivasi tidak sesederhana tampaknya. Lihat Hinze (1975: 22) untuk rincian. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

96/265

2/9/2017


Dengan demikian kekuatan tambahan per satuan massa karena turbulensi adalah: F x =

∂ ∂ ∂ ' U ' > ' V ' > ' W ' > ∂x
(8.11)

Istilah ρ , ρ , dan ρ Transfer ke arah timur momentum (ρu ' ) dalam arah x, y, dan z. Sebagai contoh, ρ istilah memberikan down yang transportasi bangsal dari momentum ke arah timur di bidang horizontal. Karena mereka mentransfer momentum, dan karena mereka pertama kali diturunkan oleh Osborne Reynolds, mereka disebut Reynolds Menekankan. 8.3 Perhitungan Reynolds Stres: The Reynolds menekankan seperti ∂ / ∂z disebut tekanan virtual (lih Goldstein, 1965: §69 & §81) karena kita menganggap bahwa mereka memainkan peran yang sama seperti istilah kental dalam persamaan gerak. Untuk melangkah lebih jauh, kita perlu nilainilai atau bentuk fungsional untuk stres Reynolds. Beberapa pendekatan yang digunakan. Dari Percobaan Kita dapat menghitung Reynolds tekanan dari pengukuran langsung KASIH dari (u ' , v ' , w ' ) dibuat di laboratorium atau laut. Ini akurat, tapi sulit untuk menggeneralisasi arus lainnya. Jadi kita mencari pendekatan yang lebih umum.

halaman 128

120


Dengan Analogi dengan Molekuler Viskositas Mari kita kembali ke contoh diangka ure 8.1, yang menunjukkan aliran di atas permukaan di x, pesawat y. Prandtl, dalam kertas revolusioner yang diterbitkan pada tahun 1904, menyatakan bahwa efek viskos turbulen yang hanya penting dalam lapisan sangat tipis dekat dengan permukaan, lapisan batas. Penemuan Prandtl untuk lapisan batas memungkinkan kita untuk menggambarkan sangat akurat aliran turbulen angin di atas permukaan laut, atau aliran pada batas bawah lapisan di laut, atau mengalir di lapisan campuran di permukaan laut. Lihat kotak Turbulen Lapisan Batas Selama Plat datar. Untuk menghitung arus di lapisan batas, kita mengasumsikan bahwa aliran konstan di x, y arah, bahwa sifat statistik dari aliransatunya bervariasi dalam z arah, dan bahwa aliran ratarata stabil. Oleh karena itu ∂ / ∂t = ∂ / ∂x = ∂ / ∂y = 0, dan (8.10) dapat ditulis: ∂ ∂U ' W ' >] = 0 2ΩV dosa φ + ν ∂z [ ∂z
(8.12)

Kami sekarang berasumsi, dalam analogi dengan (8.2) ∂U Ρ = T xz = ρA z ∂z

(8.13)

di mana A z adalah viskositas eddy atau difusivitas eddy yang menggantikan molekul viskositas ν di (8,2). Dengan asumsi ini, ∂t xz ∂ ∂U ∂ 2 U = A z ≈ A z ∂z ∂z ( ∂z) ∂z 2

(8.14)

di mana saya telah mengasumsikan bahwa A z adalah baik konstan atau yang bervariasi lebih lambat dalam arah z dari ∂U / ∂z. Kemudian, saya akan menganggap bahwa A z z ≈. Karena pusaran dapat mencampur panas, garam, atau properti lainnya serta momentum, Saya akan menggunakan istilah eddy difusivitas. Hal ini lebih umum daripada viskositas eddy, yang adalah pencampuran momentum. X dan momentum y persamaan untuk homogen, mapan, turbu meminjamkan lapisan batas atas atau di bawah permukaan horisontal adalah: ∂t xz = 0 ∂z ∂t yz ρfU = 0 ∂z

ρfV +

(8.15a) (8.15b)

dimana f = 2ω φ sin adalah parameter Coriolis, dan saya telah menjatuhkan molecu jangka viskositas lar karena jauh lebih kecil daripada viskositas eddy bergolak. Catatan, (8.15b) berikut dari derivasi serupa dari ykomponen mo yang persamaan mentum. Kita akan membutuhkan (8.15) ketika kita menggambarkan aliran dekat permukaan. Asumsi bahwa viskositas eddy A z dapat digunakan untuk berhubungan dengan Reynolds stres dengan aliran ratarata bekerja dengan baik di lapisan batas turbulen. Namun A z tidak dapat diperoleh dari teori. Ini harus dihitung dari data yang dikumpulkan di angin terowongan atau diukur dalam lapisan batas permukaan laut. Lihat Hinze (1975, https://translate.googleusercontent.com/translate_f

97/265

2/9/2017


halaman 129

8.3. PERHITUNGAN REYNOLDS STRES:

121

The Turbulent Boundary layer Selama Plate datar Konsep revolusioner dari lapisan batas diciptakan oleh Prandtl pada tahun 1904 (Anderson, 2005). Kemudian, konsep itu diterapkan mengalir di atas piring datar dengan GI Taylor (18861975), L. Prandtl (18751953), dan T. von Karman (18811963) yang bekerja secara independen pada teori dari 1915 ke 1935. teori empiris mereka, kadangkadang disebut teori pencampuranpanjang memprediksi dengan baik profil kecepatan ratarata dekat dengan batas. Menarik bagi kami, itu memprediksi aliran ratarata udara di atas laut. Berikut adalah versi sederhana dari teori diterapkan pada permukaan halus. Kita mulai dengan mengasumsikan bahwa aliran ratarata di lapisan batas stabil dan yang bervariasi hanya dalam arah z. Dalam beberapa milimeter dari batas, gesekan penting dan (8,2) memiliki solusi U =

T z ρν x

(8.16)

dan kecepatan ratarata bervariasi secara linear dengan jarak di atas batas. Biasanya (8.16) ditulis dalam bentuk dimensi: U u z u = ν *

(8.17)

*

di mana u ≡ T / ρ adalah kecepatan gesekan. Lanjut dari batas, aliran turbulen, dan gesekan molekul tidak penting. Dalam rezim ini, kita dapat menggunakan (8.13), dan * 2

x

∂U = U (8.18) ∂z Prandtl dan Taylor diasumsikan bahwa pusaran besar lebih efektif dalam pencampuran momentum dari pusaran kecil, dan karena itu A harus bervariasi dengan jarak dari dinding. Karman diasumsikan bahwa itu bentuk fungsional tertentu A = κzu , mana κ adalah sebuah konstanta berdimensi. Dengan asumsi ini, persamaan untuk berarti profil kecepatan menjadi A

z

* 2

z

z

κzu ∂U = U ∂z *

*

(8.19)

* 2

Karena U adalah fungsi hanya dari z, kita dapat menulis dU = u (κz) dz, yang memiliki larutan u z U = (8.20) κln " z « mana z adalah jarak dari batas di mana kecepatan pergi ke nol. Untuk aliran udara di atas laut, κ = 0,4 dan z diberikan oleh (1955) hubungan Charnock ini z = 0,0156 u / g. Mean kecepatan dalam lapisan batas di atas laut permukaan dijelaskan dalam §4.3 cocok dengan profil logaritmik dari (8.20), seperti halnya berarti kecepatan dalam beberapa meter atas laut di bawah permukaan laut. Selanjutnya, dengan menggunakan (4.2) dalam definisi kecepatan gesekan, kemudian menggunakan (8.20) memberikan bentuk Charnock untuk koefisien hambatan sebagai fungsi dari kecepatan angin. * /

*

0

0

o

0

* 2

§52 and§75) dan Goldstein (1965: §80) untuk lebih lanjut tentang teori turbulensi mengalir di dekat piring datar.

halaman 130

122


Teori Prandtl didasarkan pada asumsi (8.13) bekerja dengan baik hanya di mana gesekan jauh lebih besar daripada gaya Coriolis. Hal ini berlaku untuk aliran udara dalam puluhan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

98/265

2/9/2017


meter dari permukaan laut dan untuk aliran air dalam beberapa meter dari permukaan. Penerapan teknik untuk arus lain di laut kurang jelas. Untuk Misalnya, aliran di lapisan campuran pada kedalaman di bawah sekitar sepuluh meter kurang baik dijelaskan oleh teori bergolak klasik. Tennekes dan Lumley (1990: 57) menulis: Pencampuranpanjang dan model viskositas eddy harus digunakan hanya untuk Gen erate ekspresi analitis untuk stres Reynolds dan ratakecepatan profil jika mereka diinginkan untuk kurva tujuan pas di arus turbulen ditandai dengan skala panjang tunggal dan skala kecepatan tunggal. Itu penggunaan teori pencampuranpanjang arus turbulen yang hukumnya skala yang tidak diketahui sebelumnya harus dihindari. Masalah dengan pendekatan eddyviskositas: 1. Kecuali dalam lapisan batas tebal beberapa meter, arus geofisika mungkin dipengaruhi oleh beberapa skala karakteristik. Misalnya, dalam atmosfer lapisan batas atas laut, setidaknya tiga skala mungkin penting: i) ketinggian di atas z laut, ii) MoninObukhov skala L dibahas di §4.3, dan iii) kecepatan khas U dibagi dengan Coriolis parameter U / f. 2. kecepatan u ' , w ' adalah milik cairan, sementara A z adalah milik aliran; 3. istilah viskositas Eddy tidak simetris: = ; tapi ∂V ∂U A x = A y ∂x ∂y Dari Teori statistik dari Turbulensi The Reynolds menekankan dapat dihitung dari berbagai teori yang berhubungan untuk korelasi yang lebih tinggi dalam bentuk . Masalahnya kemudian menjadi: Bagaimana menghitung lebih tinggi memesan hal? Ini adalah masalah penutupan di turbulensi. Tidak ada umum solusi, tetapi pendekatan yang mengarah ke pemahaman yang berguna beberapa bentuk terpentin bulence seperti isotropik turbulensi hilir grid dalam terowongan angin (Batchelor 1967). turbulensi isotropik adalah turbulensi dengan sifat statistik yang independen dari arah. Pendekatan ini dapat dimodifikasi agak untuk aliran di laut. Dalam ide yang alized kasus aliran Reynolds tinggi, kita dapat menghitung sifat statistik aliran dalam kesetimbangan termodinamika. Karena aliran yang sebenarnya di laut adalah jauh dari keseimbangan, kami menganggap itu akan berkembang ke arah keseimbangan. Holloway (1986) memberikan review yang baik dari pendekatan ini, menunjukkan bagaimana hal itu dapat digunakan untuk berasal pengaruh turbulensi pada pencampuran dan transportasi panas. satu Menariknya Hasil ing dari pekerjaan ini adalah bahwa zonal harus pencampuran lebih besar dari meridional percampuran.

halaman 131

8.4. MIXING IN THE OCEAN

123

Ringkasan eddy bergolak viskositas A x , A y , dan A z tidak dapat dihitung akurat untuk sebagian besar arus samudera. 1. Mereka dapat diperkirakan dari pengukuran arus turbulen. Mengukur KASIH di laut, namun, sulit. Pengukuran di laboratorium, al meskipun akurat, tidak dapat mencapai angka Reynolds dari 10 11 khas dari lautan. 2. teori statistik turbulensi memberikan wawasan yang bermanfaat peran turbulensi di laut, dan ini merupakan area penelitian aktif. Tabel 8.1 Beberapa Nilai untuk Viskositas ν = 10 m / s ν = 10 m / s ν = 10 m / s Sebuah = 10 m / s Sebuah = (10 10 ) m / s air

6

tar di 15 . C

2

6

es gletser

2

10

yocean

zocean

4

2

2

5

3

2

8.4 Pencampuran di Samudera Turbulensi di laut menyebabkan pencampuran. Karena laut memilikistrategi yang stabil ification, perpindahan vertikal harus bekerja melawan gaya apung. Vertikal pencampuran membutuhkan energi lebih dari pencampuran horisontal. Akibatnya, horisontal https://translate.googleusercontent.com/translate_f

99/265

2/9/2017


pencampuran sepanjang permukaan kepadatan konstan jauh lebih besar dari pencampuran vertikal di permukaan kepadatan konstan. Yang terakhir, bagaimanapun, biasanya disebut diapycnal pencampuran, sangat penting karena mengubah struktur vertikal dari laut, dan kontrol untuk sebagian besar tingkat di mana air yang dalam akhirnya mencapai permukaan pada pertengahan dan rendah lintang. Persamaan menggambarkan pencampuran tergantung pada banyak proses. Lihat Garrett (2006) untuk gambaran yang baik dari subjek. Di sini saya mempertimbangkan beberapa arus sederhana. Sebuah persamaan sederhana untuk pencampuran vertikal dengan pusaran dari Θ pelacak seperti garam atau Suhu adalah: ∂Θ ∂Θ ∂ ∂Θ + W = A z + S (8.21) ∂t ∂z ∂z ( ∂z) di mana A z adalah eddy difusivitas vertikal, W adalah kecepatan vertikal rata, dan S adalah istilah sumber. Ratarata Mixing Vertikal Walter Munk (1966) menggunakan observasi yang sangat sederhana tion untuk menghitung pencampuran vertikal di laut. Dia mengamati bahwa laut memiliki termoklin hampir di manamana, dan bagian yang lebih dalam dari termoklin tidak tidak berubah bahkan selama puluhan tahun (angka 8.4). Ini adalah pengamatan yang luar biasa karena kami berharap ke bawah pencampuran akan terus memperdalam thermo yang kemerosotan. Tapi itu tidak. Oleh karena itu, termoklin mapan mensyaratkan bahwa bawah pencampuran panas oleh turbulensi harus seimbang oleh trans ke atas pelabuhan panas dengan ratarata W. saat vertikal ini mengikuti dari (8.21) untuk stabil

halaman 132

124


1000

2000 1966 1985 3000 Tekanan (decibars) 4000

5000 1

3 4 5 6 Potensi Suhu (Celcius) Gambar 8.4 suhu Potensi diukur sebagai fungsi kedalaman (tekanan) dekat 24,7 N, 161,4 W di tengah Pasifik Utara oleh Yaquina pada tahun 1966 (•), dan oleh Thompson di 1985 ( ). Data dari Atlas Ocean Bagian diproduksi oleh Swift, Rhines, dan Schlitzer. o

2

o

o

o

o

o

◦

◦

□

negara tanpa sumber atau tenggelam panas: ∂t ∂ 2 T = A z ∂z ∂z 2 di mana T adalah temperatur sebagai fungsi kedalaman di termoklin. persamaan memiliki solusi: W

(8.22)

T ≈ T 0 exp (z / H)

(8.23)

di mana H = A z / W adalah kedalaman skala termoklin, dan T 0 adalah beriklim sedang K arakteristik dekat bagian atas termoklin. Pengamatan dari bentuk yang mendalam termoklin memang sangat dekat dengan fungsi eksponensial. Munk menggunakan sebuah eksponensial fungsi fit melalui pengamatan dari T (z) untuk mendapatkan H. Munk dihitung W dari distribusi vertikal diamati dari 14 C, ra isotop dioactive karbon, untuk mendapatkan skala waktu vertikal. Dalam hal ini, S = 1,24 × 10 4 tahun 1 . Panjang dan waktu sisik memberi W = 1,2 cm / hari dan = 1,3 × 10 4 m 2 / s

Ratarata Vertikal Eddy Difusivitas

(8.24)

dimana kurung menunjukkan difusivitas eddy ratarata di termoklin. Munk juga digunakan W untuk menghitung fluks vertikal ratarata air melalui termoklin di Pasifik, dan fluks setuju dengan baik dengan laju pembentukan air bawah asumsi bahwa air bawah upwells hampir di manamana di laju konstan di Pasifik. Secara global, teorinya membutuhkan atas pencampuran 25 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

100/265

2/9/2017


30 Sverdrups air, di mana salah satu Sverdrup adalah 10 6 meter kubik per detik.

halaman 133

8.4. MIXING IN THE OCEAN

125

Diukur Vertikal Pencampuran pengamatan langsung dari pencampuran vertikal diperlukan pengembangan teknik untuk mengukur: i) struktur halus dari turbulensi, termasuk probe mampu mengukur suhu dan salinitas dengan reso spasial lution dari beberapa sentimeter (Gregg 1991), dan ii) distribusi pelacak tersebut belerang heksafluorida (SF 6 ) yang dapat dengan mudah dideteksi pada konsentrasi sebagai kecil sebagai salah satu gram dalam satu kilometer kubik air laut. Pengukuran langsung dari turbulensi laut terbuka dan difusi SF 6 hasil sebuah difusivitas eddy: A z ≈ 1 × 10 5 m 2 / s

TerbukaOcean Vertikal Eddy Difusivitas

(8.25)

Misalnya, Ledwell, Watson, dan Hukum (1998) disuntikkan 139 kg dari SF 6 di Atlantic dekat 26 ◦ N, 29 ◦ W 1200 km sebelah barat dari Kepulauan Canary pada kedalaman 310 m. Mereka kemudian diukur konsentrasi selama lima bulan karena dicampur lebih dari ratusan kilometer untuk mendapatkan difusivitas eddy diapycnal dari A z = 1,2 ± 0,2 × 10 5 m 2 / s. Perbedaan besar antara perhitungan Munk ini dari eddybeda rata fusivity untuk pencampuran vertikal dan nilainilai kecil diamati di laut terbuka memiliki diselesaikan oleh studi terbaru yang menunjukkan: Sebuah z ≈ 10 3 → 10 1 m 2 / sLokal Vertikal Eddy Difusivitas

(8.26)

Polzin et al. (1997) mengukur struktur vertikal suhu di Brasil Basin di Atlantik selatan. Mereka menemukan A z > 10 3 m 2 / s dekat dengan bawah ketika air mengalir di atas sisi barat pertengahan Atlantik ridge di tepi timur cekungan. Kunze dan Toole (1997) dihitung eddy ditingkatkan difusivitas besar seperti A = 10 3 m 2 / s di atas Fieberling Guyot di Northwest Pasifik dan difusivitas kecil di sepanjang sisi dari gunung bawah laut tersebut. Dan, Garbato et al (2004) dihitung lebih kuat pencampuran di Laut Scotia di mana Antartika Melingkari kini mengalir di antara Antartika dan Amerika Selatan. Hasil ini dan lainnya percobaan menunjukkan bahwa pencampuran terjadi sebagian besar dengan melanggar gelombang internal dan oleh geser pada batas laut: bersama continen tal lereng, di atas gunung laut dan pegunungan di tengah laut, di front, dan dalam campuran lapisan di permukaan laut. Untuk sebagian besar, pencampuran didorong oleh deeplaut arus pasang surut, yang menjadi bergolak ketika mereka mengalir melewati rintangan di laut lantai, termasuk gunung laut dan pegunungan di tengah laut (Jayne et al, 2004). Karena air dicampur sepanjang batas atau di daerah lain (Gnadadesikan, 1999), kita harus berhatihati dalam menafsirkan profil temperatur seperti yang di mencari 8.4. Misalnya, air pada 1200 m di Atlantik utara pusat bisa bergerak secara horizontal ke Gulf Stream, dimana ini akan bercampur dengan air dari 1000 m. Air campuran itu mungkin bergerak secara horizontal kembali ke pusat utara Atlantik pada kedalaman 1.100 m. Dengan demikian bidang air pada 1200 m dan pada 1100 m di beberapa lokasi dapat mencapai posisi mereka di sepanjang jalan yang sama sekali berbeda. Diukur Eddies Mixing Horizontal mencampur cairan di horisontal, dan besar pusaran mencampur cairan lebih dari pusaran kecil. Pusaran berbagai ukuran dari beberapa saya ters karena turbulensi di termoklin hingga beberapa ratus kilometer untuk pusaran geostropik dibahas dalam Bab 10.

halaman 134


BAB 8. PERSAMAAN GERAK DENGAN VISKOSITAS 101/265

2/9/2017


Secara umum, pencampuran tergantung pada Reynolds nomor R (Tennekes 1990:. P 11) SEBUAH SEBUAH UL = R γ ≈ ν ~ ν

(8.27)

di mana γ adalah difusivitas molekul panas, U adalah kecepatan khas dalam pusaran, dan L adalah ukuran khas dari eddy. Selanjutnya, eddy horisontal difusivitas adalah 10.00010.000.000 kali lebih besar dari eddy vertikal rata difusivitas. Persamaan (8.27) menunjukkan A x ~ UL. Bentuk fungsional ini setuju baik dengan Joseph dan (1958) analisis Pengirim, seperti yang dilaporkan dalam (Bowden 1962) menyebarkan pelacak radioaktif, kekeruhan optik, dan air Laut Mediterania di Atlantik utara. mereka melaporkan A x = PL 10 km
(8.28)

di mana L adalah jarak dari sumber, dan P adalah konstan. The eddy horisontal difusivitas (8.28) juga setuju dengan baik dengan lebih re terbaru port difusivitas horisontal. Bekerja dengan Holloway (1986) yang menggunakan satelit pengamatan altimeter arus geostropik, Freeland yang dilacak sofar un derwater mengapung, dan Ledwell Watson, dan Hukum (1998) yang menggunakan pengamatan arus dan pelacak untuk menemukan Sebuah x ≈ 8 × 10 2 m 2 / s Geostropik Horizontal Eddy Difusivitas

(8.29)

Menggunakan (8.28) dan A diukur x menyiratkan pusaran dengan skala khas 80 km, nilai dekat ukuran pusaran geostropik bertanggung jawab untuk pencampuran. Ledwell, Watson, dan Hukum (1998) juga diukur eddy difusivitas horisontal. Mereka menemukan Sebuah x ≈ 13m 2 / s TerbukaOcean Horizontal Eddy Difusivitas

(8.30)

lebih dari sisik meter karena turbulensi di termoklin mungkin didorong oleh melanggar gelombang internal. nilai ini, bila digunakan dalam (8.28) menyiratkan panjang khas dari 100 m untuk pusaran kecil yang bertanggung jawab untuk pencampuran dalam percobaan ini. Komentar pencampuran horisontal 1. Horizontal eddy difusivitas adalah 10 5 10 8 kali lebih besar dari eddy vertikal difusivitas. 2. Air di pedalaman bergerak laut di sepanjang permukaan miring konstan density dengan sedikit pencampuran lokal sampai mencapai batas di mana itu adalah dicampur secara vertikal. Air campuran kemudian bergerak kembali ke laut terbuka lagi sepanjang permukaan kepadatan konstan (Gregg 1987). Salah satu kasus tertentu sangat penting. Ketika air, pencampuran down bangsal melalui dasar lapisan campuran, mengalir keluar ke termoklin sepanjang permukaan kepadatan konstan, pencampuran mengarah ke terapi dari ventilasi Model mocline distribusi kepadatan kelautan.

halaman 135

8.5. STABILITAS

127

3. Pengamatan pencampuran di laut menyiratkan bahwa model numerik dari sirkulasi samudera harus menggunakan pencampuran skema yang memiliki eddy yang berbeda difusivitas paralel dan tegak lurus terhadap permukaan kepadatan konstan, tidak paralel dan tegak lurus terhadap permukaan tingkat z konstan seperti yang saya gunakan di atas. Horisontal pencampuran bersama permukaan z konstan mengarah ke pencampuran seluruh lapisan kepadatan konstan karena lapisan kepadatan konstan cenderung ke horizontal dengan sekitar 10 3 radian (lihat §10.7 dan mencari 10.13). Studi oleh Danabasoglu, McWilliams, dan Gent (1994) menunjukkan bahwa numer model ical menggunakan isopycnal dan diapycnal pencampuran mengarah ke lebih banyak simulasi realistis dari sirkulasi laut. 4. Mixing horizontal dan dua dimensi untuk skala horisontal lebih besar dari NH / (2f) di mana H adalah kedalaman air, N adalah frekuensi stabilitas (8.36), dan f adalah Coriolis parameter (Dritschel, Juarez, dan Ambaum (1999). 8.5 Stabilitas Kami melihat di bagian 8.2 bahwa aliran fluida dengan num Reynolds cukup besar ber bergolak. Ini adalah salah satu bentuk ketidakstabilan. Banyak jenis ketidakstabilan terjadi di dalam laut. Di sini, mari kita mempertimbangkan tiga yang lebih penting: i) stabilitas statis yang terkait dengan perubahan densitas dengan kedalaman, ii) station dinamis bility terkait dengan kecepatan geser, dan iii) doubledifusi terkait dengan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

102/265

2/9/2017


salinitas dan suhu gradien di laut. Stabilitas statis dan Stabilitas Frekuensi Pertimbangkan stabilitas statis pertama. Jika air lebih padat terletak di atas air kurang padat, cairan tidak stabil. Lebih air padat akan tenggelam di bawah kurang padat. Sebaliknya, jika air kurang padat terletak di atas air lebih padat, antarmuka antara keduanya adalah stabil. tapi bagaimana caranya stabil? Kita mungkin menduga bahwa semakin besar kontras densitas seluruh antarmuka, yang lebih stabil antarmuka. Ini adalah contoh dari stabilitas statis. Statis stabilitas adalah penting dalam setiap aliran stratified mana kepadatan meningkat dengan kedalaman, dan kami membutuhkan beberapa kriteria untuk menentukan pentingnya stabilitas. Pertimbangkan sebidang air yang dipindahkan secara vertikal dan adiabatik dalam cairan bertingkat (Gambar 8.5). Gaya apung F yang bekerja pada paket pengungsi adalah perbedaan antara yang berat V gρ ' dan berat air di sekitarnya V gρ 2 , di mana V adalah volume paket: F = V g (ρ 2 ρ ' )

Pengungsi Volume Air V @ ρ

2

Perpindahan Jarak δ z Parcel dengan Density ρ ' Gambar 8.5 Sketsa untuk menghitung stabilitas statis dan frekuensi stabilitas.

halaman 136

128


Percepatan paket pengungsi adalah: a =

F g (ρ 2 ρ ' ) = m ρ '

(8.31)

tapi dρ dz) air dρ ρ ' = ρ + ( dz) parcel

ρ 2 = ρ + (

δz

(8.32)

δz

(8.33)

Menggunakan (8.32) dan (8.33) di (8.31), mengabaikan hal sebanding dengan δz 2 , kita memperoleh: E =

1 dρ ρ [( dz) air (

dρ dz) parcel ]

(8.34)

di mana E ≡ a / (g δz) adalah stabilitas kolom air (McDougall, 1987; Sverdrup, Johnson, dan Fleming, 1942: 416; atau Gill, 1982: 50). Di kilometer atas stabilitas laut besar, dan istilah pertama di (8.34) jauh lebih besar daripada yang kedua. Istilah pertama adalah sebanding dengan laju perubahan kepadatan kolom air. Istilah kedua adalah proporsional dengan kompresibilitas air laut, yang sangat kecil. Mengabaikan kedua Istilah, kita dapat menulis persamaan stabilitas: E ≈

1 dρ ρ dz

(8.35)

Pendekatan yang digunakan untuk menurunkan (8.35) berlaku untuk E> 50 × 10 8 / m. Di bawah sekitar satu kilometer di laut, perubahan kepadatan dengan kedalaman begitu kecil bahwa kita harus mempertimbangkan perubahan kecil dalam kepadatan paket karena perubahan tekanan seperti yang dipindahkan secara vertikal. Stabilitas didefinisikan sedemikian rupa sehingga E> 0 Stabil E = 0 Stabilitas Netral E <0 tidak stabil Di kilometer atas laut, z <1, 000 m, E = (501000) × 10 8 / m, dan di parit yang dalam di mana z> 7, 000 m, E = 1 × 10 8 / m. Pengaruh stabilitas biasanya dinyatakan dengan frekuensi stabilitas N: N 2 ≡ gE

(8.36)

Frekuensi stabilitas sering disebut frekuensi apung atau Brunt frekuensi Vaisala. frekuensi mengkuantifikasi pentingnya stabilitas, dan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

103/265

2/9/2017


adalah variabel yang mendasar dalam dinamika aliran stratified. Dalam istilah sederhana, frekuensi dapat diartikan sebagai frekuensi vertikal gembira oleh vertikal perpindahan dari sebidang fluida. Oleh karena itu, frekuensi maksimum internal gelombang di laut. nilainilai khas dari N adalah beberapa siklus per jam (gambar 8.6).

halaman 137

8.5. STABILITAS

129

0

0

1000

100

2000

200

Kedalaman (decibars) 3000 300 35,0 ° N, 151,9 ° E 7.5 ° N, 137.0 ° E 24 April 1976 16 Juni 1974 4000 400 0 1 2 3 0 5 10 15 Stabilitas Frekuensi (siklus per jam) Gambar 8.6. diamati frekuensi stabilitas di Pasifik. Kiri: Stabilitas dalam termoklin timur dari Kuroshio. Kanan: Stabilitas termoklin dangkal khas tropis. Perhatikan perubahan sisik. Dynamic Stability dan Nomor Richardson Jika perubahan kecepatan dengan mendalam di sebuah kandang, aliran stratified, maka aliran dapat menjadi tidak stabil jika perubahan kecepatan dengan kedalaman, geser saat ini, cukup besar. Yang paling sederhana Contohnya adalah angin bertiup di atas lautan. Dalam hal ini, stabilitas sangat besar di seluruh permukaan laut. Kita mungkin mengatakan tidak terbatas karena ada langkah diskontinuitas di ρ, dan (8.36) adalah tak terbatas. Namun, angin bertiup di laut menciptakan gelombang, dan jika angin cukup kuat, permukaan menjadi tidak stabil dan gelombang istirahat. Ini adalah contoh dari ketidakstabilan dinamis di mana cairan stabil dibuat tidak stabil dengan kecepatan geser. Contoh lain dari ketidakstabilan dinamis, Kelvin ketidakstabilan Helmholtz, terjadi ketika kontras densitas dalam aliran dicukur jauh kurang dari pada permukaan laut, seperti di termoklin atau di bagian atas yang stabil, lapisan batas atmosfer (gambar 8.7). Kepentingan relatif stabilitas statis dan ketidakstabilan dinamis mantan ditekan oleh Nomor Richardson: R i ≡

g E (∂U / ∂z) 2

(8.37)

di mana pembilang adalah kekuatan stabilitas statis, dan penyebut adalah kekuatan geser kecepatan. R i > 0,25 Stabil R i <0,25 Velocity Shear Meningkatkan Turbulensi Perhatikan bahwa sejumlah Richardson kecil bukanlah satusatunya kriteria untuk ketidakstabilan. Jumlah Reynolds harus besar dan jumlah Richardson harus kurang dari 0,25 untuk turbulensi. Kriteria ini terpenuhi di beberapa arus samudera. Itu turbulensi campuran cairan di vertikal, yang mengarah ke viskositas eddy vertikal dan eddy difusivitas. Karena laut cenderung sangat berlapis dan arus cenderung lemah, bergolak pencampuran adalah intermiten dan langka. pengukuran

halaman 138


104/265

2/9/2017


130


Gambar 8.7 Billow awan menunjukkan ketidakstabilan KelvinHelmholtz di atas stabil lapisan atmosfer. Beberapa pemecah dapat menjadi cukup besar bahwa udara lebih padat ignimbrit kurang udara padat, dan kemudian ombak runtuhnya menjadi turbulensi. Fotografi cipta Brooks Martner, noaa Lingkungan Teknologi Laboratorium. density sebagai fungsi kedalaman jarang menunjukkan cairan lebih padat lebih cairan kurang padat seperti yang terlihat dalam gelombang melanggar pada gambar 8.7 (Moum dan Caldwell 1985). Ganda Difusi dan Salt Fingers Di beberapa daerah laut, kurang padat air ignimbrit air lebih padat, namun kolom air tidak stabil bahkan jika ada ada arus. ketidakstabilan terjadi karena difusi molekul panas adalah sekitar 100 kali lebih cepat dari difusi molekul garam. ketidakstabilan pertama kali ditemukan oleh Melvin Stern pada tahun 1960 yang cepat menyadari pentingnya dalam oseanografi. awal Density

Kepadatan setelah beberapa menit Hangat, asin ρ

1

Hangat, asin ρ

1

Dingin, asin ρ > ρ

2

Dingin, Kurang Salty ρ

2

Dingin, Kurang Salty ρ

2

Gambar 8.8 Kiri: distribusi awal dari kepadatan di vertikal. Kanan: Setelah beberapa waktu, difusi panas mengarah ke stabil lapisan tipis antara dua lapisan awalnya stabil. Itu lapisan tidak stabil tipis tenggelam ke bawah lapisan sebagai jari asin. Skala vertikal di angka adalah beberapa sentimeter. Pertimbangkan dua lapisan tipis beberapa meter tebal dipisahkan oleh antarmuka yang tajam (Gambar 8.8). Jika lapisan atas hangat dan asin, dan jika lebih rendah lebih dingin dan kurang asin dari lapisan atas, antarmuka menjadi tidak stabil bahkan jika atas Lapisan kurang padat dari yang lebih rendah. Inilah yang terjadi. Panas berdifusi melintasi antarmuka lebih cepat dari garam, mengarah ke tipis, dingin, lapisan asin antara dua lapisan awal. dingin Lapisan asin lebih padat daripada dingin, lapisan yang kurang asin bawah, dan air di lapisan tenggelam. Karena lapisan tipis, tenggelam cairan di jari 15 cm di

halaman 139

8.6. KONSEP PENTING

131

diameter dan 10s sentimeter panjang, tidak jauh berbeda dalam ukuran dan bentuk dari jarijari kita. Ini adalah fingering garam. Karena dua konstituen berdifusi melintasi antarmuka, proses ini disebut difusi ganda. Ada empat variasi pada tema ini. Dua variabel yang diambil dua sekaligus mengarah ke empat kombinasi yang mungkin: 1. asin hangat lebih dingin kurang asin. Proses ini disebut garam fingering. Saya t terjadi di termoklin di bawah air permukaan gyres subtropis dan barat tropis Atlantik utara, dan di Utaratimur Atlantik di bawah keluar dari Laut Mediterania. Salt fingering eventu sekutu menyebabkan kepadatan meningkat dengan kedalaman dalam serangkaian langkahlangkah. lapisan konstandensity dipisahkan oleh lapisan tipis dengan perubahan besar di den sity, dan profil kepadatan sebagai fungsi kedalaman terlihat seperti anak tangga. Schmitt et al (1987) mengamati 530 langkah tebal m di barat, tropis Atlantik utara yang koheren lebih 200400 km dan berlangsung selama setidaknya delapan bulan. Kerr (2002) melaporkan percobaan terbaru oleh Ray mond Schmitt, James Leswell, John Toole, dan Kurt Polzin menunjukkan garam meraba off Barbados air dicampur 10 kali lebih cepat dari turbulensi. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

105/265

2/9/2017


2. Dingin kurang asin lebih asin hangat. Proses ini disebut convec difusi tion. Hal ini jauh lebih umum daripada jari garam, dan itu kami sebagian besar ditemukan di lintang tinggi. konveksi difusi juga mengarah pada langkah tangga kepadatan sebagai fungsi kedalaman. Inilah yang terjadi dalam kasus ini. ganda difusi mengarah ke tipis, hangat, lapisan kurang asin di dasar atas, dingin, Lapisan kurang asin. Lapisan tipis air naik dan bercampur dengan air di lapisan atas. Sebuah proses serupa terjadi di lapisan bawah di mana lebih dingin, bentuk lapisan asin pada antarmuka. Sebagai akibat dari konveksi di atas dan lapisan bawah, antarmuka diasah. Setiap gradien kecil kepadatan baik lapisan berkurang. Neal et al (1969) mengamati 210 m lapisan tebal di laut di bawah es Arktik. 3. asin Dingin lebih hangat kurang asin. Selalu statis tidak stabil. 4. Warmer kurang asin lebih asin dingin. Selalu stabil dan difusi ganda berdifusi antarmuka antara dua lapisan. Ganda difusi bercampur air laut, dan tidak dapat diabaikan. Merryfield et al (1999), menggunakan model numerik dari sirkulasi laut yang termasuk ganda difusi, menemukan bahwa dua difusi pencampuran mengubah distri daerah butions suhu dan salinitas meskipun itu sedikit pengaruh pada skala besar sirkulasi laut. 8.6 Konsep Penting 1. Gesekan di laut hanya penting jarak beberapa milimeter. Bagi kebanyakan arus, gesekan dapat diabaikan. 2. Laut adalah turbulen untuk semua arus yang dimensi khas melebihi beberapa sentimeter, namun teori untuk aliran turbulen di laut adalah buruk dipahami.

halaman 140

132


3. Pengaruh turbulensi adalah fungsi dari jumlah Reynolds dari mengalir. Arus dengan geometri yang sama dan nomor Reynolds memiliki yang sama arus. 4. Ahli kelautan menganggap bahwa turbulensi pengaruh mengalir jarak lebih besar dari beberapa sentimeter dengan cara yang sama bahwa viskositas molekul pengaruh mengalir melalui jarak yang jauh lebih kecil. 5. Pengaruh turbulensi menyebabkan hal stres Reynolds di momen yang persamaan tum. 6. Pengaruh stabilitas statis di laut dinyatakan sebagai frekuensi, frekuensi stabilitas. Semakin besar frekuensi, semakin stabil kolom air. 7. Pengaruh stabilitas geser diungkapkan melalui num Richardson ber. Semakin besar geser kecepatan, dan lemah stabilitas statis, semakin besar kemungkinan aliran akan menjadi turbulen. 8. difusi molekuler panas jauh lebih cepat daripada difusi garam. Ini mengarah ke ketidakstabilan doubledifusi yang memodifikasi kepadatan distribusi tion dalam kolom air di banyak wilayah laut. 9. Ketidakstabilan di laut menyebabkan pencampuran. Pencampuran di permukaan konstan density jauh lebih kecil dari pencampuran sepanjang permukaan tersebut. 10. Horizontal eddy difusivitas di laut jauh lebih besar dari eddy vertikal difusivitas. 11. Pengukuran difusivitas eddy menunjukkan air dicampur secara vertikal dekat batas kelautan seperti di atas gunung laut dan pegunungan di tengah laut.


106/265

2/9/2017


halaman 141

Bab 9

Tanggapan Atas Laut untuk Angin

Jika Anda memiliki kesempatan untuk bepergian di seluruh Amerika Serikat, Anda mungkin harus melihat bahwa iklim pantai timur berbeda jauh dari yang di pantai barat. Mengapa? Mengapa iklim Charleston, Carolina Selatan begitu berbeda dari yang San Diego, meskipun keduanya dekat 32 ◦ N, dan keduanya berada di atau dekat laut? Charleston memiliki 125150 cm hujan setahun, San Diego memiliki 2550 cm, Charleston memiliki musim panas yang panas, San Diego memiliki musim panas yang sejuk. Atau mengapa adalah iklim San Francisco sehingga berbeda dari Norfolk, Virginia? Jika kita melihat secara dekat karakteristik atmosfer sepanjang dua pantai dekat 32 ◦ N, kita menemukan lebih banyak perbedaan yang dapat menjelaskan iklim. Untuk Misalnya, ketika angin bertiup darat menuju San Diego, membawa dingin, lembab, laut, lapisan batas tebal beberapa ratus meter dibatasi oleh banyak hangat, udara kering. Di pantai timur, ketika angin bertiup di darat, itu membawa hangat, lembab, laut, lapisan batas yang lebih tebal. Konveksi, yang menghasilkan hujan, jauh lebih mudah di pantai timur daripada di pantai barat. Mengapa maka adalah atmosfer lapisan batas atas air begitu berbeda pada dua pantai? Jawabannya dapat ditemukan di bagian dengan mempelajari respon laut untuk angin lokal, subjek bab ini. 9.1 Inertial Gerak Untuk memulai penelitian kami arus dekat permukaan laut, mari kita pertimbangkan pertama solusi yang sangat sederhana untuk persamaan gerak, respon dari laut ke impuls yang menetapkan air bergerak. Misalnya, impuls dapat menjadi kuat angin bertiup selama beberapa jam. Air kemudian hanya bergerak di bawah pengaruh dari gaya Coriolis. Tidak ada tindakan kekuatan lain di atas air. gerak seperti dikatakan inersia. Massa air terus bergerak karena inersia nya. Jika air berada di ruang angkasa, itu akan bergerak dalam garis lurus menurut hukum kedua Newton. Tapi pada bumi berputar, gerak jauh berbeda. 133

halaman 142


107/265

2/9/2017


134

BAB 9. TANGGAPAN DARI UPPER OCEAN TO WINDS

Dari (7.12) persamaan gerak untuk sebidang air yang bergerak di laut tanpa gesekan adalah: du dt = dv dt = dw dt =

1 ρ 1 ρ 1 ρ

∂p + 2Ωv dosa φ ∂x ∂p 2Ωu sinφ ∂y ∂p ∂z + 2Ωu cosφ g

(9.1A) (9.1b) (9.1c)

dimana p adalah tekanan, Ω = 2 π / (hari sidereal) = 7,292 × 10 5 rad / s adalah rotasi bumi di koordinat tetap, dan φ adalah lintang. Sekarang mari kita mencari solusi sederhana untuk persamaan ini. Untuk melakukan hal ini kita harus menyederhanakan persamaan momentum. Pertama, jika hanya Coriolis gaya bekerja pada air, tidak boleh ada gradien tekanan horisontal: ∂p ∂p = = 0 ∂x ∂y Selanjutnya, kita dapat mengasumsikan bahwa aliran horizontal, dan (9.1) menjadi: du = 2Ω v sin φ = fv dt dv dt = 2Ω u sinφ = fu

(9.2a) (9.2b)

dimana: f = 2 Ω sinφ

(9.3)

adalah Coriolis Parameter dan Ω = 7,292 × 10 5 / s adalah tingkat rotasi bumi. Persamaan (9.2) adalah dua digabungkan, orde pertama, linear, persamaan diferensial yang dapat diselesaikan dengan teknik standar. Jika kita menyelesaikan persamaan kedua untuk u, dan masukkan ke persamaan pertama kita memperoleh: du 1 d 2 v = fv dt = f dt 2 Menata ulang persamaan menempatkan ke dalam bentuk standar kita harus mengakui, persamaan untuk osilator harmonik: d 2 v + F 2 v = 0 dt 2

(9.4)

yang memiliki solusi (9,5). saat ini disebut inersia saat ini atau inersia osilasi: u = ft V sin v = V cosft

(9.5)

V 2 = u 2 + v 2

halaman 143

9.2. Ekman LAPIS DI PERMUKAAN LAUT 47

o

135

Arus inertial

46 Lintang (Utara) km 0 50 o

100

142

138 136 Bujur (Barat) Gambar 9.1 arus Inertial di Pasifik Utara pada Oktober 1987 (hari 275300) diukur oleh berlubangkaus kaki pelampung drifting drogued pada kedalaman 15 meter. Posisi yang diamati 1012 kali per hari dengan sistem Argos di noaa kutubmengorbit satelit cuaca dan diinterpolasi untuk posisi setiap tiga jam. Arus terbesar yang dihasilkan oleh badai pada hari o


140

o

o

o

108/265

2/9/2017


277. Catatan ini tidak pusaran individu. Seluruh permukaan berputar. Sebuah parasut pesawat ditempatkan di mana saja di wilayah tersebut akan memiliki gerakan melingkar yang sama. Setelah van Meurs (1998). Perhatikan bahwa (9,5) adalah persamaan parametrik untuk lingkaran dengan diameter D i = 2V / f dan periode T i = (2π) / f = T sd / (2 sinφ) di mana T sd adalah hari sidereal. T i adalah periode inersia. Ini adalah salah satu setengah waktu yang dibutuhkan untuk rotasi dari sebuah pesawat lokal di permukaan bumi (Tabel 9.1). rotasi adalah antisiklon: searah jarum jam di belahan bumi utara, berlawanan di selatan. inertial arus adalah gerak bebas dari bidang air pada pesawat berputar. Tabel 9.1 Inertial Osilasi Lintang (φ) T (hr) D (km) untuk V = 20 cm / s 90 11,97 2.7 35 20,87 4.8 10 68,93 15,8 i

◦ ◦ ◦

arus inersia adalah arus yang paling umum di laut (gambar 9.1). Webster (1968) Ulasan banyak laporan yang diterbitkan arus inersia dan menemukan bahwa arus telah diamati di semua kedalaman di laut dan di semua lintang. Gerakan bersifat sementara dan pembusukan dalam beberapa hari. Osilasi di berbagai kedalaman atau di situs terdekat yang berbeda biasanya membingungkan. arus inersia yang disebabkan oleh perubahan yang cepat dari angin di permukaan laut, dengan perubahan yang cepat dari angin kencang memproduksi osilasi terbesar. meskipun kami telah diturunkan persamaan untuk osilasi dengan asumsi aliran gesekan, gesekan tidak bisa sepenuhnya diabaikan. Dengan waktu, osilasi membusuk menjadi lain arus permukaan. (Lihat, misalnya, Apel, 1987: §6.3 untuk informasi lebih lanjut.) 9.2 Ekman Lapisan di Permukaan Laut angin stabil meniup (permukaan laut menghasilkan tipis,batas horisontal lapisan ary, lapisan Ekman. Dengan tipis, maksudku lapisan yang paling banyak beberapa ratus meter tebal, yang tipis dibandingkan dengan kedalaman air di dalam

halaman 144

136


Tabel 9.2 Kontribusi untuk Teori Circulation AnginDriven Fridtjof Nansen (1898) teori kualitatif, arus transportasi air pada sudut angin. Vagn Walfrid Ekman (1902) teori kuantitatif untuk transportasi angindriven di permukaan laut. Harald Sverdrup (1947) Teori untuk sirkulasi angin yang digerakkan di bagian timur Pasifik. Henry Stommel (1948) Teori untuk intensifikasi arah barat angindriven sirkulasi (arus batas barat). Walter Munk (1950) teori kuantitatif untuk fitur utama diombang didorong sirkulasi. Kirk Bryan (1963) model numerik dari sirkulasi laut. Bert Semtner (1988) Global, eddymenyelesaikan, model yang realistis dari dan Robert Chervin sirkulasi laut. lautan. Sebuah lapisan batas yang sama ada di dasar laut, bagian bawah Ekman lapisan, dan di bagian bawah atmosfer di atas permukaan laut, planetary boundary layer atau lapisan gesekan yang dijelaskan dalam §4.3. Ekman Lapisan ini dinamai Profesor Walfrid Ekman, yang bekerja dinamika untuk tesis doktornya. pekerjaan Ekman adalah yang pertama dari serangkaian luar biasa dari penelitian yang dilakukan selama paruh pertama abad kedua puluh yang menyebabkan pemahaman tentang bagaimana angin mendorong sirkulasi laut (Tabel 9.1). Dalam bab ini kita pertimbangkan Nansen dan bekerja Ekman. Sisa dari cerita ini diberikan dalam bab 11 dan 13. Argumen kualitatif Nansen Fridtjof Nansen melihat bahwa angin cenderung meniup es pada sudut 20 ◦ 40 ◦ ke kanan angin di Kutub Utara, dengan yang ia berarti bahwa jalur gunung es adalah di sebelah kanan angin mencari melawan arah angin (Lihat gambar 9.2). Dia kemudian bekerja di luar keseimbangan kekuatan yang harus ada ketika angin mencoba untuk mendorong gunung es melawan arah angin pada bumi berputar. Nansen berpendapat bahwa tiga kekuatan harus penting: 1. Stres angin, W; 2. Gesekan F (jika gunung es akan bergerak secepat angin); 3. Coriolis Force, C. Nansen berpendapat lebih lanjut bahwa pasukan harus memiliki atribut sebagai berikut: 1. Drag harus berlawanan dengan arah kecepatan es ini; https://translate.googleusercontent.com/translate_f

109/265

2/9/2017


2. gaya Coriolis harus tegak lurus dengan kecepatan; 3. Pasukan harus menyeimbangkan untuk aliran. W + F + C = 0 Ekman Solusi Nansen meminta Vilhelm Bjerknes untuk membiarkan salah satu Bjerknes ' siswa membuat studi teoritis pengaruh rotasi bumi di angin didorong arus. Walfrid Ekman dipilih, dan ia mempresentasikan hasil di tesisnya di Uppsala (Kullenberg, 1954). Ekman kemudian diperluas penelitian untuk

halaman 145

9.2. Ekman LAPIS DI PERMUKAAN LAUT

137 Coriolis Angin

Angin

kecepatan Gunung es

Menyeret Semua kekuatan sekitar sama

W

Coriolis Angin

C

F

Menyeret

Coriolis Memaksa

Drag (Gesekan)

gaya Coriolis lemah Gambar 9.2 Saldo gaya yang bekerja pada sebuah gunung es di angin pada bumi berputar. termasuk pengaruh benua dan perbedaan kepadatan air (Ekman, 1905). Berikut ini mengikuti garis Ekman penalaran di kertas itu. Ekman diasumsikan stabil, homogen, aliran horizontal dengan gesekan pada berputar bumi. Jadi turunan horisontal dan temporal adalah nol: ∂ ∂ ∂ = = = 0 ∂t ∂x ∂y

(9.6)

Untuk aliran pada bumi berputar, ini meninggalkan keseimbangan antara gesekan dan Coriolis Pasukan (8.15). Ekman lanjut diasumsikan viskositas eddy vertikal konstan bentuk (08:13): ∂u ∂v T xz = ρA z . T yz = ρA z (9.7) ∂z ∂z di mana T xz , T yz adalah komponen dari stres angin di x, y arah, dan ρ adalah densitas air laut. Menggunakan (9,7) di (8.15), x dan momentum y persamaan adalah: fv + A z Fu + A z

∂ 2 u = 0 ∂z 2 ∂ 2 v = 0 ∂z 2

(9.8a) (9.8b)

dimana f adalah parameter Coriolis. Sangat mudah untuk memverifikasi bahwa persamaan (9.9) memiliki solusi: u = V 0 exp (az) cos (π / 4 + az) v = V 0 exp (az) sin (π / 4 + az)

(9.9a) (9.9b)

ketika angin bertiup ke utara (T = T yz ). Konstanta yang T V 0 = √ρ 2 w f A z

dan

a = √

f 2A z

(9.10)


110/265

2/9/2017


138


dan V 0 adalah kecepatan arus di permukaan laut. Sekarang mari kita lihat bentuk solusi. Pada z permukaan laut = 0, exp (z = 0) = 1, dan u (0) = V 0 cos (π / 4) v (0) = V 0 sin (π / 4)

(9.11A) (9.11b)

Arus memiliki kecepatan V 0 ke timur laut. Secara umum, saat ini permukaan 45 ◦ ke kanan angin ketika melihat arah angin di belahan bumi utara. Saat ini 45 ◦ di sebelah kiri angin di belahan bumi selatan. Di bawah permukaan, kecepatan meluruh secara eksponensial dengan kedalaman (gambar 9.3): [u 2 (z) + v 2 (z)]1/2 = V 0 exp (az)

0 20 40 60 80 Kedalaman (m) 100 120 140

(9.12)

Arah angin 45

o

V = 6,4 cm / s o

Gambar 9.3. Saat Ekman dihasilkan oleh 10 m / s angin pada 35 N. ◦

Nilai untuk Konstanta Ekman Untuk melangkah lebih jauh, kita perlu nilainilai untuk setiap dua parameter bebas: kecepatan di permukaan, V 0 ; koefisien eddy viskositas, A z ; atau T. stres angin Stres angin terkenal, dan Ekman digunakan rumus massal (4.2): T yz = T = ρ pesawat C D U 102

(9.13)

di mana ρ udara adalah densitas udara, C D adalah koefisien drag, dan U 10 adalah angin kecepatan 10 m di atas permukaan laut. Ekman beralih ke literatur untuk mendapatkan nilainilai

halaman 147

9.2. Ekman LAPIS DI PERMUKAAN LAUT

139

untuk V 0 sebagai fungsi dari kecepatan angin. Dia menemukan: 0,0127 V 0 = √sin | φ | U 10 ,

| Φ | ≥ 10

(9.14)

Dengan informasi ini, ia kemudian bisa menghitung kecepatan sebagai fungsi mendalam mengetahui kecepatan angin U 10 dan arah angin. Ekman Lapisan Kedalaman Ketebalan lapisan Ekman adalah sewenangwenang karena arus Ekman berkurang secara eksponensial dengan kedalaman. Ekman mengusulkan bahwa ketebalan menjadi kedalaman D E di mana kecepatan arus adalah sebaliknya kecepatan di permukaan, yang terjadi pada kedalaman D E = π / a, dan Ekman kedalaman lapisan: https://translate.googleusercontent.com/translate_f

111/265

2/9/2017


D E = √ 2π 2 A z f

(9.15)

Menggunakan (9.13) di (9,10), membaginya dengan U 10 , dan menggunakan (9.14) dan (9.15) memberikan: 7.6 D E = √sin | φ | U 10

(9.16)

dalam satuan SI. Angin dalam meter per detik memberikan kedalaman dalam meter. Konstan dalam (9.16) berdasarkan ρ = 1027 kg / m 3 , ρ udara = 1,25 kg / m 3 , dan nilai Ekman dari C D = 2,6 × 10 3 untuk koefisien drag. Menggunakan (9.16) dengan angin khas, kedalaman lapisan Ekman bervariasi dari sekitar 45 sampai 300 meter (Tabel 9.3), dan kecepatan arus permukaan bervariasi dari 2,5% menjadi 1,1% dari kecepatan angin tergantung pada lintang. Tabel 9.3 Khas Ekman Kedalaman Lintang U [m / s] 15 45 5 75 m 45 m 10 150 m 90 m 20 300 m 180 m 10

◦

◦

Ekman Nomor: Coriolis dan Friksional Angkatan Kedalaman Lapisan Ekman berkaitan erat dengan kedalaman di mana gaya gesekan sama dengan yang Coriolis memaksa dalam persamaan momentum (9,9). The Coriolis force fu, dan gaya gesekan adalah A z ∂ 2 U / ∂z 2 . Rasio kekuatan, yang non dimensi, disebut Ekman Nomor E z : u ∂ 2 u A z A z Gaya gesek ∂z 2 d 2 E z = = = Coriolis Angkatan fu fu E z =

A z fd 2

(9.17)

halaman 148

140


di mana kita telah didekati syarat menggunakan kecepatan khas u, dan khas kedalaman d. Subscript z diperlukan karena laut adalah stratified dan pencampuran di vertikal jauh lebih sedikit dibandingkan pencampuran dalam horisontal. Perhatikan bahwa kedalaman meningkat, gesekan menjadi kecil, dan akhirnya, hanya gaya Coriolis tetap. Pemecahan (9.17) untuk d memberikan A z d = √ (9.18) Fe z yang setuju dengan bentuk fungsional (9.15) diusulkan oleh Ekman. menyamakan (9.18) dan (9.15) membutuhkan E z = 1 / (2π 2 ) = 0,05 pada kedalaman Ekman. Jadi Ek Pria memilih kedalaman di mana gaya gesek yang jauh lebih kecil daripada Coriolis memaksa. Bawah Ekman Layer Ekman lapisan di dasar laut dan atmosfer berbeda dari lapisan di permukaan laut. Solusi untuk lapisan bawah bawah cairan dengan kecepatan U di xarah adalah: u = U [1 exp (az) cos az] v = U exp (az) dosa az

(9.19a) (9.19b)

kecepatan pergi ke nol pada batas, u = v = 0 pada z = 0. arah yang dari aliran dekat dengan batas adalah 45 ◦ di sebelah kiri aliran U luar lapisan batas di belahan bumi utara, dan arah berputar aliran dengan jarak di atas batas (gambar 9.4). Arah rotasi adalah anti siklon dengan jarak di atas bagian bawah. Angin di atas lapisan batas planet tegak lurus terhadap tekanan gradien di atmosfer dan sejajar dengan garis tekanan permukaan konstan. Angin di permukaan 45 ◦ di sebelah kiri angin tinggitinggi, dan arus permukaan 45 ◦ ke kanan angin di permukaan. Oleh karena itu kami berharap arus di permukaan laut menjadi hampir ke arah angin di atas planet yang lapisan batas dan sejajar dengan garis tekanan konstan. Pengamatan permukaan drifter di Pasifik cenderung untuk mengkonfirmasi hipotesis (gambar 9.5).


112/265

2/9/2017


200 4 v (m / s)

300

100 30

305

600

610

910 8 12 161000 u (m / s) Gambar 9.4 Ekman lapisan di kilometer terendah dari atmosfer (garis tebal), dengan angin kecepatan diukur dengan Dobson (1914) . Nomor memberikan ketinggian di atas permukaan di meter. Ekman lapisan di dasar laut memiliki bentuk mirip. Setelah Houghton (1977: 107). 0

0

4

halaman 149

9.2. Ekman LAPIS DI PERMUKAAN LAUT 60

50

o

o

30

o

20

o

10

6

1010

54 3 1010 3 45 6 3 5 1.012,5 3 5 46 1015 3 6 3 45 6 45 1.017,554 4 6 1.012,55 45 46 5 6 5 34 3 5 6 1015 3 4 4 65 5 5 5 3 6 6 6 4 56 5 53 3 4 6 1.012,5 4 3 6 5 4 45 4 3 1010 3

o

40

0

1.012,5

141

o

o

10 120 o

160 180 140 120 100 160 Berarti Sea Level Tekanan pada bulan April 1978 (mb) Gambar 9.5 Lintasan drifter permukaan di April 1978 bersamasama dengan tekanan permukaan di atmosfer ratarata untuk bulan. Perhatikan bahwa drifter cenderung mengikuti garis konstan Tekanan kecuali di Kuroshio mana arus laut yang cepat dibandingkan dengan kecepatan di Ekman lapisan di laut. Setelah McNally et al. (1983). o

140

o

o

o

o

o

o

o

Memeriksa Asumsi Ekman Sebelum mempertimbangkan validitas Ek Teori manusia untuk menggambarkan aliran dalam lapisan batas permukaan laut, mari kita pertama menguji validitas asumsi Ekman. Dia diasumsikan: 1. Tidak ada batas. Ini berlaku jauh dari pantai. 2. air mendalam. Hal ini berlaku jika kedalaman »200 m. 3. fpesawat. Ini berlaku. 4. steady state. Hal ini berlaku jika angin berhembus selama lebih dari satu hari pendulum. Namun perlu dicatat bahwa Ekman juga menghitung solusi tergantung waktu, sebagai melakukan Hasselmann (1970). 5. z adalah fungsi dari U 210 saja. Hal ini diasumsikan independen mendalam. Ini bukan asumsi yang baik. Lapisan campuran mungkin lebih tipis dari Ekman mendalam, dan A z akan berubah dengan cepat di bawah lapisan campuran karena pencampuran adalah fungsi stabilitas. Pencampuran seluruh lapisan stabil jauh lebih sedikit daripada pencampuran melalui lapisan stabilitas netral. lebih realistis profil untuk koefisien viskositas eddy sebagai fungsi perubahan mendalam bentuk profil kecepatan dihitung. Aku kembali masalah ini di bawah. 6. kepadatan homogen. Ini mungkin baik, kecuali karena efek stabilitas.


113/265

2/9/2017


halaman 150

142


Pengamatan Arus Dekat Sea Surface Apakah aliran dekat dengan permukaan laut setuju dengan teori Ekman? Pengukuran arus dilakukan selama beberapa, percobaan sangat berhatihati menunjukkan bahwa teori Ekman adalah sangat baik. Teori ini akurat menggambarkan aliran ratarata selama beberapa hari. Weller dan Plueddmann (1996) arus diukur dari 2 m ke 132 m kita ing 14 vektormengukur meter saat dikerahkan dari Instrumen Mengambang Platform sandal pada bulan Februari dan Maret 1990 500 km sebelah barat dari titik Conception, California. Ini adalah yang terakhir dari serangkaian luar biasa dari percobaan terkoordinasi oleh Weller menggunakan instrumen pada flip. Davis, DeSzoeke, dan Niiler (1981) arus diukur dari 2 m sampai 175 m menggunakan 19 vektormengukur meter saat dikerahkan dari tambatan selama 19 hari pada bulan Agustus dan September 1977 di 50 ◦ N, 145 ◦ W di timur laut Pasifik. Ralph dan Niiler (2000) dilacak 1503 drifter drogued 15 m kedalaman di Pacific dari Maret 1987 sampai Desember 1994. kecepatan angin diperoleh setiap 6 jam dari Pusat Eropa untuk MediumRentang Weather Forecasts ECMWF. Hasil percobaan menunjukkan bahwa: 1. arus Inertial merupakan komponen terbesar dari aliran. 2. Aliran hampir independen dari kedalaman dalam lapisan campuran untuk pe riods dekat periode inersia. Dengan demikian lapisan campuran bergerak seperti slab pada periode inersia. geser saat ini terkonsentrasi di bagian atas termoklin. 3. Aliran ratarata lebih banyak waktu inersia hampir persis perhitungannya yang culated dari teori Ekman. Geser dari arus Ekman meluas melalui lapisan campuran yang ratarata dan ke termoklin. Ralph dan Niiler ditemukan (menggunakan satuan SI, U dalam m / s): 7.12 D E = √sin | φ | U 10

(9.20)

0,0068 V 0 =√sin | φ | U 10

(9.21)

Kedalaman Ekmanlapisan D E hampir persis bahwa yang diusulkan oleh Ekman (9.16), tetapi permukaan saat V 0 adalah setengah nilai nya (9.14). 4. Sudut antara angin dan arus di permukaan tergantung pada lintangnya tude, dan dekat 45 ◦ di pertengahan garis lintang (gambar 9.6). 5. transportasi adalah 90 ◦ ke kanan angin di belahan bumi utara. Arah transportasi setuju juga dengan teori Ekman. Pengaruh Stabilitas di Layer Ekman Ralph dan Niiler (2000) titik bahwa pilihan Ekman dari persamaan untuk arus permukaan (9.14), yang mengarah ke (9.16), konsisten dengan teoriteori yang mencakup pengaruh stabilitas di laut atas. Arus dengan periode dekat periode inersia menghasilkan geser di termoklin. geser dalam mencampur lapisan permukaan ketika jumlah Richardson

halaman 151

9.3. Ekman MASS TRANSPORT

143

80 Ralph & Niiler (2000) 60 40 Grees) data baru 20 0 20 40 Angle ke Wind (de 60 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

114/265

2/9/2017


80 80

60

40

20

0 20 40 60 80 Lintang (derajat) Gambar 9.6 Sudut antara angin dan mengalir di permukaan dihitung dengan Maximenko dan Niiler menggunakan posisi dari drifter drogued di 15 m dengan satelitaltimeter, gravitasi, dan Data rahmat dan angin dari analisis ulang NCAR / NCEP. jatuh di bawah nilai kritis (Pollard et al. 1973). Ide ini, ketika dimasukkan dalam teori campuranlapisan, menyebabkan arus permukaan V 0 yang sebanding dengan √n / f V 0 ~ U 10 √n / f

(9.22)

di mana N adalah frekuensi stabilitas didefinisikan oleh (8.36). Selanjutnya Sebuah 10 z ~ U 2 dan D E ~ U 10 / √Nf (9.23) / N Perhatikan bahwa (9,22) dan (9,23) sekarang dimensi yang benar. Persamaan yang digunakan sebelumnya, (9.14), (9,16), (9.20), dan (9.21) semua diperlukan koefisien dimensi. 9.3 Ekman Mass Transport Arus di lapisan Ekman di permukaan laut membawa massa. Untuk banyak alasan kita mungkin ingin tahu total massa diangkut dalam lapisan. Ekman massal transportasi M E didefinisikan sebagai integral dari kecepatan Ekman U E , V E dari permukaan hingga kedalaman d bawah lapisan Ekman. Dua komponen transportasi adalah M Ex , M Ey : M Ex = ∫

0

0

M Ey = ∫

0

ρV E dz (9.24) d d transportasi memiliki unit kg / (m · s). Ini adalah massa lewat air melalui vertikal pesawat satu meter lebar yang tegak lurus terhadap transportasi dan membentang dari permukaan ke kedalaman d (gambar 9.7). Kami menghitung angkutan massal Ekman dengan mengintegrasikan (8.15) di (9.24): f ∫

ρU E dz,

ρV E dz = f M Ey = ∫

0

dT xz d f M Ey = T xz | | Z = 0 + T xz || Z = d

d

(9.25)

halaman 152

144

BAB 9. TANGGAPAN DARI UPPER OCEAN TO WINDS z } 1m

}Y U

U

QX=

Permukaan laut YM r

X

x y Gambar 9.7 Sketsa untuk mendefinisikan Kiri: angkutan massal, dan Kanan: Volume mengangkut. Beberapa ratus meter di bawah permukaan mendekati kecepatan Ekman nol, dan istilah terakhir (9,25) adalah nol. Jadi transportasi massal adalah karena hanya untuk angin stres di permukaan laut (z = 0). Dalam cara yang sama, kita dapat menghitung transportasi dalam arah x untuk mendapatkan dua komponen transportasi Ekman: f M Ey = T xz (0) f M Ex = T yz (0)

(9.26a) (9.26b)

di mana T xz (0), T yz (0) adalah dua komponen stres di permukaan laut. Perhatikan bahwa transportasi tegak lurus terhadap stres angin, dan ke kanan angin di belahan bumi utara. Jika angin ke utara di positif y arah (angin selatan), kemudian T xz (0) = 0, M Ey = 0, dan M Ex = T yz (0) / f. Di belahan bumi utara, f adalah positif, dan transportasi massal di x arah, ke timur. Ini mungkin tampak aneh bahwa hambatan angin di atas air menyebabkan arus pada sudut kanan drag. Hasilnya mengikuti dari asumsi bahwa gesekan terbatas pada batas permukaan lapisan tipis, bahwa itu adalah nol di pedalaman laut, dan yang saat ini berada dalam kesetimbangan dengan angin sehingga tidak lagi mempercepat. transpor volume Q adalah transportasi massal dibagi dengan densitas air https://translate.googleusercontent.com/translate_f

115/265

2/9/2017


dan dikalikan dengan lebar tegak lurus dengan transportasi. Q x =

YM x . ρ

Q y =

XM y ρ

(9.27)

di mana Y adalah jarak utaraselatan di mana arah timur transportasi Q x adalah dihitung, dan X di jarak timurbarat di mana trans utara pelabuhan Q y dihitung. Transpor volume memiliki dimensi meter kubik per kedua. Sebuah unit nyaman untuk transpor volume di laut adalah satu juta kubik meter per detik. Unit ini disebut Sverdrup, dan disingkat Sv. Pengamatan terbaru dari transportasi Ekman di laut setuju dengan the nilai oretical (9.26). Chereskin dan Roemmich (1991) mengukur Ekman Volume transportasi di 11 ◦ N di Atlantik menggunakan Doppler saat akustik profiler dijelaskan pada Bab 10. Mereka menghitung transportasi dari Q y = 12,0 ± 5,5 Sv (utara) dari pengukuran langsung saat ini, Q y = 8,8 ± 1,9 Sv dari

halaman 153

9.4. APLIKASI Ekman TEORI

145

angin diukur dengan menggunakan (9.26) dan (9.27), dan Q y = 13,5 ± 0,3 Sv dari mean angin ratarata selama bertahuntahun pada 11 ◦ N. Penggunaan angkutan Angkutan massal secara luas digunakan untuk dua rea penting anak. Pertama, perhitungan jauh lebih kuat dari perhitungan kecepatan di lapisan Ekman. Dengan kuat, saya berarti bahwa perhitungan didasarkan pada lebih sedikit asumsi, dan bahwa hasil yang lebih mungkin untuk menjadi benar. Jadi perhitungannya yang transportasi massal culated tidak tergantung pada mengetahui distribusi kecepatan di lapisan Ekman atau viskositas eddy. Kedua, variabilitas transportasi di ruang memiliki konsekuensi penting. Mari kita lihat beberapa aplikasi. 9.4 Penerapan Teori Ekman Karena angin stabil bertiup di permukaan laut menghasilkan lapisan Ekman yang mengangkut air pada sudut kanan ke arah angin, setiap variabilitas spasial angin, atau angin bertiup bersama beberapa pantai, dapat menyebabkan upwelling. Dan upwelling penting: 1. upwelling meningkatkan produktivitas biologis, yang feed perikanan. 2. Air upwelled Dingin mengubah cuaca lokal. Cuaca darat dari daerah upwelling cenderung memiliki kabut, awan stratus rendah, atmo stratified stabil sphere, sedikit konveksi, dan sedikit hujan. 3. variabilitas spasial angkutan di laut terbuka mengarah ke upwelling dan downwelling, yang mengarah ke redistribusi massa di laut, yang mengarah ke angindriven arus geostropik melalui Ekman memompa. Pesisir upwelling Untuk melihat bagaimana angin menyebabkan upwelling, pertimbangkan angin utara bertiup sejajar dengan California Coast (gambar 9.8 sebelah kiri). Angin menghasilkan transportasi massal jauh dari pantai di manamana sepanjang pantai. Air mendorong lepas pantai dapat diganti hanya dengan air dari bawah lapisan Ekman. Ini adalah upwelling (Gambar 9.8 kanan). Karena air upwelled dingin, upwelling mengarah ke wilayah air dingin di permukaan sepanjang pantai. Angka 10.16 menunjukkan distribusi air dingin di lepas pantai California. air Upwelled lebih dingin dari air biasanya ditemukan di permukaan, dan itu adalah kaya akan nutrisi. Nutrisi pupuk fitoplankton di campuran lapisan, yang dimakan oleh zooplankton, yang dimakan oleh ikan kecil, yang dimakan oleh ikan yang lebih besar dan seterusnya hingga tak terbatas. Akibatnya, daerah upwelling adalah perairan produktif mendukung perikanan utama di dunia. Yang penting daerah yang lepas pantai Peru, California, Somalia, Maroko, dan Namibia. Sekarang saya bisa menjawab pertanyaan saya di awal bab ini: Mengapa iklim San Francisco sehingga berbeda dari Norfolk, Virginia? Angka 4.2 atau 9.8 menunjukkan bahwa angin di sepanjang California dan Oregon pantai memiliki komponen selatan yang kuat. Angin menyebabkan upwelling di sepanjang pantai, yang mengarah ke air dingin dekat dengan pantai. Komponen menuju ke pantai angin membawa udara yang lebih hangat dari jauh lepas pantai di atas air dingin, yang mendinginkan masuk yang dekat pesawat ke laut, menyebabkan tipis, keren atmosfer lapisan batas. sebagai udara dingin, bentuk kabut sepanjang pantai. Akhirnya, lapisan dingin udara ditiupkan lebih


116/265

2/9/2017


halaman 154

146


Angin Ekman Transport ter Sebuah W d lle Tanah M we p (California) U ld Bersama

M

E

100300 m

E

upwelling Air

100 km Gambar 9.8 Sketsa transportasi Ekman sepanjang pantai menuju upwelling air dingin bersama pantai. Kiri: view Rencana. angin utara sepanjang pantai barat di belahan bumi utara menyebabkan Ekman mengangkut jauh dari pantai. Kanan: Cross section. Air diangkut lepas pantai harus diganti oleh upwelling air dari bawah lapisan campuran. San Francisco, pendinginan kota. Udara yang lebih hangat di atas lapisan batas, karena untuk kecepatan ke bawah sirkulasi Hadley di atmosfer (lihat gambar 4.3), menghambat konveksi vertikal, dan hujan jarang terjadi. bentuk hujan hanya ketika musim dingin badai datang ke darat membawa konveksi yang kuat lebih tinggi di atmosfer. Selain upwelling, proses lain mempengaruhi cuaca di California dan Virginia. 1. Lapisan campuran samudera cenderung tipis di sisi timur laut, dan upwelling dapat dengan mudah membawa air dingin. 2. Arus di sepanjang sisi timur laut pada pertengahan garis lintang cenderung untuk membawa air dingin dari lintang yang lebih tinggi. Semua proses ini dibalik lepas pantai dari pantai timur, yang mengarah ke air hangat dekat dengan pantai, tebal lapisan batas atmosfer, dan sering konvektif hujan. Jadi Norfolk jauh berbeda yang San Francisco karena upwelling dan arah arus pantai. Ekman Memompa Variabilitas horizontal angin bertiup di laut permukaan menyebabkan variabilitas horizontal Ekman mengangkut. karena massa harus dilestarikan, variabilitas spasial dari transportasi harus mengarah vertikal kecepatan di atas lapisan Ekman. Untuk menghitung kecepatan ini, pertama kita mengintegrasikan persamaan kontinuitas (7.19) di vertikal: 0

∂v ∂w + dz = 0 ∂y ∂z) d (∂u 0 0 0 ∂w ∂ ∂ ρ u dz + dz ∂x ∫ ∂y ∫ ∂z d d Ρ v dz = ρ ∫ d ∂M Ex ∂M Ey + = ρ [W (0) w (d)] ∂x ∂y ρ ∫

∂x

+

Menurut definisi, Ekman kecepatan pendekatan nol pada dasar Ekman lapisan, dan kecepatan vertikal di dasar lapisan w E (d) karena perbedaan

halaman 155

9.5. Langmuir SIRKULASI dari aliran Ekman harus nol. Karena itu: ∂M Ex ∂M Ey + = ρw E (0) ∂x ∂y ∇ H · M E = ρw E (0)

147

(9.28a) (9.28b)

Di mana M E adalah transportasi massal vektor karena aliran Ekman dalambatas atas Lapisan ary laut, dan ∇ H adalah operator divergensi horizontal. (9.28) menyatakan bahwa perbedaan horizontal dari Ekman mengangkut mengarah ke vertikal dengan sebuah https://translate.googleusercontent.com/translate_f

117/265

2/9/2017


cal kecepatan dalam batas lapisan atas laut, proses yang disebut Ekman Pemompaan. Jika kita menggunakan angkutan massal Ekman (9.26) di (9,28) kita dapat berhubungan Ekman memompa ke tegangan angin. 1 ∂ T yz (0)) ∂∂y (T xz (0) )] w E (0) = (9.29a) ρ [ ∂x ( f f w E (0) = curl z (T

ρf)

(9.29b)

di mana T adalah stres vektor angin dan subscript z menunjukkan vertikal komponen curl. Kecepatan vertikal di permukaan laut w (0) harus nol karena permukaan tidak dapat naik ke udara, sehingga w E (0) harus seimbang dengan kecepatan vertikal lain. Kita akan melihat dalam Bab 12 bahwa itu seimbang dengan kecepatan geostropik w G (0) di bagian atas aliran interior di laut. Perhatikan bahwa derivasi atas berikut Pedlosky (1996: 13), dan itu berbeda dari pendekatan tradisional yang mengarah ke kecepatan vertikal di dasar lapisan Ekman. Pedlosky menunjukkan bahwa jika lapisan Ekman sangat tipis dibandingkan dengan kedalaman laut, tidak ada bedanya apakah kecepatannya dihitung di bagian atas atau bawah lapisan Ekman, tetapi ini biasanya tidak benar untuk laut. Oleh karena itu, kita harus menghitung kecepatan vertikal di bagian atas lapisan. 9.5 Langmuir Sirkulasi Pengukuran arus permukaan menunjukkan bahwa angin menghasilkan lebih dari Ek manusia dan arus inersia di permukaan laut. Mereka juga menghasilkan Langmuir sirkulasi (Langmuir, 1938), arus yang spiral di sekitar sumbu sejajar dengan arah angin. Weller et al. (1985) mengamati aliran tersebut selama percobaan untuk mengukur sirkulasi angindriven di 50 meter atas laut. Mereka menemukan bahwa selama periode ketika kecepatan angin adalah 14 m / s, arus permukaan diorganisir ke dalam sel Langmuir spasi 20 m terpisah, selsel selaras pada sudut 15 ◦ ke kanan angin, dan kecepatan vertikal di 23 m kedalaman adalah terkonsentrasi di jet sempit di bawah daerah konvergensi permukaan (gambar 9.9). kecepatan vertikal maksimum adalah 0,18 m / s. Termoklin musiman berada di 50 m, dan tidak ada kecepatan penurunan diamati pada atau di bawah termoklin. 9.6 Konsep Penting 1. Perubahan tegangan angin menghasilkan transien osilasi di laut disebut arus inersia

halaman 156

148

BAB 9. TANGGAPAN DARI UPPER OCEAN TO WINDS T

10 V 10

W

U 0

10

20

10 20

Gambar 9.9 A tampilan tiga dimensi dari sirkulasi Langmuir pada permukaan Pasifik diamati dari Terapung Instrumen platform sandal. The garis putusputus berat di laut permukaan menunjukkan garis konvergensi ditandai dengan kartu di permukaan. panah vertikal nilainilai individu kecepatan vertikal diukur setiap 14 detik di 23 m kedalaman sebagai platform melayang melalui arus Langmuir. panah horisontal, yang ditarik di permukaan untuk kejelasan, adalah nilainilai dari kecepatan horizontal di 23 m. Panah luas memberikan arah angin. Setelah Weller et al. (1985). (A) arus Inertial sangat umum di laut. (B) Periode saat ini (2π) / f. 2. angin Mantap menghasilkan lapisan batas tipis, lapisan Ekman, di bagian atas dari laut. Ekman batas lapisan juga ada di dasar laut https://translate.googleusercontent.com/translate_f

118/265

2/9/2017


dan suasana. Ekman lapisan di atmosfer di atas laut permukaan disebut lapisan batas planet. 3. Ekman lapisan pada permukaan laut memiliki karakteristik sebagai berikut: (a) Arah: 45 ◦ ke kanan angin mencari melawan arah angin di Belahan bumi utara. (B) Permukaan Kecepatan: 12,5% dari kecepatan angin tergantung pada lintang. (C) Kedalaman: sekitar 40300 m tergantung pada lintang dan angin kecepatan. 4. pengukuran yang cermat dari arus dekat acara permukaan laut yang: (A) Inertial osilasi merupakan komponen terbesar dari arus di lapisan campuran. (B) aliran ini hampir independen dari kedalaman dalam lapisan campuran untuk periode dekat periode inersia. Dengan demikian lapisan campuran bergerak seperti slab pada periode inersia. (C) lapisan Sebuah Ekman ada di atmosfer tepat di atas laut (dan tanah) permukaan.

halaman 157

9.6. KONSEP PENTING

149

(D) drifter Permukaan cenderung melayang sejajar dengan garis konstan atmosfer tekanan di permukaan laut. Hal ini sesuai dengan teori Ekman. (E) Aliran ratarata lebih banyak waktu inersia hampir persis bahwa dihitung dari teori Ekman. 5. Transportasi adalah 90 ◦ ke kanan angin di belahan bumi utara. 6. variabilitas spasial transportasi Ekman, karena variabilitas spasial angin lebih dari jarak ratusan kilometer dan hari, mengarah ke konvergensi dan perbedaan transportasi. (A) Angin yang bertiup kencang ke arah khatulistiwa sepanjang pantai barat dari benua menghasilkan upwelling di sepanjang pantai. Hal ini menyebabkan dingin, produktif perairan dalam waktu sekitar 100 km dari pantai. (B) air Upwelled sepanjang pantai barat dari benua memodifikasi cuaca di sepanjang pantai barat. 7. Ekman memompa, yang didorong oleh variabilitas spasial dari angin, drive arus vertikal, yang mendorong sirkulasi geostropik interior lautan.


119/265

2/9/2017


halaman 158

150


halaman 159


120/265

2/9/2017


Bab 10

Arus geostropik

Dalam interior laut jauh dari bagian atas dan bawah lapisan Ekman, untuk jarak horisontal melebihi beberapa puluh kilometer, dan untuk kali melebihi beberapa hari, gradien tekanan horisontal di laut hampir persis menyeimbangkan gaya Coriolis akibat arus horizontal. keseimbangan ini dikenal sebagai keseimbangan geostropik. Pasukan dominan bertindak dalam vertikal gradien tekanan vertikal dan berat air. Kedua keseimbangan dalam beberapa bagian per juta. Sehingga tekanan pada setiap titik di kolom air adalah karena hampir seluruhnya untuk berat air dalam kolom di atas titik. Pasukan dominan di horizontal adalah gradien tekanan dan gaya Coriolis. Mereka menyeimbangkan dalam beberapa bagian per seribu jarak besar dan waktu (Lihat Kotak). Kedua saldo mengharuskan viskositas dan nonlinear istilah dalam persamaan gerak dapat diabaikan. Apakah ini wajar? Pertimbangkan viskositas. Kita tahu bahwa perahu dayung berat akan pantai seratus kilogram untuk mungkin sepuluh meter setelah pendayung berhenti. Sebuah tangki super bergerak dengan kecepatan perahu dayung mungkin pantai untuk kilometer. Tampaknya masuk akal, karena itu satu kilometer kubik air beratnya 10 15 kg akan pantai untuk mungkin sehari sebelum melambat untuk berhenti. Dan pusaran mesoscale kelautan berisi mungkin 1000 kilometer kubik air. Karenanya, intuisi kita dapat membawa kita untuk menyimpulkan bahwa mengabaikan viskositas adalah wajar. Dari Tentu saja, intuisi bisa salah, dan kita perlu merujuk kembali ke argumen skala. 10.1 hidrostatik Equilibrium Sebelum menjelaskan keseimbangan geostropik, mari kita pertama mempertimbangkan sederhana solusi dari persamaan momentum, solusi untuk laut saat istirahat. Memberikan tekanan hidrostatik dalam laut. Untuk mendapatkan solusi, kita asumsikan fluida stasioner: u = v = w = 0; (10.1) cairan tetap stasioner: du dv dw = = = 0; dt dt dt

(10.2)

151

halaman 160

152

BAB 10. ARUS geostropik

Scaling Persamaan: The geostropik Pendekatan Kami ingin menyederhanakan persamaan gerak untuk mendapatkan solusi yang menggambarkan kondisi laut dalam jauh dari pantai dan di bawah Ekman lapisan batas di permukaan. Untuk memulai, mari kita memeriksa ukuran khas masingmasing istilah dalam persamaan dengan harapan bahwa beberapa akan sangat kecil sehingga mereka dapat dijatuhkan tanpa mengubah karakteristik dominan dari solusi. Untuk interior, laut dalam kondisi, nilainilai khas untuk jarak L, kecepatan horizontal U, kedalaman H, Coriolis parameter f, gravitasi g, dan kepadatan ρ adalah: L ≈ 10 m H ≈ 10 m f ≈ 10 s ρ ≈ 10 kg / m 6

1

U ≈ 10 m / s

3

4

H ≈ 1 m

1

1

3

ρ ≈ 10 kg / m

2

3

3

g ≈ 10 m / s

3

2

di mana H dan H adalah kedalaman khas untuk tekanan di vertikal dan horisontal. Dari variabelvariabel ini kita dapat menghitung nilainilai khas untuk kecepatan vertikal W, tekanan P, dan waktu T: 1

2

∂W ∂U ∂v + ∂z = " ∂x ∂y « W U UH 10 10 = ; = W = m / s = 10 m / s H L L 10 P = ρgH = 10 10 10 = 10 Pa; ∂p / ∂x = ρgH / L = 10 Pa / m T = L / U = 10 s 1

1

3

4

1

6

1

3

1

3

7

2

2

7

Oleh karena itu persamaan momentum untuk kecepatan vertikal adalah: ∂w ∂w ∂w ∂w 1 ∂p + u + v + w = + 2Ω u cos φ g ∂t ∂x ∂y ∂z ρ ∂z W UW UW W P 2


121/265

2/9/2017


T + L + L + H = ρ H + F U g 10 + 10 + 10 + 10 = 10 + 10 10 1

11

11

11

11

5

dan satusatunya keseimbangan penting dalam vertikal hidrostatik: ∂p = ρg Benar untuk 1: 10 . ∂z Persamaan momentum untuk kecepatan horizontal dalam arah x adalah: 6

∂u + u ∂u + v ∂u + w ∂u = 1 ∂p + fv ∂t ∂x ∂y ∂z ρ ∂x 10 + 10 + 10 + 10 = 10 + 10 8

8

8

8

5

5

Sehingga gaya Coriolis saldo gradien tekanan di dalam satu bagian per thou pasir. Ini disebut keseimbangan geostropik, dan persamaan geostropik adalah: 1 ∂p = Fv; ρ ∂x

1 ∂p = Fu; ρ ∂y

1 ∂p = g ρ ∂z

Keseimbangan ini berlaku untuk arus samudera dengan dimensi horisontal lebih besar dari kirakira 50 km dan kali lebih besar dari beberapa hari.

halaman 161

10.2. PERSAMAAN geostropik

153

dan, tidak ada gesekan: f x = f y = f z = 0.

(10.3)

Dengan asumsi ini persamaan momentum (7.12) menjadi: 1 ∂p = 0; ρ ∂x

1 ∂p = 0; ρ ∂y

1 ∂p ρ ∂z = g (φ, z)

(10.4)

di mana saya telah secara eksplisit mencatat bahwa gravitasi g adalah fungsi dari lintang φ dan tinggi z. Aku akan menunjukkan nanti mengapa saya telah terus ini eksplisit. Persamaan (10.4) memerlukan permukaan tekanan konstan untuk menjadi permukaan yang (Lihat halaman 30). Sebuah permukaan tekanan konstan adalah permukaan isobarik. Yang terakhir persamaan dapat diintegrasikan untuk memperoleh tekanan pada setiap kedalaman h. mengingat bahwa ρ adalah fungsi dari kedalaman lautan saat istirahat. p = ∫

0

g (φ, z) ρ (z) dz (10.5) h Untuk berbagai tujuan, g dan ρ adalah konstan, dan p = ρgh. Kemudian, saya akan menunjukkan bahwa (10.5) berlaku dengan akurasi sekitar satu bagian per juta bahkan jika laut tidak beristirahat. Satuan SI untuk tekanan adalah pascal (Pa). Sebuah bar unit lain dari tekanan. Salah satu bar persis 10 5 Pa (tabel 10.1). Karena kedalaman dalam meter dan tekanan di decibars yang hampir numerik yang sama, ahli kelautan lebih memilih untuk menyatakan Tekanan di decibars. Tabel 10.1 Unit Tekanan 1 pascal (Pa) = 1 N / m = 1 kg · s · m 1 bar = 10 Pa 1 decibar = 10 Pa 1 milibar = 100 Pa 2

2

1

5 4

10.2 Persamaan geostropik Keseimbangan geostropik mensyaratkan bahwa Coriolis memaksa menyeimbangkan cakrawala, tal gradien tekanan. Persamaan untuk keseimbangan geostropik yang berasal dari persamaan gerak dengan asumsi aliran tidak memiliki akselerasi, du / dt = dv / dt = dw / dt = 0; bahwa kecepatan horisontal jauh lebih besar dari vertikal, w «u, v; bahwa satusatunya kekuatan eksternal adalah gravitasi; dan gesekan yang kecil. Dengan ini asumsi (7.12) menjadi ∂p = Ρfv; ∂x

∂p ∂y = ρfu;

∂p ∂z = ρg

(10.6)

dimana f = 2Ω sinφ adalah parameter Coriolis. Ini adalah yang luas geostropik tions. Persamaan dapat ditulis: u =


1 ∂p ; fρ ∂y

v =

1 ∂p fρ ∂x

(10.7a)

122/265

2/9/2017


halaman 162

154

BAB 10. ARUS geostropik p = p 0 + ∫

ζ

g (φ, z) ρ (z) dz (10.7b) h di mana p 0 adalah tekanan atmosfer di z = 0, dan ζ adalah tinggi permukaan laut. Perhatikan bahwa saya telah memungkinkan untuk permukaan laut berada di atas atau di bawah permukaan z = 0; dan gradien tekanan di permukaan laut yang seimbang dengan permukaan u saat ini s . Mengganti (10.7b) ke (10.7a) memberikan: 1 fρ 1 u = fρ

u =

0 ∂ ∂y ∫ H g (φ, z) ρ (z) dz 0 ∂ ∂y ∫ H g (φ, z) ρ (z) dz u s

g ∂ζ f ∂y (10.8a)

di mana saya telah menggunakan pendekatan Boussinesq, mempertahankan akurasi penuh untuk ρ hanya saat menghitung tekanan. Dalam cara yang sama, kita dapat memperoleh persamaan untuk v. 1 fρ 1 v = fρ v =

0 ∂ g ∂ζ g (φ, z) ρ (z) dz + ∂x ∫ f ∂x h 0 ∂ g (φ, z) ρ (z) dz + v s ∂x ∫ h

(10.8b)

Jika laut adalah homogen dan kepadatan dan gravitasi yang konstan, yang pertama Istilah di sisi kanan (10,8) sama dengan nol; dan tekanan horisontal gradien dalam laut yang sama dengan gradien di z = 0. Ini aliran barotropic dijelaskan dalam §10.4. Jika laut adalah stratified, tekanan gradien horisontal memiliki dua istilah, satu karena lereng di permukaan laut, dan istilah tambahan karena horisontal perbedaan kepadatan. persamaan ini termasuk aliran baroklinik juga dibahas dalam §10.4. Istilah pertama di sisi kanan (10,8) adalah karena variasi density ρ (z), dan hal itu disebut kecepatan relatif. Dengan demikian perhitungan geostropik arus dari distribusi kerapatan membutuhkan kecepatan (u 0 , v 0 ) di laut permukaan atau di beberapa kedalaman lainnya. z

Permukaan Laut (z = ζ ) ζ

0

x

1m

z = r r

100 km

Gambar 10.1 Sketsa mendefinisikan ζ dan r, digunakan untuk menghitung tekanan di bawah permukaan laut.

halaman 163

10.3. ARUS PERMUKAAN geostropik DARI altimetri

155

10.3 Permukaan geostropik Currents Dari Altimetri The geostropik pendekatan diterapkan pada z = 0 mengarah ke yang sangat sederhana https://translate.googleusercontent.com/translate_f

123/265

2/9/2017


hubungan: permukaan geostropik arus sebanding dengan kemiringan permukaan. Mempertimbangkan permukaan yang sedikit di bawah permukaan laut, mengatakan dua meter di bawah laut permukaan, di z = r (gambar 10.1). Tekanan pada permukaan tingkat adalah: p = ρg (ζ + r)

(10.9)

asumsi ρ dan g pada dasarnya konstan dalam beberapa meter atas laut. Dengan mensubstitusi ini ke (10.7a), memberikan dua komponen (u s , v s ) dari sur yang menghadapi arus geostropik: g ∂ζ ; f ∂y

u s =

g ∂ζ f ∂x

v s =

(10.10)

mana g adalah gravitasi, f adalah parameter Coriolis, dan ζ adalah ketinggian laut permukaan atas tingkat permukaan. The Oceanic Topografi Dalam §3.4 kita mendefinisikan topografi permukaan laut ζ menjadi ketinggian permukaan laut relatif terhadap permukaan yang khusus, geoid; dan kita mendefinisikan geoid untuk menjadi permukaan tingkat yang bertepatan dengan permukaan laut pada saat istirahat. Jadi, menurut (10.10) yang geostropik permukaan arus sebanding dengan kemiringan topografi (gambar 10.2), kuantitas yang dapat diukur dengan altimeter satelit jika geoid diketahui. z = ζ g d ζ V f dx ⊗ V 1m = s

s

Permukaan laut x 100 km geoid Gambar 10.2 Kemiringan permukaan laut relatif terhadap geoid (∂ζ / ∂x) secara langsung berkaitan dengan permukaan arus geostropik v . Kemiringan 1 meter per 100 kilometer (10 μrad) khas arus yang kuat. V adalah dalam kertas di belahan bumi utara. Karena geoid adalah tingkat permukaan, itu adalah permukaan geopoten konstan esensial. Untuk melihat ini, pertimbangkan pekerjaan yang dilakukan dalam memindahkan massa m dengan jarak h tegak lurus permukaan yang rata. Karya ini W = mgh, dan perubahan energi potensial per satuan massa adalah gh. Dengan demikian tingkat permukaan adalah permukaan konstan geopotensial, dimana geopotential Φ = gh. Topografi adalah karena proses yang menyebabkan laut untuk bergerak: pasang, laut arus, dan perubahan tekanan udara yang menghasilkan terbalik Efek barometer. Karena topografi laut adalah karena proses dinamis, biasanya disebut topografi yang dinamis. topografi adalah sekitar satu seperseratus undulations geoid. Sehingga bentuk permukaan laut dominasi ditunjuk oleh variasi lokal gravitasi. Pengaruh arus jauh lebih kecil. s

s

halaman 164

156


35

berarti permukaan laut berarti geoid

40 45 50 Tinggi (m) 55 60

Kesalahan geoid

Dingin Inti Rings

1.0

Hangat Inti Rings

0,5 SST (m) 0.0

arus Teluk

0.5 40

32 30 28 26 24 22 20 Lintang utara Gambar 10.3 Topex / Poseidon pengamatan altimeter dari Gulf Stream. Ketika altimeter pengamatan yang dikurangi dari geoid lokal, mereka menghasilkan topografi laut, yang terutama disebabkan arus laut dalam contoh ini. Geoid gravimetrik ditentukan oleh Ohio State University dari kapal dan survei lainnya gravitasi di wilayah tersebut. dari Pusat o


38

o

36

o

34

o

o

o

o

o

o

o

o

124/265

2/9/2017


for Space Research, University of Texas. Biasanya, topografi permukaan laut memiliki amplitudo ± 1m (gambar 10.3). Khas lereng ∂ζ / ∂x ≈ 110 microradians untuk v = 0,11,0 m / s pada pertengahan garis lintang. Ketinggian geoid, merapikan jarak horisontal yang lebih besar dari kirakira 400 km, dikenal dengan akurasi ± 1 mm dari data yang dikumpulkan oleh Gravity Pemulihan dan misi satelit anugerah Percobaan Iklim. Satelit Altimetri Sangat akurat, sistem satelitaltimeter diperlukan untuk mengukur topografi laut. Sistem pertama, dilakukan pada SEASAT, Geosat, ers1, dan ers2 dirancang untuk mengukur variabilitas minggukeminggu arus. Topex / Poseidon, diluncurkan pada tahun 1992, adalah satelit pertama yang dirancang untuk membuat pengukuran lebih akurat diperlukan untuk mengamati permanen (waktu ratarata) sirkulasi permukaan laut, pasang surut, dan variabilitas pilinskala arus. Hal ini diikuti pada tahun 2001 oleh Jason dan pada tahun 2008 oleh Jason2. Karena geoid tidak dikenal secara lokal sebelum sekitar tahun 2004, altimeter biasanya diterbangkan orbit yang memiliki track tanah persis mengulang. Demikian Topex / Poseidon dan Jason terbang di atas jalur tanah yang sama setiap 9,9156 hari. Dengan mengurangi ketinggian permukaan laut dari salah satu melintasi trek tanah dari tinggi yang diukur pada melintasi kemudian, perubahan topografi dapat diamati tanpa mengetahui geoid. geoid adalah konstan dalam waktu, dan pengurangan tersebut menghapus geoid, mengungkapkan perubahan karena perubahan arus, seperti mesoscale pusaran, dengan asumsi pasang telah dihapus dari data (gambar 10.4). mesoscale variabilitas termasuk pusaran dengan diameter antara sekitar 20 dan 500 km.

halaman 165

10.3. ARUS PERMUKAAN geostropik DARI altimetri

157

Topografi Variabilitas (cm) 64

o

32

15

15

o

8

0

o

32

10 6

15

8

o

6

15

15

15 15 15 15 64 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 10.4 distribusi global dari standar deviasi dari topografi dari Topex / Poseidon Data altimeter dari 10/3/92 untuk 10/6/94. Varians tinggi merupakan indikator dari variabilitas permukaan arus geostropik. Dari Pusat Space Research, University of Texas. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Besar akurasi dan presisi dari Topex / Poseidon dan Jason altimeter sistem memungkinkan mereka untuk mengukur topografi laut lebih dari cekungan laut dengan akurasi ± (25) cm (Chelton et al, 2001). Hal ini memungkinkan mereka untuk mengukur: 1. Perubahan volume ratarata dari laut dan permukaan laut naik dengan akurat cabul dari ± 0,4 mm / tahun sejak tahun 1993 (Nerem et al, 2006); 2. pemanasan musiman dan pendinginan laut (Chambers et al 1998); 3. pasang laut Terbuka dengan akurasi ± (12) cm (Shum et al, 1997); 4. disipasi Tidal (Egbert dan Ray, 1999; Rudnick et al, 2003); 5. Permukaan permanen sistem arus geostropik (gambar 10.5); 6. Perubahan permukaan arus geostropik pada semua skala (gambar 10.4); dan 7. Variasi topografi sistem saat khatulistiwa seperti yang as sociated dengan El Ni~no (gambar 10.6). Altimeter Kesalahan (Topex / Poseidon dan Jason) paling akurat ob servations dari topografi permukaan laut adalah dari Topex / Poseidon dan Jason. Kesalahan untuk sistem altimeter satelit ini karena (Chelton et al, 2001): 1. kebisingan Instrument, gelombang laut, uap air, elektron bebas di iono yang lingkup, dan massa atmosfer. Kedua satelit membawa tepat Sistem altimeter dapat mengamati ketinggian satelit di atas laut permukaan antara ± 66 ◦ lintang dengan presisi ± (12) cm dan akurat cabul dari ± (25) cm. Sistem terdiri dari radar altimeter dua frekuensi untuk mengukur ketinggian di atas laut, pengaruh ionosfer, dan gelombang https://translate.googleusercontent.com/translate_f

125/265

2/9/2017


tinggi, dan microwave radiometer tiga frekuensi dapat mengukur air uap di troposfer.

halaman 166

158

BAB 10. ARUS geostropik Empat Tahun Mean SeaPermukaan Topografi (cm)

66

o

60

44

0 60

o

22

100 6080

o

0

60

o

22

80 80

60

80 80 80

40

0 12060 20 40 40 40 40 60

60

120 20

40

80 60 40 80 40 40 20 40 4020 20 44 50 20 0 0 100 150 50 150 100 150 100 100 66 150 20 60 100 140 180 140 100 60 20 0 20 Gambar 10.5 distribusi global topografi waktu ratarata laut dari Topex / pos Data altimeter eidon dari 10/3/92 untuk 10/6/99 relatif terhadap JGM3 geoid. geostropik arus di permukaan laut yang sejajar dengan kontur. Bandingkan dengan angka 2,8 dihitung dari data hidrografi. Dari Pusat Space Research, University of Texas. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

2. kesalahan Tracking. Satelit membawa tiga sistem pelacakan yang memungkinkan posisi mereka dalam ruang, ephemeris, yang akan ditentukan dengan akurasi dari ± (13,5) cm. 3. Kesalahan Sampling. Satelit ukuran tinggi sepanjang lagu tanah yang mengulangi dalam ± 1 km setiap 9,9156 hari. Setiap berulang adalah siklus. Menjadi Penyebab arus diukur hanya sepanjang jalur subsatelit, ada sampling error. satelit tidak dapat memetakan topografi antara tanah trek, mereka juga tidak dapat mengamati perubahan dengan periode kurang dari 2 × 9,9156 d (Lihat §16.3). 4. kesalahan geoid. Topografi permanen tidak dikenal jarak lebih pendek dari seratus kilometer karena kesalahan geoid mendominasi untuk pendek jarak. Peta topografi merapikan jarak yang lebih besar digunakan untuk mempelajari fitur dominan dari arus geostropik permanen di permukaan laut (gambar 10.5). New anugerah sistem satelit dan champ yang mengukur gravitasi bumi cukup akurat bahwa kesalahan geoid sekarang cukup kecil untuk mengabaikan jarak lebih besar dari 100 km. Secara bersamasama, pengukuran ketinggian di atas laut dan po satelit sition memberikan ketinggian permukaan laut di geosentrik dalam ± (25) cm. geoid Kesalahan menambahkan kesalahan lebih lanjut yang bergantung pada ukuran daerah yang sedang diukur. 10.4 geostropik Currents Dari Hidrografi Persamaan geostropik secara luas digunakan dalam oseanografi untuk menghitung skr sewa di kedalaman. Ide dasarnya adalah untuk menggunakan pengukuran hidrografi dari tem perature, salinitas atau konduktivitas, dan tekanan untuk menghitung bidang kepadatan laut dengan menggunakan persamaan keadaan air laut. Kepadatan digunakan dalam (10.7b)

halaman 167

10.4. ARUS geostropik DARI hidrografi https://translate.googleusercontent.com/translate_f

159 126/265

2/9/2017


150 155 160 165 170 175 180 185 190 195 200 205 210 215 220 225 230 235 240 245 250 255 260 265 270 275 280 285 290 295 300 305 310 315 320

10/9/96 11/28/96 1/16/97 3/7/97 4/25/97 6/14/97 8/3/97 9/21/97 11/10/97 12/29/97 2/17/98 4/7/98 5/27/98 7/16/98 9/3/98 10/23/98 12/11/98 1/30/99 3/20/99 5/9/99 6/28/99 8/4/99 10/5/99 11/23/99 1/22/00 3/2/00 4/20/00 6/9/00 7/28/00 9/16/00 11/4/00 12/24/00 2/12/01 4/2/01 5/22/01 140

160

180

200

220

240

260

280

25 20 15 10 5

0 5 10 15 20 25 30 cm Gambar 10.6 Waktubujur plot anomali permukaan laut di Equatorial Pacific diamati oleh Topex / Poseidon selama 19971998 El Ni~no. anomali hangat adalah abuabu muda, dingin anomali yang abuabu gelap. Anomali dihitung dari penyimpangan 10 hari dari tiga tahun berarti permukaan dari 3 Oktober 1992 ke 8 Oktober 1995. Data merapikan dengan Gaussian Filter tertimbang dengan rentang longitudinal 5 dan rentang garis lintang dari 2 . Anotasi di sebelah kiri adalah siklus data satelit. Dari Pusat Space Research, University of Texas. ◦

◦

halaman 168

160


untuk menghitung bidang tekanan internal dari mana arus geostropik adalah dihitung menggunakan (10.8a, b). Biasanya, bagaimanapun, konstanta integrasi di (10.8) tidak diketahui, dan hanya bidang kecepatan relatif dapat dihitung. Pada titik ini, Anda mungkin bertanya, mengapa tidak hanya mengukur tekanan langsung seperti yang dilakukan meteorologi, dimana pengukuran langsung tekanan digunakan untuk menghitung angin. Dan, tidak pengukuran tekanan yang diperlukan untuk menghitung kepadatan dari persamaan keadaan? Jawabannya adalah bahwa perubahan sangat kecil dalam mendalam membuat perubahan besar dalam tekanan karena air begitu berat. Kesalahan dalam tekanan yang disebabkan oleh kesalahan dalam menentukan kedalaman pengukur tekanan jauh lebih besar dari tekanan karena arus. Misalnya, menggunakan (10.7a), kami menghitung bahwa gradien tekanan karena 10 cm / s saat ini di 30 ◦ lintang adalah 7.5 × 10 3 Pa / m, yang 750 Pa di 100 km. Dari persamaan hidrostatik (10,5), 750 Pa adalah setara dengan perubahan kedalaman 7,4 cm. Oleh karena itu, untuk contoh ini, kita harus mengetahui kedalaman pengukur tekanan dengan akurasi yang jauh lebih baik daripada 7,4 cm. Ini tidak mungkin. Geopotensial Permukaan Dalam Perhitungan Lautan gradien tekanan dalam laut harus dilakukan sepanjang permukaan dari geopotential konstan sama seperti kita Tekanan permukaan dihitung gradien relatif terhadap geoid ketika kita dihitung permukaan arus geostropik. Selama lalu sebagai tahun 1910, Vilhelm Bjerknes (Bjerknes dan Sandstrom, 1910) menyadari bahwa permukaan tersebut tidak di tetap tinggi di https://translate.googleusercontent.com/translate_f

127/265

2/9/2017


Suasana karena g tidak konstan, dan (10.4) harus menyertakan variabilitas gravitasi di kedua arah horisontal dan vertikal (Saunders dan Fofonoff, 1976) ketika menghitung tekanan di laut. The Φ geopotential adalah: z Φ = ∫ GDZ (10.11) 0 Karena Φ / 9,8 dalam satuan SI memiliki hampir nilai numerik sama dengan ketinggian di saya ters, masyarakat meteorologi menerima proposal Bjerknes 'tinggi yang menjadi digantikan oleh meter dinamis D = Φ / 10 untuk mendapatkan koordinat vertikal alami. Kemudian, ini digantikan oleh meter geopotensial (gpm) Z = Φ / 9.80. Itu meteran geopotential adalah ukuran dari pekerjaan yang diperlukan untuk mengangkat satu satuan massa dari permukaan laut dengan z tinggi melawan gaya gravitasi. Harald Sverdrup, Bjerknes ' mahasiswa, membawa konsep untuk oseanografi, dan kedalaman di laut sering dikutip dalam meter geopotential. Perbedaan antara kedalaman ver konstan jarak vertikal dan potensi konstan dapat relatif besar. Sebagai contoh, kedalaman geometris permukaan 1000 meter yang dinamis 1.017,40 m di utara tiang dan 1.022,78 m di khatulistiwa, perbedaan 5,38 m. Perhatikan bahwa kedalaman dalam meter geopotensial, kedalaman dalam meter, dan tekanan di decibars yang hampir numerik yang sama. Pada kedalaman 1 meter tekanan adalah sekitar 1,007 decibars dan kedalaman adalah 1.00 meter geopotential. Persamaan untuk Arus geostropik Dalam Samudera Untuk menghitung geografis arus strophic, kita perlu menghitung gradien tekanan horisontal dalam laut. Hal ini dapat dilakukan dengan menggunakan salah satu dari dua pendekatan: 1. Hitung kemiringan permukaan tekanan konstan relatif terhadap permukaan

halaman 169

10.4. ARUS geostropik DARI hidrografi

161

geopotential konstan. Kami menggunakan pendekatan ini ketika kita digunakan permukaan laut kemiringan dari altimetri untuk menghitung permukaan arus geostropik. Laut permukaan adalah permukaan konstan tekanan. Permukaan geopotential konstan adalah geoid. 2. Hitung perubahan tekanan pada permukaan geopotential konstan. seperti permukaan disebut permukaan geopotential. }

P Φ Φ 2

B

A

β Φ = Φ ( P 1A ) Φ (P 2A ) A

L

Φ = Φ (P ) Φ (P ) B

1B

2B

P

1

SEBUAH B Gambar 10.7. Sketsa geometri digunakan untuk menghitung arus geostropik dari hidrografi. Ahli kelautan biasanya menghitung kemiringan permukaan konstan tekanan. Langkahlangkah penting adalah: 1. Hitung perbedaan geopotensial (Φ A Φ B ) antara dua Konstan permukaan tekanan (P 1 , P 2 ) di stasiun hidrografi A dan B (gambar 10.7). Hal ini mirip dengan perhitungan ζ dari lapisan permukaan. 2. Hitung kemiringan permukaan tekanan atas relatif lebih rendah. 3. Hitung arus geostropik di permukaan relatif atas untuk skr yang menyewa di bawah. Ini adalah geser saat. 4. Mengintegrasikan geser saat ini dari beberapa kedalaman di mana arus diketahui untuk mendapatkan arus sebagai fungsi kedalaman. Misalnya, dari sur yang menghadap ke bawah, dengan menggunakan permukaan geostropik arus diamati oleh satelit altimetri, atau naik dari tingkat diasumsikan tidak ada gerak. Untuk menghitung ahli kelautan arus geostropik menggunakan bentuk modifikasi dari persamaan hidrostatik. Tekanan vertikal gradien (10,6) ditulis δp ρ = α δp = g δz α δp = δΦ https://translate.googleusercontent.com/translate_f

(10.12a) (10.12b) 128/265

2/9/2017


di mana α = α (S, t, p) adalah volume spesifik, dan (10.12b) berikut dari (10.11). Membedakan (10.12b) terhadap horisontal jarak x memungkinkan geostro yang keseimbangan phic yang akan ditulis dalam hal kemiringan permukaan konstan tekanan

halaman 170

162


menggunakan (10.6) dengan f = 2Ω sinφ: α

∂p 1 ∂p = ∂x ρ ∂x = 2 Ω φ v dosa ∂Φ (p = p 0 ) = 2 Ω v φ sin ∂x

(10.13a) (10.13b)

di mana Φ adalah geopotential di permukaan konstan tekanan. Sekarang mari kita lihat bagaimana data hidrografi digunakan untuk mengevaluasi ∂Φ / ∂x pada permukaan konstan tekanan. Mengintegrasikan (10.12b) antara dua konstan tekanan permukaan (P 1 , P 2 ) di laut seperti yang ditunjukkan pada gambar 10.7 memberikan geopotensial yang Perbedaan antara dua permukaan konstan tekanan. Di stasiun A integrasi memberikan: P Φ (P 1A ) Φ (P 2A ) = ∫ α (S, t, p) dp (10.14) P Volume spesifik anomali ditulis sebagai jumlah dari dua bagian: 2A

1A

α (S, t, p) = α (35, 0, p) + δ

(10.15)

dimana α (35, 0, p) adalah volume spesifik air laut dengan salinitas 35, yang beriklim K arakteristik 0 ◦ C, dan tekanan p. The δ Istilah kedua adalah anomali volume spesifik. Menggunakan (10.15) di (10,14) memberikan: P α (35, 0, p) dp + ∫ δ dp P P Φ (P 1A ) Φ (P 2A ) = (Φ 1 Φ 2 ) std + ΔΦ A Φ (P 1A ) Φ (P 2A ) = ∫

P

2A

2A

1A

1A

mana (Φ 1 Φ 2 ) std adalah jarak geopotential standar antara dua Konstan permukaan tekanan P 1 dan P 2 , dan ΔΦ A = ∫

P

2A

P

δ dp

(10.16)

1A

adalah anomali dari jarak geopotential antara permukaan. Hal ini disebut anomali geopotential. Jarak geometris antara Φ 2 dan Φ 1 adalah numerik sekitar (Φ 2 Φ 1 ) / g mana g = 9.8m / s 2 adalah nilai perkiraan gravitasi. Anomali geopotential jauh lebih kecil, menjadi sekitar 0,1% dari jarak geopotential standar. Pertimbangkan sekarang anomali geopotential antara dua tekanan permukaan P 1 dan P 2 dihitung di dua stasiun hidrografi A dan B jarak L meter terpisah (mencari 10.7). Untuk mempermudah kami menganggap rendah konstan tekanan sur Wajah adalah tingkat permukaan. Oleh karena itu konstantekanan dan permukaan geopotential bertepatan, dan tidak ada kecepatan geostropik pada kedalaman ini. Kemiringan permukaan atas ΔΦ B ΔΦ A = Kemiringan konstan tekanan permukaan P 2 L

halaman 171


129/265

2/9/2017


10.4. ARUS geostropik DARI hidrografi

163

karena jarak geopotential standar yang sama di stasiun A dan B. Kecepatan geostropik di permukaan atas dihitung dari (10.13b) adalah: V =

(ΔΦ B ΔΦ A ) 2Ω L φ sin

(10.17)

di mana V adalah kecepatan di permukaan geopotential atas. Kecepatan V adalah tegak lurus terhadap bidang dari dua stasiun hidrografi dan diarahkan ke bidang angka 10,7 jika aliran ini di belahan bumi utara. Aturan yang berguna praktis adalah bahwa aliran adalah seperti yang hangat, air ringan adalah ke kanan mencari hilir di belahan bumi utara. Perhatikan bahwa saya bisa menghitung kemiringan permukaan konstan tekanan menggunakan ρ densitas bukan α volume spesifik. Saya menggunakan α karena itu adalah umum praktek dalam oseanografi, dan tabel anomali volume spesifik dan komputer kode untuk menghitung anomali yang banyak tersedia. Umum follow praktek terendah dari metode numerik dikembangkan sebelum kalkulator dan komputer yang tersedia, ketika semua perhitungan dilakukan dengan tangan atau dengan kalkulator mekanik dengan bantuan tabel dan nomogram. Karena perhitungan harus dilakukan dengan akurasi beberapa bagian per juta, dan karena semua bidang ilmiah cenderung konservatif, praktek umum terus menggunakan volume spesifik anomali daripada anomali kepadatan. Barotropic dan baroklinik Flow: Jika laut yang homogen dengan con density stant, maka permukaan konstan tekanan akan selalu sejajar dengan permukaan laut, dan kecepatan geostropik akan menjadi independen dari kedalaman. Di hal ini kecepatan relatif adalah nol, dan data hidrografi tidak dapat digunakan untuk mengukur arus geostropik. Jika kepadatan bervariasi dengan kedalaman, tapi tidak dengan jarak horizontal, permukaan konstan tekanan selalu sejajar dengan laut permukaan dan tingkat kepadatan konstan, permukaan isopycnal. Pada kasus ini, aliran relatif juga nol. Kedua kasus adalah contoh dari aliran barotropic. aliran barotropic terjadi ketika tingkat tekanan konstan di laut yang selalu sejajar dengan permukaan kepadatan konstan. Catatan, beberapa penulis sebut vertikal ratarata aliran komponen barotropic aliran. Wunsch (1996: 74) menunjukkan bahwa barotropic digunakan dalam banyak cara yang berbeda bahwa istilah tidak berarti dan tidak boleh digunakan. aliran baroklinik terjadi ketika tingkat tekanan konstan cenderung untuk bertahan wajah kepadatan konstan. Dalam hal ini, kepadatan bervariasi dengan kedalaman dan horisontal posisi. Sebuah contoh yang baik terlihat pada gambar 10.8 yang menunjukkan tingkat konstan density mengubah kedalaman lebih dari 1 km jarak horizontal 100 km di Gulf Stream. aliran baroklinik bervariasi dengan kedalaman, dan skr relatif Iklan dapat dihitung dari data hidrografi. Catatan, konstandensity permukaan tidak dapat cenderung untuk permukaan konstan tekanan untuk cairan saat istirahat. Secara umum, variasi arus di vertikal dapat didekomposisi menjadi Komponen barotropic yang independen dari kedalaman, dan motivasional baroklinik nen yang bervariasi dengan kedalaman.

halaman 172

164


10.5 Contoh Menggunakan Hidrografi data Mari kita sekarang mempertimbangkan perhitungan numerik tertentu kecepatan geostropik menggunakan prosedur yang berlaku umum dari Pengolahan Oceanographic Station Data (jpots Editorial Panel, 1991). Buku ini telah bekerja contoh menggunakan Data hidrografi yang dikumpulkan oleh Endeavor r / v di Atlantik utara. Data dikumpulkan pada Cruise 88 bersama 71 ◦ W seluruh Gulf Stream selatan dari Cape Cod, Massachusetts di stasiun 61 dan 64. Stasiun 61 adalah di Laut Sargasso sisi Gulf Stream dalam air 4260 m dalam. Station 64 adalah utara Teluk Aliran air 3892 m dalam. Pengukuran dilakukan oleh Conductivity SuhuDepthOxygen Profiler, Mark III CTD / 02, yang dibuat oleh Neil Brown Instrumen Sistem. The CTD sampel suhu, salinitas, dan tekanan 22 kali per detik, dan data digital yang ratarata lebih dari 2 interval DBar sebagai CTD itu diturunkan di dalam air. Data ditabulasi pada interval tekanan 2 DBar berpusat pada nilainilai yang aneh tekanan karena pengamatan pertama adalah di permukaan, dan Interval ratarata pertama meluas ke 2 DBar, dan pusat interval pertama adalah pada 1 DBar. Data lebih lanjut dihaluskan dengan filter binomial dan linear diinterpolasi ke tingkat standar dilaporkan dalam tiga kolom pertama tabel 10.2 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

130/265

2/9/2017


dan 10.3. Semua proses dilakukan oleh komputer. δ (S, t, p) di kolom kelima dari tabel 10.2 dan 10.3 dihitung dari nilaiorang UES dari t, S, p dalam lapisan. <Δ> adalah nilai ratarata anomali volume spesifik untuk lapisan antara tingkat tekanan standar. Ini adalah ratarata nilai dari δ (S, t, p) di bagian atas dan bawah lapisan (lih meannilai teorema perhitungannya Terdaftar di cULus). Kolom terakhir (10 5 ΔΦ) adalah produk dari volume spesifik ratarata anomali kali lapisan ketebalan lapisan di decibars. Oleh karena itu, kolom terakhir adalah ΔΦ anomali geopotential dihitung dengan mengintegrasikan (10.16) antara P 1 di bagian bawah setiap lapisan dan P 2 di bagian atas setiap lapisan. Jarak antara stasiun adalah L = 110, 935 m; ratarata Coriolis parameter adalah f = 0,88104 × 10 4 ; dan denominator (10.17) adalah 0,10231 s / m. Ini digunakan untuk menghitung arus geostropik relatif 2000 decibars dilaporkan dalam tabel 10.4 dan diplot pada Gambar 10.8. Perhatikan bahwa tidak ada arus Ekman pada gambar 10.8. arus Ekman tidak geostropik, sehingga mereka tidak memberikan kontribusi langsung kepada topografi. Mereka berkontribusi secara tidak langsung melalui Ekman memompa (lihat gambar 12.7). 10,6 Komentar Currents geostropik Sekarang kita tahu bagaimana menghitung arus geostropik dari hidrografi data, mari kita mempertimbangkan beberapa keterbatasan teori dan teknik. Konversi Velocity Sehubungan dengan data yang Velocity Hidrografi memberikan geostro arus phic relatif terhadap arus geostropik di beberapa tingkat referensi. Bagaimana bisa kami mengubah kecepatan geostropik relatif terhadap kecepatan relatif terhadap bumi? 1. Asumsikan Tingkat tidak Gerak: Secara tradisional, ahli kelautan menganggap ada adalah tingkat tidak ada gerak, kadangkadang disebut permukaan referensi, kirakira 2.000 m di bawah permukaan. Ini adalah asumsi yang digunakan untuk menurunkan arus pada tabel 10.4. Arus diasumsikan nol pada kedalaman ini, dan relatif arus diintegrasikan ke permukaan dan ke bawah untuk

halaman 173

10.6. KOMENTAR ON ARUS geostropik

165

Tabel 10.2 Perhitungan Arus geostropik Relatif. Data dari Endeavor Cruise 88, Station 61 (36 40.03'N, 70 59.59'W; 23 Agustus 1982; 1102Z) Tekanan t S σ (θ) δ (S, t, p) <Δ> ◦ C decibar kg / m 10 m / kg 10 m / kg 0 25,698 35,221 23,296 457,24 457,26 1 25,698 35,221 23,296 457,28 440,22 10 26,763 36,106 23,658 423,15 423,41 20 26,678 36,106 23,658 423,66 423,82 30 26,676 36,107 23,659 423,98 376,23 50 24,528 36,561 24,670 328,48 302,07 75 22,753 36,614 25,236 275,66 257,41 100 21,427 36,637 25,630 239,15 229,61 125 20,633 36,627 25,841 220,06 208,84 150 19,522 36,558 26,086 197,62 189,65 200 18,798 36,555 26,273 181,67 178,72 250 18,431 36,537 26,354 175,77 174,12 300 18,189 36,526 26,408 172,46 170,38 400 17,726 36,477 26,489 168,30 166,76 500 17,165 36,381 26,557 165,22 158,78 600 15,952 36,105 26,714 152,33 143,18 700 13,458 35,776 26,914 134,03 124,20 800 11,109 35,437 27,115 114,36 104,48 900 8,798 35,178 27,306 94,60 80.84 1000 6,292 35,044 27,562 67,07 61,89 1100 5,249 35,004 27,660 56,70 54,64 1200 4,813 34,995 27,705 52,58 51.74 1300 4,554 34,986 27,727 50,90 50.40 1400 4,357 34,977 27,743 49,89 49,73 1500 4,245 34,975 27,753 49,56 49.30 1750 4,028 34,973 27,777 49.03 48,83 2000 3,852 34,975 27,799 48,62 47,77 2500 3,424 34,968 27,839 46,92 45,94 3000 2,963 34,946 27,868 44.96 43.40 3500 2,462 34,920 27,894 41.84 41,93 4000 2,259 34,904 27,901 42.02 ◦

◦

3

8

3

8

3

10 ΔΦ m / s 5

2

2

0,046 0,396 0,423 0,424 0,752 0,755 0,644 0,574 0,522 0,948 0,894 0,871 1,704 1,668 1,588 1,432 1,242 1,045 0,808 0,619 0,546 0,517 0,504 0,497 1,232 1,221 2,389 2,297 2.170 2,097

mendapatkan kecepatan arus sebagai fungsi kedalaman. Ada beberapa eksperimen bukti bahwa tingkat seperti itu ada ratarata untuk arus ratarata (lihat Misalnya, Defant, 1961: 492). https://translate.googleusercontent.com/translate_f

131/265

2/9/2017


Defant merekomendasikan memilih tingkat referensi di mana geser saat ini di vertikal terkecil. Hal ini biasanya dekat 2 km. Hal ini menyebabkan berguna peta arus permukaan karena arus permukaan cenderung lebih cepat dari arus lebih dalam. Gambar 10.9 menunjukkan anomali geopotential dan permukaan arus di Pasifik relatif terhadap tingkat tekanan 1.000 DBar. 2. Gunakan dikenal arus: arus yang diketahui dapat diukur oleh arus

halaman 174

166

BAB 10. ARUS geostropik Tabel 10.3 Perhitungan Arus geostropik Relatif. Data dari Endeavor Cruise 88, Station 64 (37 39.93'N, 71 0.00'W; 24 Agustus 1982; 0203Z) Tekanan t S σ (θ) δ (S, t, p) <Δ> ◦ C decibar kg / m 10 m / kg 10 m / kg 0 26,148 34,646 22,722 512,09 512,15 1 26,148 34,646 22,722 512,21 512,61 10 26,163 34,645 22,717 513,01 512,89 20 26,167 34,655 22,724 512,76 466,29 30 25,640 35,733 23,703 419,82 322,38 50 18,967 35,944 25,755 224,93 185,56 75 15,371 35,904 26,590 146,19 136,18 100 14,356 35,897 26,809 126,16 120,91 125 13,059 35,696 26,925 115,66 111,93 150 12,134 35,567 27,008 108,20 100,19 200 10,307 35,360 27,185 92,17 87,41 250 8,783 35,168 27,290 82,64 79,40 300 8,046 35,117 27,364 76,16 66.68 400 6,235 35,052 27,568 57,19 52,71 500 5.230 35,018 27,667 48,23 46,76 600 5,005 35,044 27,710 45,29 44,67 700 4,756 35,027 27,731 44.04 43,69 800 4,399 34,992 27,744 43.33 43,22 900 4,291 34,991 27,756 43,11 43,12 1000 4,179 34,986 27,764 43,12 43,10 1100 4,077 34,982 27,773 43,07 43,12 1200 3,969 34,975 27,779 43,17 43.28 1300 3,909 34,974 27,786 43,39 43,38 1400 3,831 34,973 27,793 43,36 43,31 1500 3,767 34,975 27,802 43,26 43.20 1750 3.600 34,975 27,821 43,13 43.00 2000 3,401 34,968 27,837 42,86 42,13 2500 2,942 34,948 27,867 41,39 40,33 3000 2,475 34,923 27,891 39,26 39,22 3500 2,219 34,904 27.900 39,17 40.08 4000 2,177 34,896 27,901 40,98 ◦

◦

3

8

3

8

3

10 ΔΦ m / s 5

2

2

0.051 0,461 0,513 0,466 0,645 0,464 0.340 0,302 0.280 0,501 0,437 0,397 0.667 0,527 0,468 0,447 0,437 0,432 0,431 0,431 0,431 0,433 0,434 0,433 1.080 1,075 2,106 2,016 1,961 2,004

meter atau dengan satelit altimetri. Masalah timbul jika arus tidak diukur pada waktu yang sama dengan data hidrografi. Sebagai contoh, Data hidrografi mungkin telah dikumpulkan selama periode bulan untuk dekade, sementara arus mungkin telah diukur selama periode hanya beberapa bulan. Oleh karena itu, hidrografi mungkin tidak konsisten dengan pengukuran saat ini. Kadangkadang arus dan data hidrografi diukur pada waktu yang hampir sama (gambar 10.10). Dalam contoh ini, arus diukur terus menerus oleh ditambatkan meter saat ini (poin) di dalam Barat saat ini batas dan dihitung dari data CTD diambil hanya setelah meter saat dikerahkan dan sebelum mereka

halaman 175


132/265

2/9/2017


10.6. KOMENTAR ON ARUS geostropik

167

Tabel 10.4 Perhitungan Arus geostropik Relatif. Data dari Endeavor Cruise 88, Station 61 dan 64 Tekanan 10 ΔΦ ΣΔΦ 10 ΔΦ ΣΔΦ V decibar m / s pada 61 m / s pada 64 (Nona) 0 0.95 0,046 2,1872 0.051 1,2583 1 2,1826 1,2532 0.95 0,396 0,461 10 2,1430 1,2070 0.96 0,423 0,513 20 0.97 0,424 2,1006 0,466 1,1557 30 2,0583 1,1091 0.97 0,752 0,645 50 1,9830 1,0446 0.96 0,755 0,464 75 1,9075 0,9982 0.93 0,644 0.340 100 1,8431 0,9642 0.90 0,574 0,302 125 1,7857 0,9340 0.87 0,522 0.280 150 0.85 0,948 1,7335 0,501 0,9060 200 1,6387 0,8559 0.80 0,894 0,437 250 1,5493 0,8122 0.75 0,871 0,397 300 1,4623 0,7725 0.71 1,704 0.667 400 1,2919 0,7058 0.60 1,668 0,527 500 1,1252 0,6531 0.48 1,588 0,468 600 0.37 1,432 0,9664 0,447 0,6063 700 0,8232 0,5617 0,27 1,242 0,437 800 0,6990 0,5180 0.19 1,045 0,432 900 0,5945 0,4748 0.12 0,808 0,431 1000 0,5137 0,4317 0.08 0,619 0,431 1100 0,4518 0,3886 0.06 0,546 0,431 1200 0.05 0,517 0,3972 0,433 0,3454 1300 0,3454 0,3022 0.04 0,504 0,434 1400 0,2950 0,2588 0.04 0,497 0,433 1500 0,2453 0,2155 0.03 1,232 1.080 1750 0,1221 0,1075 0.01 1,221 1,075 2000 0.0000 0.0000 0.00 2,389 2,106 2500 0,2389 0,2106 0,03 2,297 2,016 3000 0,4686 0,4123 0,06 2.170 0,6856 1,961 0,6083 3500 0,08 2,097 2,004 4000 0,8952 0,8087 0,09 * Geopotensial anomali terintegrasi dari tingkat DBar 2000. Kecepatan dihitung dari (10.17) pulih (kurva halus). Garis padat adalah saat asumsi tingkat tidak ada gerakan pada 2.000 m, garis putusputus adalah saat disesuaikan dengan menggunakan pengamatan meter arus merapikan untuk berbagai interval sebelum atau sesudah CTD gips. 5

61

2

5

2

*

64

2

2

*

3. Gunakan Konservasi Persamaan: Garis stasiun hidrografi di selat atau cekungan laut dapat digunakan dengan kekekalan massa dan garam untuk menghitung arus. Ini adalah contoh dari masalah terbalik (Wunsch, 1996 menjelaskan penerapan metode inverse dalam oseanografi). Lihat Mercier et al. (2003) untuk penjelasan tentang bagaimana mereka menentukan Sirkulasi

halaman 176

168


0.5 0

Kecepatan (m / s) 0 0,5 1

89

Jumlah stasiun 79

baroklinik 500

27.60 2 7.70

69

26.50 2 6.60 27.00

1000 1500 2000 barotropic https://translate.googleusercontent.com/translate_f

27,8 0 27 . 82 133/265

2/9/2017


Kedalaman (decibars) 2500

27 0,8 4 27,8 6

3000 42

o

40 Lintang utara o

38

o

3500 4000 Gambar 10.8 Kiri saat Relatif sebagai fungsi kedalaman dihitung dari data hidrografi dikumpulkan oleh selatan Endeavor pelayaran dari Cape Cod pada bulan Agustus 1982. The Gulf Stream adalah yang dangkal saat cepat dari 1000 decibars. Kedalaman diasumsikan tidak ada gerak di 2000 decibars. Cross bagian kanan potensi kepadatan σ seluruh Gulf Stream sepanjang 63,66 W dihitung dari data CTD dikumpulkan dari Endeavor pada tanggal 2528 April 1986. The Gulf Stream adalah berpusat pada kontur tebing dangkal dari 1000m antara 40 dan 41 . Melihat bahwa skala vertikal 425 kali skala horisontal. (Data berkontur oleh Lynn Talley, Scripps Institution of Oceanography). θ

◦

◦

◦

culation di lapisan atas dari cekungan timur Atlantik selatan menggunakan data hidrografi dari Ocean World Sirkulasi Percobaan dan pengukuran langsung dari saat ini di model kotak dibatasi oleh inverse teori. Kerugian dari Menghitung Arus dari Hidrografi data skr sewa dihitung dari data hidrografi telah digunakan untuk membuat peta laut arus sejak awal abad 20. Namun demikian, penting untuk meninjau keterbatasan teknik ini. 1. Data Hidrografi dapat digunakan untuk menghitung hanya relatif saat ini untuk saat ini di tingkat lain.

halaman 177

10.6. KOMENTAR ON ARUS geostropik 80

169 80

o

o

60

60

o

o

110

40

o

40

o

110 20

220 210

o

170

130 150 20

180

o

200 190

0

o

20

190

170

0

o

190 200

170 150 180

o

150

20

o

130 40

170 o

40

50 70 90 60

60

o

o

o

80 80 Gambar 10.9. Berarti anomali geopotential relatif terhadap permukaan 1.000 DBar di Pasifik berdasarkan 36.356 pengamatan. Ketinggian anomali dalam sentimeter geopotential. Jika kecepatan di 1.000 DBar yang nol, peta akan topografi permukaan Pasifik. Setelah Wyrtki (1979). 2. Asumsi tingkat tidak ada gerakan mungkin cocok di laut dalam, tetapi biasanya bukan asumsi berguna ketika air dangkal seperti sebagai atas landas kontinen. o


o

134/265

2/9/2017


3. Arus geostropik tidak dapat dihitung dari stasiun hidrografi yang dekat bersamasama. Stasiun harus puluhan kilometer terpisah. Keterbatasan Persamaan geostropik saya mulai bagian ini dengan menunjukkan bahwa keseimbangan geostropik berlaku dengan akurasi yang baik untuk arus yang melebihi beberapa puluh kilometer luasnya dan dengan periode yang lebih besar dari beberapa hari. Itu keseimbangan tidak bisa, bagaimanapun, menjadi sempurna. Jika itu, aliran di laut akan tidak pernah berubah karena keseimbangan mengabaikan percepatan salah aliran. Itu keterbatasan penting dari asumsi geostropik adalah: 1. Arus geostropik tidak dapat berkembang dengan waktu karena keseimbangan mengabaikan

halaman 178

170

BAB 10. ARUS geostropik 2000

6,99

2500 3000 3500 4000 Kedalaman (m) 4500 5000

MOORING 6 (206207) pemulihan

rel 2000 paling cocok 18 XI 1200 1 hari 2 hari 3 hari 5hari * 7 hari

5500 6000 15

10 5 0 5 Utara Kecepatan (cm / s) Gambar 10.10 pengukuran meteran sekarang dapat digunakan dengan pengukuran CTD untuk menentukan saat ini sebagai fungsi kedalaman menghindari kebutuhan untuk asumsi kedalaman tidak gerak. Padat line: profil asumsi kedalaman ada gerakan di 2000 decibars. Garis putusputus: profil disesuaikan setuju dengan arus diukur dengan meter arus 17 hari sebelum pengukuran CTD. (Plot dari Tom Whitworth, Texas A & M University) percepatan arus. Percepatan mendominasi jikadimensi horisontal aksesi kurang dari kirakira 50 km dan waktu kurang dari beberapa hari. Percepatan diabaikan, tapi tidak nol, lebih dari kali lebih lama dan jarak. 2. Saldo geostropik tidak berlaku dalam waktu sekitar 2 ◦ dari khatulistiwa di mana gaya Coriolis pergi ke nol karena dosa φ → 0. 3. Saldo geostropik mengabaikan pengaruh gesekan. Akurasi Strub et al. (1997) menunjukkan bahwa arus dihitung dari satelit pengukuran altimeter lereng permukaan laut memiliki akurasi ± 35 cm / s. Uchida, Imawaki, dan Hu (1998) dibandingkan arus diukur dengan drifter di Kuroshio dengan arus dihitung dari data altimeter satelit asumsi keseimbangan geostropik. Menggunakan lereng lebih dari jarak 12,5 km, mereka menemukan Perbedaan antara kedua pengukuran itu ± 16 cm / s untuk arus hingga 150 cm / s, atau sekitar 10%. Johns, Watts, dan Rossby (1989) mengukur kecepatan Gulf Stream timur laut dari Cape Hatteras dan membandingkan pengukuran dengan kecepatan dihitung dari data hidrografi asumsi keseimbangan geostropik. Mereka menemukan bahwa diukur kecepatan dalam inti dari sungai, pada kedalaman kurang dari 500 m, adalah 1025 cm / s lebih cepat dari kecepatan dihitung dari persamaan geostropik menggunakan kecepatan diukur pada kedalaman 2000 m. Itu kecepatan maksimum dalam inti lebih besar dari 150 cm / s, sehingga kesalahan itu ≈ 10%. Ketika mereka menambahkan pengaruh kelengkungan Gulf Stream, yang menambahkan istilah akselerasi dengan persamaan geostropik, perbedaan kecepatan dihitung dan diamati turun menjadi kurang dari 510 cm / s (≈ 5%).


135/265

2/9/2017


10.7. ARUS DARI BAGIAN hidrografi

171 p

1

z

v1

v2

Tingkat β Permukaan

β

2

ρ

p Sebelah utara Belahan bumi p 2

1

3

ρ

1

p

2

4

γ

x antarmuka Gambar 10.11 Lereng β dari permukaan laut dan γ kemiringan antarmuka antara dua homogen, bergerak lapisan, dengan kerapatan ρ dan ρ di belahan bumi utara. Setelah Neumann dan Pierson (1966: 166) 1

2

10,7 Arus Dari Bagian Hidrografi Baris data hidrografi sepanjang rel kapal sering digunakan untuk menghasilkan con tur plot kepadatan di bagian vertikal di sepanjang trek. Lintasbagian dari arus kadangkadang menunjukkan tajam mencelupkan permukaan kepadatan dengan kontras besar kepadatan di kedua sisi saat ini. Arus baroklinik di bagian dapat diperkirakan dengan menggunakan teknik pertama kali diusulkan oleh Margules (1906) dan de jelaskan oleh Defant (1961: 453). Teknik ini memungkinkan ahli kelautan untuk memperkirakan kecepatan dan arah arus tegak lurus ke bagian dengan cepat melihat di bagian. Untuk menurunkan persamaan Margules ', pertimbangkan lereng ∂z / ∂x dari di stasioner Interface mengambil posisi perintah antara dua massa air dengan kepadatan ρ 1 dan ρ 2 (lihat gambar 10.11). Untuk menghitung perubahan kecepatan di seluruh antarmuka kita asumsikan homogen lapisan kepadatan ρ 1 <ρ 2 yang keduanya berada dalam kesetimbangan geostropik. Meskipun laut tidak memiliki antarmuka ideal yang kita mengasumsikan, dan air massa tidak memiliki kepadatan yang seragam, dan antarmuka antara massa air tidak tajam, konsep ini masih berguna dalam praktek. Perubahan tekanan pada antarmuka: ∂p ∂p δx + δz, ∂x ∂z dan gradien tekanan vertikal dan horisontal diperoleh dari (10,6): δp =

(10,18)

∂p ∂z = ρ 1 g + ρ 1 FV 1

(10,19)

δp 1 = ρ 1 FV 1 δx + ρ 1 g δz δp 2 = ρ 2 fv 2 δx + ρ 2 g δz

(10.20a) (10.20b)

Karena itu:

Kondisi batas memerlukan δp 1 = δp 2 pada antarmuka jika antarmuka adalah tidak bergerak. Menyamakan (10.20a) dengan (10.20b), membaginya dengan δx, dan pemecahan untuk

halaman 180

172


δz / δx memberikan:

δz f ρ 2 v 2 ρ 1 v 1) tan γ = δx ≡ g ( ρ 2 ρ 1 Karena ρ 1 ≈ ρ 2 , dan untuk β kecil dan γ, f ρ 1 g ( ρ 2 ρ 1 ) (v 2 v 1 ) f tanβ 1 = v 1 g f tanβ 2 = v 2 g tan γ ≈


(10.21a) (10.21b) (10.21c)

136/265

2/9/2017


di mana β adalah kemiringan permukaan laut, dan γ adalah kemiringan antarmuka antara dua massa air. Karena perbedaan internal dalam kepadatan kecil, kemiringan sekitar 1000 kali lebih besar dari kemiringan tekanan konstan permukaan. Mempertimbangkan penerapan teknik ke Gulf Stream (gambar 10.8). Dari angka tersebut: φ = 36 ◦ , ρ 1 = 1026,7 kg / m 3 , dan ρ 2 = 1027,5 kg / m 3 pada kedalaman 500 decibars. Jika kita menggunakan σ t = 27,1 permukaan untuk memperkirakan lereng antara dua massa air, kita melihat bahwa permukaan berubah dari kedalaman dari 350 m dengan kedalaman 650 m lebih dari jarak 70 km. Oleh karena itu, tan γ = 4300 × 10 6 = 0,0043, dan Δv = v 2 v 1 = 0,38 m / s. Dengan asumsi v 2 = 0, maka v 1 = 0,38 m / s. Perkiraan kasar ini dari kecepatan dari Gulf Stream membandingkan baik dengan kecepatan pada kedalaman 500 m dihitung dari data hidrografi (tabel 10.4) dengan asumsi tingkat tidak ada gerakan pada 2000 decibars. Kemiringan permukaan konstandensity jelas terlihat pada gambar 10.8. Dan plot permukaan konstandensity dapat digunakan untuk dengan cepat memperkirakan saat ini arah dan nilai kasar untuk kecepatan. Sebaliknya, kemiringan laut permukaan adalah 8.4 × 10 6 atau 0,84 m di 100 km jika kita menggunakan data dari tabel 10.4. Perhatikan bahwa permukaan konstandensity di lereng Gulf Stream ke bawah untuk timur, dan bahwa permukaan laut topografi lereng atas ke timur. Konstan tekanan dan kepadatan konstan permukaan memiliki kemiringan berlawanan. Jika antarmuka tajam antara dua massa air mencapai permukaan, itu adalah depan samudera, yang memiliki sifat yang sangat mirip dengan front atmosfer. Pusaran di sekitar Gulf Stream dapat memiliki core hangat atau dingin (angka ure 10.12). Penerapan metode Margules 'untuk ini pusaran mesoscale memberikan arah aliran. pusaran Anticyclonic (rotasi searah jarum jam di utara yang belahan ern) memiliki core hangat (ρ 1 lebih dalam di pusat eddy daripada tempat lain) dan permukaan konstan tekanan busur ke atas. Secara khusus, permukaan laut lebih tinggi di tengah ring. pusaran topan adalah sebaliknya. 10,8 Pengukuran Lagrangian dari Currents Oseanografi dan cairan mekanik membedakan antara dua teknik untuk mengukur arus: Lagrangian dan Eulerian. teknik Lagrangian mengikuti partikel air. teknik Euler mengukur kecepatan air pada tetap posisi.

halaman 181

10,8. PENGUKURAN Lagrangian OF ARUS

173

p0 p0 p1 ρ p1 p 2 p p3 2 p ρ 3 p ρ 4 p p5 4 p 5 cincin hangatcore cincin dingincore Gambar 10.12 Bentuk konstan tekanan permukaan p dan antarmuka antara dua air massa kepadatan ρ , ρ jika atas berputar lebih cepat dari yang lebih rendah. Kiri: Anticyclonic gerak, eddy hangatcore. Kanan: Siklon, eddy dingincore. Perhatikan bahwa permukaan laut p lereng ke arah pusat cincin hangatcore, dan permukaan konstandensity lereng ke arah pusat. Lingkaran dengan dot adalah saat menuju pembaca, lingkaran dengan salib adalah saat ini jauh dari pembaca. Setelah Defant (1961: 466). teknik Teknik Lagrangian dasar melacak posisi drifter sebuah de menandatangani mengikuti paket air baik di permukaan atau lebih dalam air kolom. Kecepatan ratarata selama beberapa periode dihitung dari kejauhan antara posisi pada awal dan akhir periode dibagi dengan periode. Kesalahan adalah karena: 1. Kegagalan drifter untuk mengikuti sebidang air. Kami berasumsi drifter tinggal di sebidang air, tapi angin bertiup di float permukaan permukaan drifter dapat menyebabkan drifter untuk bergerak relatif terhadap air. 2. Kesalahan dalam menentukan posisi drifter tersebut. 3. kesalahan Sampling. Drifters pergi hanya mana drifter ingin pergi. dan drifter ingin pergi ke zona konvergen. Oleh karena itu drifter cenderung menghindari daerah aliran yang berbeda. ρ

1

1

2

2

i

1

2

0

Satelit Dilacak Permukaan Drifters Permukaan drifter terdiri dari parasut pesawat ditambah mengapung. Posisinya ditentukan oleh sistem Argos pada satelit meteorologi (Swenson dan Shaw, 1990) atau dihitung dari data gps dicatat terus menerus oleh pelampung dan disampaikan ke pantai. pelampung Argosdilacak membawa pemancar radio dengan frekuensi sangat stabil F 0 . Sebuah penerima satelit menerima sinyal dan menentukan Doppler yang bergeser F sebagai fungsi waktu t (gambar 10.13). Frekuensi Doppler adalah https://translate.googleusercontent.com/translate_f

137/265

2/9/2017


dR F 0 + F 0 dt c di mana R adalah jarak ke pelampung, c adalah kecepatan cahaya. Semakin dekat pelampung ke satelit yang lebih cepat perubahan frekuensi. Ketika F = F 0 yang rentang minimum. Ini adalah waktu pendekatan terdekat, dan satelit ini vektor kecepatan tegak lurus terhadap garis dari satelit untuk pelampung. Itu waktu pendekatan terdekat dan tingkat waktu perubahan frekuensi Doppler pada waktu yang memberikan posisi pelampung relatif terhadap orbit dengan 180 ◦ ambiguitas (B dan BB pada gambar). Karena orbit yang akurat diketahui, dan karena pelampung dapat diamati berkalikali, posisinya dapat ditentukan tanpa kemenduaan. F =

halaman 182

174


E K

A2 A1

BB

B

F F

0

t

Gambar 10.13 Sistem Argos menggunakan sinyal radio yang ditransmisikan dari pelampung permukaan untuk menentukan posisi pelampung. Sebuah satelit menerima sinyal dari pelampung B. Tingkat waktu perubahan sinyal, pergeseran Doppler F, adalah fungsi dari posisi pelampung dan jarak dari track satelit. Perhatikan bahwa pelampung di BB akan menghasilkan pergeseran Doppler sama dengan Pelampung di B. mencatat sinyal Doppler ditransmisikan ke stasiun tanah E, yang relay informasi ke pusatpusat pengolahan A melalui stasiun kontrol K. Setelah Dietrich et al. (1980: 149). Akurasi posisi dihitung tergantung pada stabilitas fre yang quency dikirimkan oleh pelampung. Sistem Argos trek pelampung dengan ac wilayah gereja dari ± (12) km, mengumpulkan 18 posisi per hari tergantung pada garis lintang. Karena 1 cm / s ≈ 1 km / hari, dan karena nilainilai khas arus di laut kisaran 1200 sentimeter per detik, ini adalah sangat berguna ketepatan. HoleySock Drifters yang paling banyak digunakan, drifter satelitdilacak adalah berlubangkaus kaki drifter. Ini terdiri dari parasut silinder kain 1 m dengan diameter 15 m panjang dengan 14 lubang besar dipotong di sisi. Berat parasut ini didukung oleh pelampung set 3 m di bawah permukaan. float terendam adalah ditambatkan untuk pelampung permukaan sebagian terendam membawa pemancar Argos. Pelampung dirancang untuk Program Permukaan Velocity dan ekstensif diuji. Niiler et al. (1995) dengan hatihati diukur tingkat di mana angin yang bertiup di float permukaan menarik parasut melalui air, dan mereka menemukan bahwa pelampung bergerak 12 ± 9 ◦ ke kanan angin dengan kecepatan D U s = (4,32 ± 0,67 ×) 10 2 U 10 DAR + (11.04 ± 1.63) DAR

(10.22)

mana DAR adalah rasio daerah tarik didefinisikan sebagai daerah drag parasut dibagi dengan jumlah daerah tether drag dan daerah tarik permukaan float, dan D adalah


138/265

2/9/2017


halaman 183


175

Perbedaan dalam kecepatan air antara bagian atas parasut pesawat silinder dan bagian bawah. Drifters biasanya memiliki DAR dari 40, dan drift U s <1 cm / s untuk U 10 <10 m / s. Argo Mengapung Mengapung bawah permukaan yang paling banyak digunakan adalah Argo mengapung. Itu mengapung (gambar 10.14) dirancang untuk siklus antara permukaan dan beberapa pra bertekad mendalam. Kebanyakan mengapung melayang selama 10 hari di kedalaman 1 km, tenggelam ke 2 km, kemudian naik ke permukaan. Sementara naik, mereka profil suhu dan salinitas sebagai fungsi dari tekanan (kedalaman). Mengapung tetap di permukaan selama beberapa jam, relay data ke pantai melalui sistem Argos, kemudian tenggelam lagi untuk 1 km. Setiap mengambang membawa daya yang cukup untuk mengulangi siklus ini selama beberapa tahun. float sehingga langkahlangkah arus di kedalaman 1 km dan distribusi kepadatan di atas laut. Tiga ribu mengapung Argo sedang dikerahkan di semua bagian dari laut untuk Global Samudera data Asimilasi Percobaan godae. Argos Port Antena Pelabuhan evakuasi

dari internal Waduk

Camping Disk

Motor internal Reservoir Lempeng goyangan Argos Transmitter Inlet Saluran SelfPriming internal controller dan Saluran Waduk Papan sirkuit 70 cm seher mikroprosesor menempel Valve Satu arah Paket baterai Check Valve Paket pompa Battery Motor Descending Negara Menyaring Pompa hidrolik menempel Valve tekanan Kasus Argos ascending Negara Antena

107 cm

17cm kandung kemih eksternal Gambar 10.14 The Autonomous Lagrangian Sirkulasi Explorer (ALACE) mengapung adalah prototipe untuk Argos mengapung. Mengukur arus pada kedalaman 1 km. Kiri: Skema drifter. Untuk naik, pompa hidrolik bergerak minyak dari reservoir internal untuk eksternal kandung kemih, mengurangi kepadatan drifter ini. Turun, katup menempel dibuka untuk memungkinkan minyak mengalir kembali ke reservoir internal. antena dipasang pada topi akhir. Kanan: Diperluas skema dari sistem hidrolik. motor berputar piring penggerak goyangan piston yang memompa minyak hidrolik. Setelah Davis et al. (1992). Pengukuran Lagrangian Menggunakan pelacak Metode yang paling umum untuk mengukur aliran di laut dalam adalah untuk melacak paket air yang mengandung molekul yang tidak biasanya ditemukan di laut. Berkat tes bom atom di tahun 1950an dan peningkatan eksponensial terbaru dari chlorofluorocarbon di di tersebut mosphere, pelacak tersebut telah diperkenalkan ke laut dalam jumlah besar. Lihat §13.4 untuk daftar pelacak yang digunakan dalam oseanografi. Distribusi jejak

halaman 184

176

BAB 10. ARUS geostropik 10 0

o

1000 2000 3000 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

0

o

10 2

o

20 4

o

30 5

o

40

50 6 5 4 3 2

o

o

60

70

o

1 0.8 0.6 2 0,20,4 0.60.82 Western Atlantik Utara (1972)

80

o

H

2

o

3 1 0.8 L 0.8 H 0.8 L 0.8 139/265

2/9/2017


Kedalaman (m) 4000

1

5000 6000 10 0

o

1000

0

o

10

o

20

o

2

30 4 3 o

40

o

4H 3L

50

o

4 3

70 54 3 2 o

3000 Western Atlantik Utara (1981) 0.6 1 0,2 0,4 Kedalaman (m) 4000 0.8 2

80 5

o

1

2

2000

5000

60

o

2 3

0,2

6000 Gambar 10.15 Distribusi tritium sepanjang bagian melalui cekungan barat di utara Atlantic, diukur pada tahun 1972 (Top) dan diukur kembali pada tahun 1981 (Bawah). Unit tritium unit, di mana satu unit tritium adalah 10 (atom tritium) / (atom hidrogen) dikoreksi ke tingkat aktivitas yang akan telah diamati pada tanggal 1 Januari 1981. Bandingkan angka ini dengan kepadatan di laut yang ditunjukkan pada Gambar 13.10. Setelah Toggweiler (1994). 18

molekul digunakan untuk menyimpulkan gerakan air. Teknik ini espe cially berguna untuk menghitung kecepatan massa air dalam ratarata selama beberapa dekade dan untuk mengukur bergolak pencampuran dibahas di §8.4. Distribusi molekul jejak dihitung dari konsentrasi molekul dalam sampel air yang dikumpulkan pada bagian hidrografi dan survei. Karena pengumpulan data adalah mahal dan lambat, ada beberapa diulang bagian. Gambar 10.15 menunjukkan dua peta distribusi tritium di Atlantik utara dikumpulkan di 19721973 oleh Program Geosecs dan pada tahun 1981, sebuah

halaman 185



177

140/265

2/9/2017


Gambar 10.16 suhu laut dan pola arus digabungkan dalam analisis AVHRR ini. arus permukaan dihitung dengan melacak perpindahan termal kecil atau sedimen fitur antara sepasang gambar. Sebuah directional Filter tepiperangkat tambahan diterapkan di sini untuk menentukan baik massa air yang berbeda. air hangat berbayang lebih gelap. Dari Ocean Imaging, Solana Beach, California, dengan izin. dekade kemudian. Bagian menunjukkan bahwa tritium, diperkenalkan ke atmosfer selama tes bom atom di atmosfer pada 1950an sampai 1972, menembus untuk kedalaman di bawah 4 km hanya utara dari 40 ◦ N 1971 dan 35 ◦ N oleh 1981. Ini menunjukkan bahwa arus dalam yang sangat lambat, sekitar 1,6 mm / s dalam contoh ini. Karena arus yang mendalam begitu kecil, kita bisa mempertanyakan proses apa yang bertanggung jawab atas distribusi diamati pelacak. Kedua difusi turbulen dan adveksi oleh arus dapat sesuai dengan pengamatan. Oleh karena itu, tidak mencari 10.15 memberikan arus ratarata di Atlantik dalam, atau difusi turbulen tritium?

halaman 186

178


tracer lain yang berguna adalah suhu dan salinitas air. Aku akan con sider pengamatan ini di §13.4 di mana saya menjelaskan metode inti untuk mempelajari sirkulasi dalam. Di sini, saya perhatikan bahwa AVHRR pengamatan suhu permukaan laut merupakan sumber tambahan informasi tentang arus. gambar inframerah berurutan dari suhu permukaan yang digunakan untuk menghitung perpindahan dari fitur dalam gambar (mencari 10.16). Teknik ini terutama berguna untuk mengamati variabilitas arus dekat pantai. Tanah memberikan referensinya poin selisih dari yang perpindahan dapat dihitung secara akurat, dan besar kontras suhu dapat ditemukan di berbagai daerah di beberapa musim. Ada dua keterbatasan penting. 1. Banyak daerah memiliki tutupan awan yang luas, dan laut tidak bisa dilihat. 2. Arus terutama sejajar dengan front suhu, dan arus yang kuat bisa ada di sepanjang front meskipun depan tidak bisa bergerak. Oleh karena itu penting untuk melacak gerakan pusaran kecil tertanam dalam aliran dekat depan dan bukan posisi depan. Karet Duckie Spill Pada tanggal 10 Januari 1992 12.2m wadah dengan 29.000 bak mainan, termasuk bebek karet (disebut karet duckies oleh anakanak) dicuci ke laut dari kapal kontainer di 44,7 ◦ N, 178,1 ◦ E (gambar 10.17). Sepuluh 170 170 150 o

o

o

130

o

110

o

Sitka

60

Amerika Utara

o

Laut Bering 50

o

asal 40 Toy Spill o

Utara Samudera Pasifik 30

o

20

o

19921994 19591964 19841986 19611963 19901992

Hawai 10

o

Gambar 10.17 Lintasan yang tumpah bebek karet akan diikuti seandainya mereka tumpah pada 10 Januari dari tahun yang berbeda. Lima lintasan dipilih dari satu set 48 simulasi tumpahan setiap tahun antara tahun 1946 dan 1993. lintasan dimulai pada Januari 10 dan berakhir dua tahun kemudian (simbol padat). simbol abuabu menunjukkan posisi November 16 tahun dari tumpahan. Lingkaran abuabu memberikan lokasi tempat bebek karet pertama kali datang darat dekat Sitka pada tahun 1992. Kode di kiri bawah memberikan tanggal lintasan. Setelah Ebbesmeyer dan Ingraham (1994).


141/265

2/9/2017


halaman 187

10.9. PENGUKURAN Eulerian

179

bulan kemudian mainan mulai mencuci darat dekat Sitka, Alaska. Sebuah acci serupa penyok pada 27 Mei 1990 merilis 80.000 Nikesepatu merek pada 48 ◦ N, 161 ◦ W saat Gelombang dicuci kontainer dari Carrier Hansa. Tumpahan dan pemulihan akhirnya mainan dan sepatu terbukti baik tes dari model numerik untuk menghitung lintasan tumpahan minyak dikembangkan oleh Ebbesmeyer dan Ingraham (1992, 1994). Mereka menghitung trajec mungkin Tories mainan tumpah menggunakan Samudra Surface sekarang Simulasi oscurs model numerik didorong oleh angin dihitung dari Armada Numerik Oceanog data harian raphy Center permukaan laut tekanan. Setelah memodifikasi perhitungan mereka dengan meningkatkan koefisien windage oleh 50% untuk mainan dan dengan mengurangi angle mereka fungsi defleksi oleh 5 ◦ , perhitungan mereka secara akurat memprediksi kedatangan mainan dekat Sitka, Alaska pada tanggal 16 November 1992, sepuluh bulan setelah tumpahan. 10.9 Pengukuran Eulerian pengukuran Eulerian yang dibuat oleh berbagai jenis instrumen pada kapal dan tambatan. Tambatan (mencari 10.18) ditempatkan di dasar laut oleh kapalkapal. tambatan dapat berlangsung selama berbulanbulan untuk lebih dari satu tahun. Karena mooring harus dikerahkan dan ditemukan oleh kapal penelitian laut dalam, teknik ini mahal Permukaan laut Cahaya, Radio, & Lampung

Permukaan laut

Chafe Rantai Instrumen

Kawat Kawat Kawat Nilon Nilon

kawat 20m Chafe Rantai 5m Chafe Rantai 3m

1/2 "Rantai Kawat (Typ. 20m) Radio, Light, & Lampung Radio Top Apung Instrumen (Typ. 20 shperes) kawat 20m Instrumen Instrumen Kawat Instrumen Kawat untuk 2000m Kawat menengah Apung Instrumen (Typ. 10 bola) kawat 20m Instrumen Instrumen Kawat menengah Apung BackupPemulihan Bagian (Typ. 6 bola) 6 "atau 7" bola kaca di kawat 20m Instrumen Hardhats rantai Kawat backup Pemulihan (Typ. 35 Spheres) daya apung Rilis akustik (Typ. 15 bola) Kawat Jangkar Tag LineNylon Melepaskan (Typ. 20m) Jangkar Tag line 5m Chafe Rantai Nylon (Typ. 20m) Jangkar Jangkar (Typ. 3000lb.)(Typ. 2000lb.) 3m Chafe Rantai

Gambar 10.18 Kiri: Contoh mooring permukaan jenis dikerahkan oleh Woods Hole Oceanographic Institution ini Buoy Group. Kanan: Contoh mooring bawah permukaan dikerahkan oleh kelompok yang sama. Setelah Baker (1981: 410411).

halaman 188

180


dan beberapa tambatan sekarang sedang dikerahkan. The mooring bawah permukaan ditampilkan pada hak pada gambar lebih disukai karena beberapa alasan: tidak memiliki permukaan mengapung yang dipaksa oleh frekuensi tinggi, kuat, arus permukaan; mooring adalah keluar penglihatan dan tidak menarik perhatian nelayan; dan pengapungan adalah biasanya cukup dalam untuk menghindari tertangkap oleh jaring ikan. pengukuran yang dilakukan dari tambatan memiliki kesalahan karena: 1. Mooring gerak. tambatan bawah permukaan bergerak sedikit. tambatan permukaan di https://translate.googleusercontent.com/translate_f

142/265

2/9/2017


arus yang kuat bergerak paling, dan jarang digunakan. 2. Sampling yang tidak memadai. Tambatan cenderung tidak bertahan cukup lama untuk memberikan ac perkiraan pendeta dari kecepatan ratarata atau variabilitas dari kecepatan. 3. Fouling dari sensor oleh organisme laut, terutama instrumen de nganggur selama lebih dari beberapa minggu dekat dengan permukaan. AkustikDoppler Meter sekarang dan profiler yang paling umum Uni Eropa pengukuran Lerian arus yang dibuat menggunakan suara. Biasanya, saat ini meter atau profiler mentransmisikan suara dalam tiga atau empat balok sempit menunjuk arah yang berbeda. Plankton dan gelembung kecil mencerminkan suara kembali ke in the strument. Pergeseran Doppler dari suara tercermin sebanding dengan radial komponen kecepatan apapun mencerminkan suara. Dengan menggabungkan data dari tiga atau empat balok, kecepatan horizontal saat ini dihitung asumsi gelembung dan plankton tidak bergerak relatif sangat cepat ke air. Dua jenis meter saat akustik yang banyak digunakan. The Acoustic Doppler Profiler saat ini, yang disebut ADCP itu, mengukur pergeseran Doppler dari suara tercermin dari air pada berbagai jarak dari instrumen menggunakan balok suara pro menolaknya ke dalam air seperti radar mengukur pencar radio sebagai fungsi dari berbagai menggunakan balok radio diproyeksikan ke udara. Data dari balok digabungkan untuk memberikan profil dari kecepatan arus sebagai fungsi jarak dari instrumen tersebut ment. Di kapal, balok menunjuk diagonal ke bawah pada 34 horisontal sudut relatif terhadap haluan kapal. Bottommount meter menggunakan balok menunjuk diagonal ke atas. instrumen kapalkapal yang banyak digunakan untuk profil arus dalam 200 ke 300 m dari permukaan laut saat kapal steams antara stasiun hidrografi. Karena kapal bergerak relatif ke bawah, kecepatan kapal dan orientasi harus diketahui secara akurat. Data gps telah memberikan informasi ini sejak 1990an. AkustikDoppler meter saat ini jauh lebih sederhana daripada ADCP itu. Mereka mengirimkan balok terus menerus suara untuk mengukur kecepatan dekat saat ini ke meter, bukan sebagai fungsi jarak dari meter. Mereka ditempatkan di tambatan dan kadangkadang pada CTD a. Instrumen pada tambatan kecepatan rekor sebagai fungsi waktu selama beberapa hari atau bulan. The Aanderaa saat meteran (mencari 10,19) pada gambar adalah contoh dari jenis ini. Instrumen pada arus profil ctds dari permukaan ke bawah di stasiun hidrografi. 10.10 Konsep Penting 1. Distribusi Tekanan hampir justru tekanan hidrostatik diperoleh dengan asumsi laut sedang beristirahat. Tekanan karena itu dihitung sangat

halaman 189

10.10. KONSEP PENTING

181 mooring Baris

RCM Acoustic Doppler Sensor sekarang Sensor opsional: Oksigen Tekanan Suhu Kekeruhan elektronik dan Penyimpanan data

mooring Baris Gambar 10.19 Contoh meter saat akustik tertambat, RCM 9 diproduksi oleh Aanderaa Instruments. Dua komponen kecepatan horizontal diukur oleh akustik sistem, dan arah yang direferensikan ke utara menggunakan kompas efek Hall internal. Itu elektronik, perekam data, dan baterai berada di perumahan tekanantahan. akurasi ± 0,15 cm / s dan ± 5 . (Courtesy Aanderaa Instrumen) ◦

akurat dari pengukuran suhu dan konduktivitas sebagai fungsi sebuah tion tekanan menggunakan persamaan keadaan air laut. hidrografi Data memberikan relatif, bidang tekanan internal laut. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

143/265

2/9/2017


2. Arus di laut dalam keseimbangan hampir tepat geostropik kecuali aliran di lapisan batas atas dan bawah. Coriolis memaksa hampir persis menyeimbangkan gradien tekanan horizontal. 3. Satelit pengamatan altimetrik dari topografi laut memberikan sur yang menghadapi arus geostropik. Perhitungan topografi membutuhkan akurat geoid tingkat. Jika geoid tidak diketahui, altimeter dapat mengukur perubahan topografi sebagai fungsi waktu, yang memberikan perubahan permukaan arus geostropik. 4. Topex / Poseidon dan Jason adalah sistem altimeter paling akurat, dan mereka dapat mengukur topografi atau perubahan topografi dengan akurat cabul dari ± 4 cm. 5. Data Hidrografi digunakan untuk menghitung arus geostropik internal yang di laut relatif terhadap arus dikenal pada tingkat tertentu. Tingkat dapat arus permukaan diukur dengan altimetri atau tingkat diasumsikan tidak ada gerak pada kedalaman di bawah 12 km. 6. Arus di laut yang independen dari kedalaman disebut aliran barotropic,

halaman 190

182

BAB 10. ARUS geostropik aliran yang tergantung pada kedalaman disebut aliran baroklinik. Data hidrografi hanya memberikan aliran baroklinik.

7. aliran geostropik tidak dapat berubah dengan waktu, sehingga aliran di laut tidak persis geostropik. Metode geostropik tidak berlaku untuk arus di khatulistiwa di mana gaya Coriolis lenyap. 8. Lereng konstan kerapatan atau suhu permukaan terlihat pada penampang laut dapat digunakan untuk memperkirakan kecepatan aliran melalui bagian. 9. teknik Lagrangian mengukur posisi sebidang air di lautan. posisi dapat ditentukan dengan menggunakan drifter permukaan atau bawah permukaan mengapung, atau pelacak kimia seperti tritium. 10. teknik Euler mengukur kecepatan aliran melewati suatu titik di laut. Kecepatan aliran yang dapat diukur dengan menggunakan tertambat meter saat ini atau profiler kecepatan akustik di kapal, ctds atau tambatan.


144/265

2/9/2017


halaman 191

Bab 11

Angin Driven Samudra Sirkulasi

Apa yang mendorong arus laut? Pada awalnya, kita mungkin menjawab, angin. Tapi jika kita berpikir lebih hatihati tentang pertanyaan, kita mungkin tidak begitu yakin. Kita mungkin melihat, misalnya, bahwa arus yang kuat, seperti Utara Khatulistiwanegara tercurrents di Atlantik dan Samudera Pasifik pergi melawan angin. navigator Spanyol di abad ke16 melihat arus utara yang kuat sepanjang pantai Florida yang tampaknya tidak terkait dengan angin. Bagaimana ini bisa terjadi? Dan, mengapa arus yang kuat ditemukan lepas pantai dari pantai timur tetapi tidak lepas pantai dari pantai barat? Jawaban untuk pertanyaan yang dapat ditemukan dalam serangkaian tiga makalah yang luar biasa diterbitkan dari tahun 1947 ke 1951. Pada pertama, Harald Sverdrup (1947) menunjukkan bahwa sirkulasi di kilometer atas atau lebih dari laut secara langsung berhubungan dengan curl dari stres angin jika gaya Coriolis bervariasi dengan lintang. Henry Stommel (1948) menunjukkan bahwa sirkulasi dalam gyres samudera asimetris juga karena gaya Coriolis bervariasi dengan lintang. Akhirnya, Walter Munk (1950) menambahkan viskositas eddy dan dihitung sirkulasi lapisan atas dari Pasifik. Bersama tiga ahli kelautan meletakkan dasardasar untuk modern teori sirkulasi laut. 11.1 Sverdrup Teori dari Circulation Oceanic Sementara Sverdrup sedang menganalisis pengamatan arus khatulistiwa, ia datang upon (11,6) di bawah berkaitan curl dari stres angin untuk transportasi massal dalam laut atas. Untuk mendapatkan hubungan, Sverdrup diasumsikan bahwa aliran ini stasioner, bahwa gesekan lateral dan viskositas molekul kecil, yang nonlinear istilah seperti u ∂u / ∂x kecil, dan bahwa turbulensi dekat permukaan laut dapat dijelaskan menggunakan viskositas eddy vertikal. Dia juga beranggapan bahwa angindriven sirkulasi hilang di beberapa kedalaman tidak gerak. Dengan asumsi tersebut, komponen horizontal persamaan momentum dari 8,9 dan 8,12 menjadi: ∂p ∂t xz = Fρv + ∂x ∂z

(11.1a)

183

halaman 192

184

BAB 11. ANGIN DRIVEN OCEAN SIRKULASI

∂p ∂t yz (11.1b) ∂y = fρu + ∂z Sverdrup terintegrasi persamaan ini dari permukaan ke kedalaman D sama atau lebih besar dari kedalaman di mana gradien tekanan horisontal menjadi https://translate.googleusercontent.com/translate_f

145/265

2/9/2017


nol. Ia mendefinisikan:

∫ 0D ∂p ∂P = dz, ∂x ∂x M x ≡

∫ 0D

∫ 0D ∂p ∂P = dz, ∂y ∂y

ρu (z) dz,

∫ 0D

M y ≡

(11.2a)

ρv (z) dz,

(11.2b)

di mana M x , M y adalah massa mengangkut di lapisan angindriven memperpanjang bawah untuk kedalaman diasumsikan tidak ada gerak. Kondisi batas horisontal di permukaan laut adalah stres angin. Di mendalam D stres adalah nol karena arus pergi ke nol: T xz (0) = T x T yz (0) = T y

T xz (D) = 0 T yz (D) = 0

(11.3)

di mana T x dan T y adalah komponen dari stres angin. Menggunakan definisi ini dan kondisi batas, (11.1) menjadi: ∂P = F M y + T x ∂x ∂P ∂y = f M x + T y

(11.4a) (11.4b)

Dalam cara yang sama, Sverdrup terintegrasi persamaan kontinuitas (7.19) selama kedalaman vertikal yang sama, dengan asumsi kecepatan vertikal di permukaan dan di kedalaman D Adalah nol, untuk mendapatkan: ∂M x ∂M y + = 0 (11.5) ∂x ∂y Membedakan (11.4a) sehubungan dengan y dan (11.4b) terhadap x, sub membagibagikan brosur, dan menggunakan (11,5) memberikan: ∂t y ∂t x ∂x ∂y β M y = keriting z (T) β M y =

(11.6)

di mana β ≡ ∂f / ∂y adalah laju perubahan Coriolis parameter dengan lintang, dan mana keriting z (T) adalah komponen vertikal curl dari stres angin. Ini adalah hasiltransportasi massal utara penting dan mendasar arus angin didorong adalah sama dengan curl dari stres angin. Perhatikan bahwa Sverdrup diizinkan f bervariasi dengan lintang. Kami akan lihat nanti bahwa ini adalah penting.

halaman 193

11.1. TEORI Sverdrup'S OF THE SIRKULASI OCEANIC

30

o

20

o

15 15

10

o

0

o

10

Garis gaya Massa Mengangkut Batas Counter Arus Nilai fungsi aliran, Ψ, diberikan dalam satuan 10 metrik ton / sec

5

10

10

0

5

15

10 5 10 5 20

15

10

5

185

0

0

0

0

o

15 5 10 20 150 140 130 120 110 100 90 80 Gambar 11.1 arus transportasi massal di Pasifik timur dihitung dari teori Sverdrup menggunakan ratarata stres angin tahunan. Setelah Reid (1948). 25

160

o

o

o

o

Kami menghitung ß dari β ≡

o

o

o

o

∂f 2 Ω cosφ = ∂y R

o

(11.7)

di mana R adalah radius bumi dan φ adalah lintang. Selama lebih dari laut terbuka, terutama di daerah tropis, angin zonal https://translate.googleusercontent.com/translate_f

146/265

2/9/2017


dan ∂t y / ∂x cukup kecil yang M y ≈

1 ∂t x β ∂y

(11.8)

Mengganti (11,8) ke (11,5), dengan asumsi β bervariasi dengan lintang, Sverdrup ob terkandung: ∂M x 1 ∂t x ∂ 2 T x tanφ + (11.9) ∂x = 2 Ω cosφ ( ∂y ∂y 2 R) Sverdrup terintegrasi persamaan ini dari batas timur utaraselatan di x = 0, dengan asumsi tidak ada aliran ke batas. Hal ini memerlukan M x = 0 pada x = 0. Kemudian Δx ∂t x ∂ 2 T x M x = (11.10) 2 Ω cosφ [< ∂y> tan φ + < ∂y 2 > R] mana Δx adalah jarak dari batas timur cekungan laut, dan kurung menunjukkan ratarata zonal dari stres angin (mencari 11.1). Untuk menguji teorinya, Sverdrup angkutan dibandingkan dihitung dari dikenal angin di Pasifik tropis timur dengan transportasi dihitung dari hidro data grafis dikumpulkan oleh Carnegie dan Bushnell pada bulan Oktober dan November 1928, 1929, dan 1939 antara 34 ◦ N dan 10 ◦ S dan antara 80 ◦ W dan 160 ◦ W.

halaman 194

186

BAB 11. ANGIN DRIVEN OCEAN SIRKULASI Lintang 25

Lintang 25

20

utara Khatulistiwa 20 Arus

15

15

10

10 utara Khatulistiwa kontra sekarang 5

5

M M 3 5 50 30 10 10 30 50 70 Ke arah timur Ke utara Barat 5 South Equatorial Arus 10 10 Gambar 11.2 transportasi massal di Pasifik timur dihitung dari teori Sverdrup menggunakan angin diamati dengan 11,8 dan 11,10 (garis solid) dan tekanan dihitung dari hidrografi data dari kapal dengan 11,4 (titik). Transportasi di ton per detik melalui bagian satu meter lebar memanjang dari permukaan laut hingga kedalaman satu kilometer. Perhatikan perbedaan dalam skala antara M dan M . Setelah Reid (1948). Data hidrografi yang digunakan untuk menghitung P dengan mengintegrasikan dari kedalaman D = 1000 m. perbandingan, angka 11,2, menunjukkan tidak hanya bahwa transportasi dapat secara akurat dihitung dari angin, tetapi juga bahwa teori memprediksi arus angindriven akan melawan angin. y

7 5 3 1 Arah selatan 5

y

x

1

x

Komentar Solusi Sverdrup ini 1. Sverdrup diasumsikan i) aliran internal di laut adalah geostropik; ii) ada adalah kedalaman seragam tidak ada gerak; dan iii) transportasi Ekman adalah benar. saya diperiksa teori Ekman dalam Bab 9, dan keseimbangan geostropik di Bab 10. Kita tahu sedikit tentang kedalaman ada gerakan di daerah tropis Pasifik. 2. Solusi yang terbatas pada sisi timur laut karena M x tumbuh dengan x. Hasilnya berasal dari mengabaikan gesekan yang akhirnya akan menyeimbangkan aliran angindriven. Namun demikian, solusi Sverdrup telah digunakan untuk menggambarkan sistem global dari arus permukaan. solusi diterapkan di seluruh setiap cekungan sampai ke batas barat baskom. Ada, kekekalan massa dipaksa oleh termasuk utaraselatan arus terbatas tipis, lapisan batas horisontal (gambar 11.3). 3. Hanya satu syarat batas dapat dipenuhi, ada aliran melalui timur batas. deskripsi lebih lengkap dari aliran memerlukan lebih lengkap persamaan. 4. Solusi tidak memberikan distribusi vertikal saat ini. 5. Hasil itu berdasarkan data dari dua kapal pesiar ditambahasumsi data angin ratarata suming kondisi mapan. Kemudian perhitungan oleh Leetmaa, McCreary, dan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

147/265

2/9/2017


halaman 195

11.1. TEORI Sverdrup'S OF THE SIRKULASI OCEANIC

187 0

0

40

20

o

20

20

0

o

0 0

20 0

10

o

20 40

0

0 20

o

60

0 20

30

40

20

o

30 60 90 120 150 180 150 120 90 60 30 0 Gambar 11.3 Depthterintegrasi Sverdrup transportasi diterapkan secara global menggunakan tegangan angin dari Hellerman dan Rosenstein (1983). Interval kontur adalah 10 Sverdrups. Setelah Tomczak dan Godfrey (1994: 46). o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Moore (1981) menggunakan lebih data angin barubaru ini menghasilkan solusi dengan laut variabilitas musiman yang setuju dengan baik dengan pengamatan yang disediakan tingkat tidak ada gerak di 500 m. Jika mendalam lagi dipilih, hasilnya tidak baik. 6. Wunsch (1996: §2.2.3) setelah memeriksa dengan saksama bukti untuk Sver keseimbangan DRUP di laut menyimpulkan kita tidak memiliki informasi yang cukup untuk menguji teori. Dia menulis Tujuan dari diskusi panjang ini belum untuk tidak menyetujui validitas keseimbangan Sverdrup. Sebaliknya, itu adalah untuk menekankan kesenjangan umum yang ada di oseanografi antara yang masuk akal dan attrac tive ide teoritis dan kemampuan untuk menunjukkan nya kuantitatif penerapan aliran samudera yang sebenarnya fields.Wunsch (1996). Wunsch, bagaimanapun, catatan Hubungan Sverdrup ini jadi pusat teori laut circu lation bahwa hampir semua diskusi menganggap itu akan berlaku tanpa komentar sama sekali dan melanjutkan untuk menghitung konsekuensi untuk tinggi memesan dinamika ... sulit untuk melebihlebihkan pentingnya Sverdrup balance.Wunsch (1996). Namun kesenjangan menyusut. Pengukuran stres berarti di khatulistiwa Pacific (Yu dan McPhaden, 1999) menunjukkan bahwa aliran ada di Sverdrup keseimbangan. Garis aliran, Garis Path, dan Fungsi aliran Sebelum membahas lebih lanjut tentang sirkulasi angindriven laut, kita perlu memperkenalkan con yang kecuali bahwa garis aliran dan fungsi aliran (lihat Kundu, 1990: 51 & 66). Pada setiap instan dalam waktu, kita dapat mewakili medan aliran dengan kecepatan vektor di setiap titik dalam ruang. Kurva sesaat yang di manamana bersinggungan dengan

halaman 196

188

BAB 11. ANGIN DRIVEN OCEAN SIRKULASI y


148/265

2/9/2017


x + d x dy u x

ψ+ dψ

v dx ψ

x Gambar 11.4 transportasi Volume antara garis aliran dalam dua dimensi, aliran. Setelah Kundu (1990: 68). arah vektor disebut garis aliran arus. Jika aliran ini goyah, pola garis aliran berubah dengan waktu. Lintasan partikel cairan, jalan diikuti oleh drifter Lagrangian, disebut garis path dalam mekanika fluida. Garis path adalah sama dengan arus line untuk aliran, dan mereka berbeda untuk aliran goyah. Kita dapat menyederhanakan deskripsi dua dimensi, arus mampat oleh menggunakan fungsi aliran ψ didefinisikan oleh: u ≡

∂ψ . ∂y

v ≡

∂ψ . ∂x

(11.11)

Fungsi aliran sering digunakan karena merupakan skalar yang vektor medan kecepatan dapat dihitung. Hal ini menyebabkan persamaan sederhana untuk beberapa arus. fungsi aliran juga berguna untuk memvisualisasikan aliran. Pada setiap instan, aliran sejajar dengan garis ψ konstan. Sehingga jika aliran mantap, garis Fungsi konstan adalah jalan yang diikuti oleh paket air. Tingkat volume aliran antara dua garis aliran aliran adalah dψ, dan tingkat volume aliran antara dua garis aliran ψ 1 dan ψ 2 adalah sama untuk ψ 1 ψ 2 . Untuk melihat ini, pertimbangkan garis dx sewenangwenang = (dx, dy) antara dua garis aliran (gambar 11.4). Tingkat volume aliran antara garis aliran adalah: ∂ψ ∂ψ (11.12) ∂xdx ∂ydy = dψ dan laju volume aliran antara dua garis aliran secara numerik sama perbedaan dalam nilainilai mereka dari ψ. Sekarang, mari kita menerapkan konsep untuk peta satelitaltimeter dari ke samudera pography. Dalam §10.3 saya menulis (10.10) g ∂ζ u s = f ∂y g ∂ζ v s = (11.13) f ∂x v dx + (u) dy =

halaman 197

11.2. WESTERN ARUS BATAS

189

Membandingkan (11.13) dengan (11.11) jelas bahwa ψ =

g ζ f

(11.14)

dan permukaan laut adalah fungsi aliran skala oleh g / f. Beralih ke angka 10,5, yang baris ketinggian konstan adalah garis aliran, dan aliran sepanjang garis. Permukaan transportasi geostropik sebanding dengan perbedaan ketinggian, independen jarak antara garis aliran. Laporan yang sama berlaku untuk mencari 10.9, kecuali bahwa transportasi relatif untuk mengangkut di permukaan 1000 decibars, yang kirakira satu kilometer yang mendalam. Selain fungsi aliran, ahli kelautan menggunakan massatransportasi fungsi aliran Ψ yang didefinisikan oleh: M x ≡

∂Ψ . ∂y

M y ≡

∂Ψ ∂x

(11.15)

Ini adalah fungsi yang ditampilkan di angka 11.2 dan 11.3. 11.2 Stommel Teori Arus Batas Barat Pada saat yang sama Sverdrup mulai mengerti sirkulasi di Pasifik timur, Stommel mulai memahami batas mengapa Barat arus terjadi pada cekungan laut. Untuk mempelajari sirkulasi di Atlantik utara, Stommel (1948) digunakan dasarnya persamaan yang sama yang digunakan oleh Sverdrup (11,1, https://translate.googleusercontent.com/translate_f

149/265

2/9/2017


11.2, dan 11.3) tetapi ia menambahkan bawah stres sebanding dengan kecepatan ke (11,3): (A z ∂u (A z ∂u (11.16a) ∂z) 0 = T x = F cos (π y / b) ∂z) D = Ru (A z ∂v (A z ∂v (11.16b) ∂z) 0 = T y = 0 ∂z) D = Rv di mana F dan R adalah konstanta. Stommel dihitung solusi steady state untuk aliran dalam baskom persegi panjang 0 ≤ y ≤ b, 0 ≤ x ≤ λ konstan kedalaman D diisi dengan air kepadatan konstan. solusi pertama adalah untuk bumi nonrotating. Solusi ini memiliki simetris Pola mengalir tanpa Barat saat ini batas (gambar 11.5, kiri). Selanjutnya, Stom mel diasumsikan rotasi konstan, yang lagilagi menyebabkan solusi simetris dengan tidak ada arus batas barat. Akhirnya, dia berasumsi bahwa gaya Coriolis bervariasi dengan lintang. Hal ini menyebabkan solusi dengan intensifikasi Barat (gambar 11.5, kanan). Stommel menyarankan bahwa crowding garis aliran dalamindividu barat berdedikasi bahwa variasi gaya Coriolis dengan lintang mungkin menjelaskan mengapa Teluk Aliran ditemukan di laut. Kita sekarang tahu bahwa variasi gaya Coriolis dengan lintang diperlukan untuk keberadaan arus batas barat, dan bahwa model lain untuk aliran yang menggunakan formulasi yang berbeda untuk gesekan, memimpin untuk arus batas barat dengan struktur yang berbeda. Pedlosky (1987, Chap ter 5) memberikan keterangan yang sangat berguna, ringkas, dan matematis yang jelas dari berbagai teori untuk arus batas barat.

halaman 198

190


Dalam bab berikutnya, kita akan melihat bahwa hasil Stommel ini juga dapat dijelaskan dalam hal vortisitasangin menghasilkan searah jarum jam torsi (vortisitas), yang harus diimbangi oleh torsi berlawanan diproduksi di batas barat. 20 40 60 80

10 20 30

y x

40

1000 km 1000 km Angin Menekankan Gambar 11.5 fungsi Streaming untuk aliran dalam baskom yang dihitung oleh Stommel (1948). Kiri: Arus untuk nonrotating basin atau mengalir untuk cekungan dengan rotasi konstan. Kanan: Arus saat rotasi bervariasi secara linear dengan y. 11,3 Solusi Munk ini kerja Sverdrup dan Stommel menyarankan proses dominan memproduksi angindriven, sirkulasi basinlebar. Munk (1950) dibangun di atas dasar ini, menambahkan informasi dari Rossby (1936) dari viskositas eddy lateral, untuk mendapatkan solusi untuk sirkulasi dalam suatu cekungan laut. Munk menggunakan ide Sverdrup ini dari transportasi massal yang terintegrasi secara vertikal yang mengalir di atas lapisan bergerak lebih dalam. Ini menyederhanakan masalah matematika, dan lebih realistis. Laut arus terkonsentrasi di kilometer atas laut, mereka tidak barotropic dan independen mendalam. Untuk menyertakan gesekan, Munk digunakan lateralis eddy gesekan dengan konstan A H = A x = A y . Persamaan (11.1) menjadi: 1 ρ 1 ρ

∂p ∂ ∂u ∂ 2 u ∂ 2 u = fv + A z + A H + A H ∂x ∂z ( ∂z) ∂x 2 ∂y 2 ∂p ∂ ∂v ∂ 2 v ∂ 2 v A z + A H + A H ∂y = fu + ∂z ( ∂z) ∂x 2 ∂y 2

(11.17a) (11.17b)

Munk terintegrasi persamaan dari D kedalaman ke permukaan di z = z 0 yang mirip dengan integrasi Sverdrup kecuali bahwa permukaan tidak di z = 0. Munk diasumsikan bahwa arus pada kedalaman D lenyap, bahwa (11.3) berlaku di batas horisontal di bagian atas dan bawah lapisan, dan bahwa A H adalah konstan. Untuk menyederhanakan persamaan, Munk digunakan fungsi aliran massatransport (11.15), dan ia melanjutkan sepanjang garis Sverdrup. Dia dihilangkan tekanan yang Pastikan jangka dengan mengambil y turunan (11.17a) dan x turunan dari (11.17b) untuk mendapatkan persamaan untuk transportasi massal: β https://translate.googleusercontent.com/translate_f

∂Ψ

(11.18) 150/265

2/9/2017


Sebuah H ∇ 4} Ψ∂x = keriting }} {{ {{ }z T Gesekan Sverdrup Balance

halaman 199

11.3. SOLUSI Munk

191

0

1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 60

60

o

φ φ φ

b

φ

a

o

b

a

50

o

50

o

40 10 dT / dy x

8

40

o

o

τ

30

x

30

o

o

20

20

o

o

10

φ φ

0

φ φ

o

o

10

φ

b

10

a

o

b

0

a

o

b

1 0 11 X dyne cm dan 0 dyne cm 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 Gambar 11.6 Kiri: Berarti tegangan angin tahunan T (y) atas Pasifik dan curl dari angin menekankan. φ adalah batas utara dan selatan dari gyres, di mana M = 0 dan keriting τ = 0. φ adalah pusat pilin. Atas Kanan: Fungsi transportasi sungai massa untuk cekungan persegi panjang dihitung dengan Munk (1950) menggunakan diamati stres angin untuk Pasifik. Interval kontur adalah 10 Sverdrups. Total transportasi antara pantai dan setiap x titik, y adalah ψ (x, y) .suatu transportasi di bagian utara relatif sempit adalah sangat berlebihan. Lebih rendah Kanan: komponen UtaraSelatan dari transportasi massal. Setelah Munk (1950). o

2

3

x

b

y

0

dimana ∇ 4 =

∂ 4 ∂ 4 ∂ 4 + 2 + ∂x 4 ∂x 2 ∂y 2 ∂y 4

(11.19)

adalah operator biharmonic. Persamaan (11.18) adalah sama dengan (11.6) dengan Selain dari istilah gesekan lateral yang A H . Istilah gesekan besar dekat dengan batas lateral yang mana derivatif horizontal medan kecepatan besar, dan itu adalah kecil di pedalaman cekungan laut. Jadi, dalam interior, keseimbangan kekuatan adalah sama seperti yang di solusi Sverdrup ini. Persamaan (11.18) adalah persamaan diferensial parsial keempatorder, dan empat kondisi batas yang diperlukan. Munk diasumsikan aliran pada batas adalah sejajar dengan batas dan bahwa tidak ada slip pada batas: Ψ bdry = 0,

(∂Ψ ∂n) bdry

= 0

(11.20)

di mana n adalah normal untuk batas. Munk kemudian dipecahkan (11,18) dengan (11,20) dengan asumsi aliran itu dalam baskom persegi panjang yang membentang dari x = 0 sampai x = r, dan dari y = s untuk y = + s. Dia lebih lanjut diasumsikan bahwa stres angin adalah zonal

halaman 200


BAB 11. ANGIN DRIVEN OCEAN SIRKULASI 151/265

2/9/2017


dan dalam bentuk: T = a cosny + b sinny + c n = j π / s, j = 1, 2, ...

(11,21)

Munk Solusi (gambar 11.6) menunjukkan fitur dominan dari pilinskala sirkulasi dalam cekungan laut. Ini memiliki sirkulasi yang mirip dengan Sverdrup dalam bagian timur cekungan laut dan arus batas barat yang kuat dalam barat. Menggunakan H = 5 × 10 3 m 2 / s memberikan batas saat ini kirakira 225 km lebar dengan bentuk mirip dengan aliran diamati di Gulf Stream dan Kuroshio. Transportasi di arus batas barat adalah independen dari A H , dan hanya bergantung pada (11.6) terintegrasi di seluruh lebar cekungan laut. Karenanya, itu tergantung pada lebar laut, curl dari stres angin, dan β. menggunakan yang terbaik perkiraan yang tersedia dari stres angin, Munk menghitung bahwa Teluk Sungai harus memiliki transportasi dari 36 Sv dan bahwa Kuroshio harus memiliki transport dari 39 Sv. Nilainilai sekitar satu setengah dari nilai yang terukur dari aliran tersedia untuk Munk. Ini adalah kesepakatan yang sangat baik mengingat angin stres tidak dikenal. recalculations terbaru menunjukkan kesepakatan yang baik kecuali untuk daerah lepas pantai Cape Hatteras di mana ada resirkulasi kuat. solusi Munk ini didasarkan angin stres ratarata aver 5 ◦ kotak. Ini meremehkan curl dari menekankan. Leetmaa dan Bunker (1978) digunakan koefisien drag modern dan 2 ◦ × 5 ◦ ratarata stres untuk mendapatkan 32 Sv transportasi di Gulf Stream, nilai yang sangat dekat dengan yang dihitung dengan Munk. 11.4 Diamati Sirkulasi Surface di Atlantik Teoriteori oleh Sverdrup, Munk, dan Stommel menggambarkan aliran ideal. Tapi laut jauh lebih rumit. Untuk melihat seberapa rumit aliran di permukaan, mari kita lihat baskom laut utuh, Atlantik utara. saya telah memilih daerah ini karena itu adalah yang terbaik diamati, dan karena lintang pertengahan proses di Atlantik mirip dengan proses lintang pertengahan di laut lainnya. Jadi, misalnya, saya menggunakan Gulf Stream sebagai contoh dari batas barat arus. Mari kita mulai dengan Gulf Stream untuk melihat bagaimana pemahaman kita tentang laut arus permukaan telah berkembang. Tentu saja, kita tidak dapat melihat semua aspek dari theflow. Anda dapat mengetahui lebih banyak dengan membaca Tomczak dan Godfrey (1994) buku onRegional Oseanografi: Sebuah Pengantar. Atlantik Utara Sirkulasi utara Atlantik adalah yang paling menyeluruhpenelitian cekungan laut ied. Ada sebuah badan yang luas teori untuk menggambarkan sebagian besar aspek sirkulasi, termasuk aliran di permukaan, di termoklin, dan di kedalaman, bersamasama dengan tubuh yang luas dari observasi lapangan. Dengan melihat angka menunjukkan sirkulasi, kita dapat mempelajari lebih lanjut tentang sirkulasi, dan oleh lihat ing di angka yang dihasilkan selama beberapa dekade terakhir kita dapat melacak semakin pemahaman lengkap tentang sirkulasi. Mari kita mulai dengan pandangan tradisional dari aliran permukaan waktu ratarata di Atlantik utara sebagian besar didasarkan pada pengamatan hidrografi dari bidang kepadatan

halaman 201

11.4. Diamati PERMUKAAN SIRKULASI DI ATLANTIC 3

193

60

o

3 3 6

40

o

10 55 5 12 12

20

o

4

10 14

4 2 16

16

26 6

0 90 60 30 0 30 Gambar 11.7 Sketsa arus permukaan besar di Atlantik Utara. Nilai adalah transportasi dalam satuan 10 m / s. Setelah Sverdrup, Johnson, dan Fleming (1942:. Ara 187). o

o

o

6

o

o

o

3

(Gambar 2.7). Ini adalah pandangan kontemporer sirkulasi ratarata seluruh orang laut berdasarkan pada abad lebih dari pengamatan. Karena angka mencakup semua lautan, mungkin itu terlalu disederhanakan. Jadi, mari kita lihat kemudian pada yang sama Mengingat sirkulasi ratarata hanya Atlantik utara (gambar 11.7). https://translate.googleusercontent.com/translate_f

152/265

2/9/2017


Angka ini menunjukkan luas, baskomlebar, pertengahan garis lintang pilin seperti yang kita harapkan dari Teori Sverdrup ini dijelaskan dalam §11.1. Di barat, batas saat ini barat, Gulf Stream, melengkapi pilin. Di utara sebuah pilin subpolar termasuk Labrador saat ini. Sebuah sistem yang sekarang khatulistiwa dan berlawanan ditemukan di lintang rendah dengan aliran yang sama dengan yang di Pasifik. Catatan, bagaimanapun, kuat arus lintas khatulistiwa di barat yang mengalir di sepanjang pantai timur laut Brasil menuju Karibia. Jika kita melihat lebih dekat pada aliran di ujung utara Atlantik (gambar 11.8) kita melihat bahwa aliran tersebut masih lebih kompleks. Angka ini mencakup lebih detail dari daerah penting untuk perikanan dan perdagangan. Karena didasarkan pada basis yang luas observasi hidrografi, adalah kenyataan ini? Sebagai contoh, jika kita menjatuhkan Lagrangian mengapung ke Atlantik akan itu mengikuti merampingkan ditampilkan di angka? Untuk menjawab pertanyaan itu, mari kita lihat track dari 110 pelampung hanyut di permukaan laut yang disusun oleh Phil Richardson (gambar 11.9 atas). Trek memberikan pandangan yang sangat berbeda dari arus di Atlantik utara. Sulit untuk membedakan aliran dari tumpukan garis, kadangkadang disebut trek spaghetti. Jelas, aliran sangat turbulen, terutama di Gulf Stream, cepat, baratbatas arus. Selanjutnya, pusaran bergolak tampaknya memiliki diameter beberapa derajat. Ini jauh berbeda dari turbulensi di atmosfer. Di udara, pusaran besar disebut badai, dan badai memiliki diameter 10 ◦ 20 ◦ . Demikian samudera "badai" yang jauh lebih kecil dari badai atmosfer. Mungkin kita bisa melihat aliran berarti jika kita ratarata trek drifter. Apa terjadi ketika ratarata Richardson trek melalui 2 ◦ × 2 ◦ kotak? Itu ratarata (mencari 11,9 bawah) mulai menunjukkan beberapa kecenderungan, tetapi perhatikan bahwa dalam beberapa

halaman 202

194

BAB 11. ANGIN DRIVEN OCEAN SIRKULASI 100 90 80 60 40 20 0 20 30 40 70 80 S 2 N E W 8 4 33 1 2 N Ni E 60 2 W saya E 1 1 7 2 2 4 L 50 N 4 N o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

c

b

g

g

g

i

o

g

r

g

a

o

a

a

25 40

o

15 G 50

4

35

u

P

10

10

o

30

2

50 40 30 20 10 Gambar 11.8 skema lengkap bernama arus di Atlantik utara. Nomor memberikan transportasi di unit pada 10 m / s dari permukaan hingga kedalaman 1 km. Misalnya: East Greenland Arus; Ei: East Iceland sekarang; Gu: Gulf Stream; Ir: Irminger sekarang; La: Labrador Arus; Na: North Atlantic sekarang; Nc: North Cape sekarang; Ng: Norwegia sekarang; Ni: Islandia Utara sekarang; Po: Portugal sekarang; Sb: Spitsbergen sekarang; Wg: West Greenland sekarang. Angka dalam kotak Berikan tenggelam air di unit pada 10 m / s. Padat Baris: arus Warmer. Rusak Garis: arus Dingin. Setelah Dietrich et al. (1980: 542). o

o

6

o

o

o

3

6

3

daerah, seperti timur dari Gulf Stream, kotak yang berdekatan memiliki sangat berbeda berarti, beberapa memiliki arus akan ke arah yang berbeda. Hal ini menunjukkan aliran sangat variabel, yang ratarata tidak stabil. Empat puluh atau lebih pengamatan tidak menghasilkan nilai ratarata stabil. Secara keseluruhan, Richardson menemukan bahwa kinetik energi dari pusaran adalah 837 kali lebih besar dari energi kinetik dari mean mengalir. Jadi turbulensi laut sangat berbeda dari turbulensi laboratorium. Di laboratorium, aliran ratarata biasanya jauh lebih cepat daripada pusaran. Pekerjaan lebih lanjut oleh Richardson (1993) berdasarkan pelampung bawah permukaan bebas melayang pada kedalaman antara 500 dan 3.500 m, menunjukkan bahwa saat ini meluas jauh di bawah permukaan, dan bahwa diameter eddy khas adalah 80 km. Gulf Stream Resirkulasi Region Jika kita melihat secara dekat sosok 11,7 kami melihat bahwa transportasi di Gulf Stream meningkat dari 26 Sv di Florida https://translate.googleusercontent.com/translate_f

153/265

2/9/2017


Selat (antara Florida dan Kuba) ke 55 Sv lepas pantai Cape Hatteras. Kemudian pengukuran menunjukkan peningkatan transportasi dari 30 Sv di Selat Florida 150 Sv dekat 40 ◦ N. Peningkatan mengamati, dan transportasi besar off Hatteras, tidak setuju dengan Angkutan dihitung dari teori Sverdrup ini. Teori memprediksi jauh lebih kecil

halaman 203

11.4. Diamati PERMUKAAN SIRKULASI DI ATLANTIC 80

60

o

70

o

60

o

50

40

o

o

30

o

20

195 10

o

o

0

o

o

50

o

40

o

30

o

20

o

60

o

Kecepatan (cm / detik) 0 50 100m 50

200 200

200

o

200 200 40

o

30

o

200 200

20

o

200 200 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Gambar 11,9 Lagu Top 110 pelampung drifting dikerahkan di Atlantik utara barat. Kecepatan Berarti bawah arus di 2 × 2 kotak dihitung dari trek di atas. kotak dengan kurang dari 40 pengamatan dihilangkan. Panjang panah sebanding dengan kecepatan. Nilai maksimum yang dekat 0,6 m / s di Gulf Stream dekat 37 N 71 W. Setelah Richardson (1981). o

o

o

o

◦

o

o

o

o

o

◦

◦

◦

transportasi maksimum 30 Sv, dan bahwa maksimum seharusnya dekat 28 ◦ N. Sekarang kita memiliki masalah: Apa yang menyebabkan kapal angkut tinggi dekat 40 ◦ N?

halaman 204


154/265

2/9/2017


196

BAB 11. ANGIN DRIVEN OCEAN SIRKULASI 78

o

74

70

o

o

66

78

o

42

o

74

70

o

66

o

o

42

o

o

200 m

38

200 m

38

o

o

34

15 Februari 34

o

2304 Februari

o

78

o

74

70

o

o

66

78

o

42

o

74

70

o

o

66

o

42

o

o

200 m

38

200 mB

38

o

o

34

bagian XBT SEBUAH 0910 Maret

2627 Februari 34

o

o

Gambar 11.10 Gulf Stream liku mengarah pada pembentukan eddy berputar, cincin. Perhatikan bahwa cincin memiliki diameter sekitar 1 . Setelah Cincin Group (1981). ◦

Niiler (1987) merangkum teori dan pengamatan. Pertama, tidak ada bukti hidrografi untuk gelombang besar air dari Antillen sekarang yang mengalir di utara Bahama dan ke Gulf Stream. Ini aturan keluar kemungkinan bahwa aliran Sverdrup lebih besar dari nilai yang dihitung, dan bahwa aliran melewati Teluk Meksiko. aliran tampaknya datang terutama dari Gulf Stream itu sendiri. Aliran antara 60 ◦ W dan 55 ◦ W adalah ke selatan. Itu air kemudian mengalir ke selatan dan barat, dan bergabung kembali Stream antara 65 ◦ W dan 75 ◦ W. Jadi, ada dua gyres subtropis: a pilin kecil langsung selatan Stream berpusat pada 65 ◦ W, yang disebut kawasan resirkulasi Gulf Stream, dan luas, pilin angindriven dekat permukaan terlihat pada gambar 11.7 yang memanjang semua cara untuk Eropa. Resirkulasi Gulf Stream membawa dua sampai tiga kali massa pilin yang lebih luas. meter saat dikerahkan di resirkulasi wilayah menunjukkan bahwa aliran meluas ke bawah. Hal ini menjelaskan mengapa resirkulasi lemah di peta dihitung dari data hidrografi. Arus dihitung dari distribusi kepadatan hanya memberikan komponen baroklinik aliran, dan mereka lewatkan komponen yang independen dari kedalaman, komponen barotropic. Resirkulasi Gulf Stream didorong oleh energi potensial tajam yang miring termoklin di Gulf Stream. Kedalaman 27.00 sigmatheta (σ θ ) permukaan turun dari 250 meter di dekat 41 ◦ N pada gambar 10,8800 m dekat 38 ◦ N selatan Stream. Pusaran di Arus mengubah energi potensial

halaman 205

11.5. KONSEP PENTING 85 45

80

o

197 75

o

70

o

o

65

o

60

o

o

Boston New York

40

o

Washington

Tanjung Hatteras

35

o

200m

NOVA SCOTIA 200m

23 Oktober 23 Oktober B 7 Desember23 Oktober

7 Desember B '

200m 7 Desember 23 Oktober

SEBUAH

23 Oktober 7 Desember 25 Oktober 7 Desember

27 Oktober Bermuda 7 Desember 7 Desember Jackson https://translate.googleusercontent.com/translate_f

155/265

2/9/2017


30

o

ville

Kunci mainstream dan cincin pada 23 Oktober cincin pada 25 Oktober mainstream dan cincin pada 7 Desember 200m200m kontur kedalaman

Miami 25 Gambar 11.11 Sketsa posisi Gulf Stream, inti hangat, dan pusaran inti dingin diamati pada gambar inframerah dari permukaan laut yang dikumpulkan oleh radiometer inframerah pada noaa5 pada bulan Oktober dan Desember 1978. Setelah Tolmazin (1985: 91). o

untuk energi kinetik melalui ketidakstabilan baroklinik. ketidakstabilan mengarah ke fenomena menarik: viskositas negatif. Gulf Stream mempercepat tidak berkurang kecepatannya. Ia bertindak seolaholah itu berada di bawah pengaruh viskositas negatif. Proses yang sama mendorong aliran jet di atmosfer. The tebing permukaan kepadatan memisahkan massa udara kutub dari massa udara lintang pertengahan di depan kutub atmosfer juga menyebabkan baroklinik ketidakstabilan. Untuk lebih lanjut tentang topik ini lihat (1968) buku Starr pada Fisika Negatif Viskositas Fenomena. Mari kita lihat proses ini di Gulf Stream (gambar 11.10). Yang kuat geser saat ini di Streaming menyebabkan aliran untuk mulai berlikuliku. berlikuliku yang mengintensifkan, dan akhirnya Streaming melempar dari cincin. Mereka di selatan sisi hanyut daya, dan akhirnya bergabung dengan sungai beberapa bulan kemudian (Gambar 11.11). Proses ini terjadi sepanjang wilayah resirkulasi, dan satelit gambar menunjukkan hampir selusin cincin terjadi utara dan selatan sungai (Gambar 11.11). 11.5 Konsep Penting 1. Teori angindriven, arus geostropik pertama kali diuraikan dalam serangkaian makalah oleh Sverdrup, Stommel, dan Munk antara tahun 1947 dan 1951.

halaman 206

198


2. Mereka menunjukkan bahwa arus realistis dapat dihitung hanya jika Coriolis parameter bervariasi dengan lintang. 3. Sverdrup menunjukkan bahwa curl dari stres angin mendorong massa utara transportasi, dan bahwa ini dapat digunakan untuk menghitung arus di laut jauh dari arus batas barat. 4. Stommel menunjukkan bahwa arus batas barat yang diperlukan untuk mengalir ke beredar di sekitar cekungan laut ketika parameter Coriolis bervariasi dengan lintang. 5. Munk menunjukkan bagaimana menggabungkan dua solusi untuk menghitung diombang didorong sirkulasi geostropik dalam cekungan laut. Dalam semua kasus, saat ini didorong oleh curl dari stres angin. 6. sirkulasi yang diamati di laut sangat bergolak. Bertahuntahun pengamatan mungkin perlu ratarata sama untuk mendapatkan peta stabil aliran ratarata. 7. Gulf Stream merupakan wilayah ketidakstabilan baroklinik di mana turbulensi mempercepat arus. Hal ini menciptakan resirkulasi Gulf Stream. Trans pelabuhan di wilayah resirkulasi jauh lebih besar dari kapal angkut dihitung dari teori SverdrupMunk.


156/265

2/9/2017


halaman 207

Bab 12

Vortisitas di Samudera

Sebagian besar aliran fluida dengan yang kita kenal, dari bathtub untuk swim ming kolam renang, tidak berputar, atau mereka berputar begitu lambat rotasi yang tidak penting kecuali mungkin di saluran pembuangan dari bak mandi air dibiarkan keluar. Sebagai Hasilnya, kita tidak memiliki pemahaman yang intuitif yang baik arus berputar. Dalam laut, rotasi dan konservasi vortisitas sangat mempengaruhi mengalir di atas jarak melebihi beberapa puluh kilometer. Konsekuensi dari rotasi mengarah ke hasil yang kita belum lihat sebelumnya di kami transaksi seharihari dengan cairan. Misalnya, apakah Anda bertanya pada diri sendiri mengapa curl dari stres angin mengarah ke transportasi massal di arah utaraselatan dan tidak ke arah timurbarat? Apa yang khusus tentang gerak utaraselatan? Dalam bab ini, saya akan membahas beberapa konsekuensi dari rotasi untuk aliran di laut. 12.1 Definisi vortisitas Dalam katakata sederhana, vortisitas adalah rotasi fluida. Tingkat rotasi dapat didefinisikan dengan berbagai cara. Pertimbangkan semangkuk duduk air di atas meja dalam laboratorium. Air dapat berputar dalam mangkuk. Selain berputar air, mangkuk dan laboratorium yang berputar karena mereka berada di berputar bumi. Dua proses yang terpisah dan menyebabkan dua jenis vortisitas. Planet vortisitas Segala sesuatu di bumi, termasuk laut, atmo yang lingkup, dan mangkuk air, berputar dengan bumi. Rotasi ini adalah planet yang vortisitas f. Ini adalah dua kali lipat tingkat lokal rotasi bumi: f ≡ 2 Ω sinφ (radian / s) = 2 sinφ (siklus / hari)

(12.1)

Planet vortisitas adalah parameter Coriolis saya gunakan sebelumnya untuk membahas aliran di lautan. Ini adalah terbesar di kutub di mana itu adalah dua kali lipat tingkat perputaran bumi. Perhatikan bahwa vortisitasnya hilang di khatulistiwa dan bahwa vortisitas di belahan bumi selatan adalah negatif karena φ negatif. Vortisitas relatif The laut dan atmosfer tidak memutar tepat pada tingkat yang sama seperti bumi. Mereka memiliki beberapa rotasi relatif terhadap bumi karena arus 199

halaman 208


157/265

2/9/2017


200

BAB 12. vortisitas DI LAUT

dan angin. Relatif vortisitas ζ adalah vortisitas karena arus di laut. Secara matematis itu: ∂v ∂u ζ ≡ keriting z V = ∂x ∂y

(12.2)

di mana V = (u, v) adalah vektor kecepatan horisontal, dan di mana kita telah mengasumsikan bahwa aliran adalah dua dimensi. Hal ini berlaku jika aliran meluas jarak lebih besar dari beberapa puluh kilometer. ζ adalah komponen vertikal dari tiga orang dimensi vektor vortisitas ω, dan kadangkadang ditulis ω z . ζ adalah positif untuk rotasi berlawanan arah jarum jam dilihat dari atas. Ini adalah pengertian yang sama seperti bumi rotasi di belahan bumi utara. Catatan tentang Simbol Simbol yang biasa digunakan dalam salah satu bagian dari oseanografi sering memiliki arti yang sangat berbeda di bagian lain. Di sini saya menggunakan ζ untuk vortisitas, tapi di Bab 10, saya menggunakan ζ berarti ketinggian permukaan laut. Saya bisa menggunakan ω z untuk vortisitas relatif, tapi ω juga biasa digunakan untuk berarti frekuensi dalam radian per kedua. salah satu yang kita akan harus hidup dengan. Untungnya, tidak harus menyebabkan banyak kebingungan. Saya telah mencoba untuk menghilangkan penggunaan yang paling membingungkan, tetapi penggunaan ganda dari ζ adalah Untuk benda tegar berputar pada tingkat Ω, curlV = 2Ω. Tentu saja, aliran tidak tidak perlu memutar sebagai badan kaku untuk memiliki vortisitas relatif. vortisitas bisa juga hasil dari geser. Misalnya, di utara / batas barat selatan di laut, u = 0, v = v (x) dan ζ = ∂v (x) / ∂x. ζ biasanya jauh lebih kecil dari f, dan itu adalah yang terbesar di tepi arus cepat seperti Gulf Stream. Untuk mendapatkan beberapa pemahaman tentang ukuran ζ, pertimbangkan tepi Gulf Stream off Cape Hatteras di mana kecepatan berkurang 1 m / s di 100 km pada batas. Curl dari saat ini sekitar (1 m / s) / (100 km) = 0,14 siklus / hari = 1 siklus / minggu. Oleh karena itu bahkan relatif besar ini vortisitas masih hampir tujuh kali lebih kecil dari f. Sebuah nilai yang lebih khas relatif vortisitas, seperti vortisitas dari pusaran, adalah siklus per bulan. Vortisitas absolut Jumlah dari vortisitas planet dan relatif disebut vortisitas absolut: Vortisitas absolut ≡ (ζ + f)

(12.3)

Kita dapat memperoleh persamaan untuk vortisitas absolut di laut oleh manipu lating persamaan gerak untuk aliran gesekan. Kita mulai dengan: du Dt fv = dv Dt + fu =

1 ρ 1 ρ

∂p ∂x ∂p ∂y

(12.4A) (12.4b)

Jika kita memperluas derivatif besar, dan jika kita kurangi ∂ / ∂y dari (12.4A) dari ∂ / ∂x dari (12.4b) untuk menghilangkan istilah tekanan, kita memperoleh setelah beberapa aljabar manipulasi: D ∂u ∂v + = 0 (12.5) Dt (ζ + f) + (ζ + f) ( ∂x ∂y)

halaman 209

12.1. DEFINISI vortisitas

201

Z Permukaan

H (x, y, t)

Bawah

b (x, y)

Tingkat referensi (z = 0) Gambar 12.1 Sketsa aliran fluida yang digunakan untuk menurunkan konservasi potensial vortisitas. Setelah CushmanRoisin (1994: 55). Dalam menurunkan (12,5) kami menggunakan: https://translate.googleusercontent.com/translate_f

158/265

2/9/2017


df ∂f ∂f ∂f = + u + v = Β v Dt ∂t ∂x ∂y karena f adalah independen dari waktu t dan timur jarak x. Vortisitas Tingkat rotasi potensial dari kolom perubahan cairan sebagai kolom diperluas atau dikontrak. Hal ini akan mengubah vortisitas melalui perubahan di ζ. Untuk melihat bagaimana ini terjadi, pertimbangkan barotropic, aliran geostropik dalam laut dengan kedalaman H (x, y, t), di mana H adalah jarak dari permukaan laut ke bawah. Artinya, kita membiarkan permukaan untuk memiliki topografi (gambar 12.1). Mengintegrasikan persamaan kontinuitas (7.19) dari bawah ke atas laut memberikan (CushmanRoisin, 1994): (∂u

b + H ∂v dz + w||b + H= 0 (12.6) b ∂y) ∫ b di mana b adalah topografi bawah, dan H adalah kedalaman air. Melihat yang ∂u / ∂x dan ∂v / ∂y independen dari z karena mereka barotropic, dan persyaratan dapat diambil di luar terpisahkan. Kondisi batas mengharuskan aliran di permukaan dan bagian bawah menjadi sepanjang permukaan dan bagian bawah. Dengan demikian kecepatan vertikal di bagian atas dan bagian bawah adalah: ∂x

+

∂ (b + H) ∂ (b + H) ∂ (b + H) + u + v ∂t ∂x ∂y ∂ (b) ∂ (b) w (b) = u + v ∂x ∂y

w (b + H) =

(12.7) (12.8)

di mana kami menggunakan ∂b / ∂t = 0 karena bagian bawah tidak bergerak, dan ∂H / ∂z = 0. Mengganti (12,7) dan (12,8) ke (12,6) kita memperoleh (∂u ∂v 1 DH + + = 0 ∂x ∂y) H Dt

halaman 210

202


Dengan mensubstitusi ini ke (12,5) memberikan: D Dt (ζ + f)

(Ζ + f) DH = 0 H Dt

yang dapat ditulis:

D ζ + f = 0 Dt ( H) Kuantitas dalam kurung harus konstan. Hal ini disebut potensial vortisitas Π. vortisitas potensial adalah kekal sepanjang lintasan cairan: Potensi vortisitas = Π ≡

ζ + f H

(12,9)

Untuk aliran baroklinik dalam cairan terus bertingkat, potensi vortisitas dapat ditulis (Pedlosky, 1987: §2.5): ζ + f Π = · ∇λ (12.10) ρ di mana λ adalah kuantitas dilestarikan untuk setiap elemen fluida. Dalam, khusus, jika λ = ρ kemudian: ζ + f ∂ρ Π = (12.11) ρ ∂z dengan asumsi gradien horizontal kepadatan yang kecil dibandingkan dengan vertikal dengan yang gradien kal, asumsi yang baik di termoklin. Dalam sebagian besar interior laut, f »ζ dan (12.11) ditulis (Pedlosky 1996, eq 3.11.2): f ∂ρ Π = (12.12) ρ ∂z Hal ini memungkinkan vortisitas potensi berbagai lapisan laut yang akan ditentukan langsung dari data hidrografi tanpa pengetahuan tentang medan kecepatan. 12.2 Konservasi vortisitas Momentum sudut dari badan berputar terisolasi adalah kekal. Itu tubuh berputar dapat menjadi eddy di laut atau bumi di ruang angkasa. Jika yang tubuh berputar tidak terisolasi, yaitu, jika hal ini terkait dengan tubuh lain, maka sudut momentum dapat ditransfer antara badan. Dua badan tidak perlu berada dalam kontak fisik. gaya gravitasi dapat mentransfer momentum antara badan di ruang angkasa. Aku akan kembali ke topik ini dalam Bab 17 ketika saya bahas pasang di https://translate.googleusercontent.com/translate_f

159/265

2/9/2017


laut. Di sini, mari kita lihat konservasi vortisitas di laut berputar. Gesekan sangat penting untuk transfer momentum dalam fluida. gesekan trans fers momentum dari atmosfer ke laut melalui tipis, gesekan, Ekman lapisan di permukaan laut. Gesekan transfer momentum dari laut untuk bumi yang solid melalui lapisan Ekman di dasar laut. Gesekan sepanjang sisi pegunungan sublaut menyebabkan perbedaan tekanan pada kedua sisi gunung yang menyebabkan jenis lain dari hambatan yang disebut form drag. Ini adalah sama tarik yang menyebabkan kekuatan angin pada mobil bergerak dengan kecepatan tinggi. Di interior yang luas laut, namun, aliran gesekan, dan vortisitas adalah kekal. Seperti itu aliran dikatakan konservatif.

halaman 211

12.2. KONSERVASI vortisitas

203

Konservasi vortisitas Potensi konservasi potensial vortisitas Perubahan pasangan secara mendalam, vortisitas relatif, dan perubahan dalam lintang. ketiga berinteraksi. 1. Perubahan kedalaman H perubahan arus di vortisitas relatif. Itu Konsep ini analog dengan sosok skaters cara menurunkan spin mereka dengan memperluas lengan dan kaki mereka. tindakan meningkatkan saat mereka inersia dan menurunkan tingkat mereka spin (gambar 12.2). Ω > Ω 2

Ω

H

1

1

U

Gambar 12.2 Sketsa produksi relatif vortisitas oleh perubahan ketinggian dari kolom cairan. Sebagai vertikal cairan kolom bergerak dari kiri ke kanan, peregangan vertikal mengurangi momen inersia kolom, menyebabkan ia berputar lebih cepat. 2. Perubahan lintang memerlukan perubahan yang sesuai di ζ. Sebagai kolom air bergerak equatorward, f menurun, dan ζ harus meningkatkan (gambar 12.3). Jika ini tampaknya agak misterius, von Arx (1962) menunjukkan kita mempertimbangkan barrel air saat istirahat di kutub utara. Jika laras dipindahkan ke selatan, air di dalamnya mempertahankan rotasi itu di tiang, dan akan muncul untuk memutar berlawanan di lintang baru di mana f lebih kecil.

Gambar 12.3 Momentum sudut cenderung dilestarikan sebagai kolom perubahan air lintang. Hal ini akan mengubah vortisitas relatif dari kolom. Setelah von Arx (1962: 110).


160/265

2/9/2017 halaman 212


204


12.3 Pengaruh vortisitas Konsep konservasi potensi vortisitas telah mencapai jauhakibat akibat, dan aplikasi untuk aliran fluida di laut memberikan lebih dalam di bawah berdiri dari arus laut. Arus Cenderung Zonal Di laut f cenderung jauh lebih besar daripada ζ dan sehingga f / H = konstan. Ini mensyaratkan bahwa aliran di lautan kedalaman konstan menjadi zonal. Tentu saja, kedalaman tidak konstan, tetapi secara umum, arus cenderung timurbarat daripada utara selatan. Angin membuat perubahan kecil dalam ζ, mengarah ke komponen meridional kecil untuk aliran (lihat gambar 11.3). Topografi Pengarah arus barotropic dialihkan oleh fitur dasar laut. Pertimbangkan apa yang terjadi ketika aliran yang memanjang dari permukaan ke bawah bertemu punggung bukit sublaut (gambar 12.4). Sebagai kedalaman berkurang, ζ + f keharusan juga menurun, yang mensyaratkan bahwa penurunan f, dan aliran ini berbalik ke arah khatulistiwa. Ini disebut kemudi topografi. Jika perubahan mendalam cukup besar, tidak ada perubahan dalam lintang akan cukup untuk melestarikan potensi vortisitas, dan aliran akan dapat menyeberangi punggungan. Ini disebut blocking topografi. x H (x) z y

x Gambar 12.4 aliran barotropic atas bukit sublaut diaktifkan equatorward untuk melestarikan potensi vortisitas. Setelah Dietrich et al. (1980: 333). Arus Batas barat Saldo vortisitas memberikan alternatif penjelasan untuk keberadaan arus batas barat. Pertimbangkan gyre yang aliran skala dalam cekungan laut (gambar 12.5), mengatakan di utara Atlantik dari 10 ◦ N 50 ◦ N. Angin bertiup di atas Atlantik menambahkan negatif vortisitas ζ τ . Sebagai arus air di sekitar pilin, yang vortisitas dari pilin harus tetap hampir konstan, lain aliran akan berputar lebih cepat atau lebih lambat. Secara keseluruhan, vortisitas negatif masukan oleh angin harus seimbang dengan sumber vortisitas positif. Sepanjang sebagian cekungan negatif vortisitas masukan oleh angin seimbang dengan peningkatan relatif vortisitas. Sebagai aliran bergerak ke selatan seluruh cekungan, f menurun dan ζ harus meningkat sesuai dengan (12,9) menjadi menyebabkan H, kedalaman sirkulasi angindriven, tidak banyak berubah. Keseimbangan rusak, namun, di barat di mana aliran mengembalikan utara menangkal. Di barat, f meningkat, ζ menurun, dan sumber vortisitas positif adalah dibutuhkan. The vortisitas ζ positif b diproduksi oleh batas batas barat arus.

halaman 213

12.4. Vortisitas DAN Ekman PEMOMPAAN

ζτ

anginangin barat ζτ

205 anginangin barat ζτ + ζ b ζ

+ ζ

+ζ

ζ Trades

Trades

Gambar 12.5 Saldo potensial vortisitas dapat menjelaskan mengapa arus batas barat adalah perlu. Kiri: vortisitas masukan dengan ζ angin menyeimbangkan perubahan ζ vortisitas relatif dalam timur sebagai aliran bergerak ke selatan dan f menurun. Keduanya tidak menyeimbangkan di barat τ


161/265

2/9/2017


mana ζ harus menurun sebagai aliran bergerak ke utara dan f meningkat. Kanan: vortisitas di barat yang seimbang relatif vortisitas ζ dihasilkan oleh geser di saat batas barat. 12,4 vortisitas dan Ekman Pumping Rotasi menempatkan kendala yang sangat menarik lain dari aliran geostropik bidang. Untuk membantu memahami kendala, mari kita pertama mempertimbangkan aliran dalam cairan dengan rotasi konstan. Kemudian kita akan melihat bagaimana vortisitas membatasi aliran cairan dengan rotasi yang bervariasi dengan lintang. Pemahaman tentang kendala mengarah ke pemahaman yang lebih dalam hasil Sverdrup dan Stommel ini dibahas dalam bab terakhir. b

dinamika fluida pada f Pesawat: TaylorProudman Teorema The pengaruh vortisitas karena rotasi bumi yang paling mencolok untuk aliran geostropik dari cairan dengan densitas konstan ρ 0 pada pesawat dengan konstan rotasi f = f 0 . Dari Bab 10, tiga komponen dari persamaan geostropik (10.4) adalah: 1 ∂p ρ 0 ∂x 1 ∂p fu = ρ 0 ∂y 1 ∂p g = ρ 0 ∂z fv =

(12.13a) (12.13b) (12.13c)

dan persamaan kontinuitas (7.19) adalah: 0 =

∂u ∂v ∂w + + ∂x ∂y ∂z

(12.13d)

Mengambil turunan z dari (12.13a) dan menggunakan (12.13c) memberikan: ∂v 1 ∂ ∂p ∂ 1 ∂p ∂g = = = 0 ∂z = ρ 0 ∂z ( ∂x) ∂x ( ρ 0 ∂z) ∂x ∂v f 0 = 0 ∂z ∂v ∴ ∂z = 0 f 0

halaman 214

206


Demikian pula, untuk ukomponen kecepatan (12.13b). Dengan demikian, turunan vertikal dari medan kecepatan horisontal harus nol. ∂u ∂v = = 0 ∂z ∂z

(12,14)

Ini adalah TaylorProudman Teorema, yang berlaku untuk perlahanlahan bervariasi arus dalam homogen, berputar, cairan inviscid. teorema menempatkan con kuat kendala pada aliran: Jika karenanya setiap gerak kecil dikomunikasikan kepada cairan berputar gerak yang dihasilkan dari cairan harus menjadi salah satu di mana setiap dua partikel awalnya di garis sejajar dengan sumbu rotasi harus tetap demikian, kecuali untuk kemungkinan osilasi kecil tentang posisiTaylor (1921). Oleh karena itu, rotasi sangat menegang aliran! aliran geostropik tidak bisa pergi lebih gunung bawah laut, itu harus memutarinya. Taylor (1921) secara eksplisit berasal (12,14) dan (12.16) di bawah ini. Proudman (1916) secara independen berasal teorema yang sama tetapi tidak secara eksplisit. Konsekuensi lebih lanjut dari teorema dapat diperoleh dengan menghilangkan istilah tekanan dari (12.13a & 12.13b) untuk mendapatkan: ∂u ∂v ∂ 1 ∂p ∂ 1 ∂p + + ∂x ∂y = ∂x ( f 0 ρ 0 ∂y) ∂y ( f 0 ρ 0 ∂x) ∂u ∂v 1 ∂ 2 p + = + ∂x ∂y f 0 ρ 0 ( ∂ ∂x∂y 2 p ∂x∂y) ∂u ∂v + = 0 ∂x ∂y

(12.15a) (12.15b) (12.15c)

Karena cairan tersebut adalah mampat, persamaan kontinuitas (12.13d) membutuhkan ∂w = 0 ∂z https://translate.googleusercontent.com/translate_f

(12.16) 162/265

2/9/2017


Selanjutnya, karena w = 0 di permukaan laut dan di dasar laut, jika bawah adalah level, tidak ada kecepatan vertikal padapesawat f. Perhatikan bahwa derivasi dari (12.16) tidak membutuhkan kepadatan yang konstan. Ini hanya membutuhkan gerakan lambat dalam gesekan, cairan berputar. Dinamika fluida di Plane Beta: Ekman Memompa Jika (12.16) benar, aliran tidak dapat memperluas atau kontrak dalam arah vertikal, dan memang sebagai kaku sebagai bar baja. Tidak ada gradien kecepatan vertikal di lautan dengan vortisitas planet konstan. Bagaimana kemudian dapat perbedaan dari Ekman transportasi di lead permukaan laut untuk kecepatan vertikal di permukaan atau di dasar lapisan Ekman? Jawabannya hanya dapat bahwa salah satu kendala digunakan untuk menurunkan (12,16) harus dilanggar. Salah satu kendala yang bisa santai adalah persyaratan bahwa f = f 0 .

halaman 215


207

Pertimbangkan kemudian mengalir pada pesawat beta. Jika f = f 0 + β y, maka (12.15a) menjadi: ∂u ∂v 1 ∂ 2 p 1 ∂ 2 p + + ∂x ∂y = f ρ 0 ∂x∂y f ρ 0 ∂x∂y ∂u ∂v f ( + = β V ∂x ∂y)

β 1 ∂p f f ρ 0 ∂x

(12.17) (12.18)

di mana kita telah menggunakan (12.13a) untuk mendapatkan v di sisi kanan (12.18). Menggunakan persamaan kontinuitas, dan mengingat bahwa β y «f 0 f 0

∂w G = Β v ∂z

(12.19)

di mana kita telah menggunakan subscript G untuk menekankan bahwa (12.19) berlaku untuk interior, aliran geostropik laut. Dengan demikian variasi gaya Coriolis dengan lat itude memungkinkan gradien kecepatan vertikal di pedalaman geostropik laut, dan kecepatan vertikal mengarah ke arus utaraselatan. Hal ini menjelaskan mengapa Sver DRUP dan Stommel baik diperlukan untuk melakukan perhitungan mereka padapesawat β. Ekman Memompa di Samudera Dalam Bab 9, kita melihat bahwa curl dari stres angin T menghasilkan perbedaan dari Ekman mengangkut mengarah ke kecepatan vertikal w E (0) di bagian atas lapisan Ekman. Dalam Bab 9 kita berasal w E (0) = curl (

T ρf)

(12.20)

yang (9.30b) di mana ρ adalah densitas dan f adalah parameter Coriolis. Karena kecepatan vertikal di permukaan laut harus nol, Ekman kecepatan vertikal harus seimbang dengan kecepatan geostropik vertikal w G (0). w E (0) = w G (0) = curl (

T ρf)

(12,21)

Ekman memompa (w E (0)) mendorong vertikal geostropik saat ini (w G (0)) di interior laut. Tapi mengapa hal ini menghasilkan calcu saat utara lated oleh Sverdrup (11,6)? Peter Niiler (1987: 16) memberikan penjelasan. Mari kita mendalilkan terdapat tingkat yang dalam di mana horisontal dan vertikal gerakan air jauh berkurang dari apa itu tepat di bawah campuran Lapisan [angka 12,6] ... Juga mari kita asumsikan vortisitas yang dilestarikan ada (Atau pencampuran kecil) dan aliran sangat lambat sehingga percepatan atas permukaan bumi jauh lebih kecil dari percepatan Coriolis. Dalam seperti Situasi kolom air dari kedalaman H akan menghemat spin per unit volume, f / H (relatif terhadap matahari, sejajar dengan sumbu bumi rotasi). Kolom pusaran yang dikompresi dari atas oleh tenggelamnya anginpaksa (H menurun) dan yang bawah adalah di air yang relatif diam akan cenderung untuk mempersingkat dan memperlambat spin. Jadi karena laut melengkung permukaan itu bergerak ke selatan (atau memperpanjang kolomnya) untuk mendapatkan kembali nya berputar. Oleh karena itu, harus ada aliran besar air pada beberapa kedalaman


163/265

2/9/2017


halaman 216

208

BAB 12. vortisitas DI LAUT kutub Utara anginangin barat

geostropik Pedalaman

ds di W de Tra r ye LSebuah n Sebuah m kE

Gambar 12.6 Ekman pompa yang menghasilkan kecepatan ke bawah di dasar Ekman Lapisan memaksa cairan di pedalaman laut untuk bergerak ke selatan. Lihat teks untuk mengapa hal ini terjadi. Setelah Niiler (1987). di bawah permukaan ke selatan di daerah di mana lapisan permukaan menghasilkan gerakan tenggelam dan ke utara di mana naik gerak diproduksi. Ini Fenomena ini pertama kali dimodelkan dengan benar oleh Sverdrup (1947) (setelah ia menulis "laut") dan memberikan penjelasan secara dinamis yang masuk akal tentang bagaimana angin menghasilkan sirkulasi yang lebih dalam di laut. Peter Rhines (1984) menunjukkan bahwa kolom kaku air mencoba untuk es cape meremas dikenakan oleh atmosfer lolos dengan bergerak ke selatan. Kecepatan selatan sekitar 5.000 kali lebih besar dari Ekman vertikal kecepatan. Ekman Pumping: Contoh Sekarang mari kita lihat bagaimana drive Ekman memompa aliran geostropik di katakanlah pusat utara Pasifik (gambar 12.7) di mana curl dari stres angin negatif. Baratan di utara mengendarai transportasi ke selatan, perdagangan di selatan mengendarai transportasi utara. The konvergen Ekman transportasi harus seimbang dengan kecepatan geostropik bawah (12,21). Karena air dekat permukaan lebih hangat daripada air yang lebih dalam, yang kecepatan vertikal menghasilkan kolam air hangat. Jauh lebih dalam di lautan, angindriven arus geostropik harus pergi ke nol (hipotesis Sverdrup) dan gradien tekanan yang dalam harus nol. Akibatnya, permukaan harus kubah ke atas karena kolom air hangat lebih panjang dari kolom air dingin memiliki berat yang sama (mereka harus memiliki berat yang sama, jika tidak, dalam Tekanan tidak akan konstan, dan akan ada tekanan horisontal yang mendalam gradien). distribusi kepadatan seperti menghasilkan gradien tekanan utaraselatan di pertengahan kedalaman yang harus seimbang dengan arus geostropik timurbarat. Pendeknya, perbedaan dari Ekman mengangkut meredistribusi massa dalam gesekan interior dari laut mengarah ke arus geostropik angindriven. Sekarang mari kita lanjutkan ide untuk menyertakan seluruh utara Pasifik untuk melihat bagaimana

halaman 217


209

Westerlies layer inds ekm perdagangan W ρ ρ ρ 1


2

3

164/265

2/9/2017


ρ ρ ρ

4

Utara

5

6

Timur

Gambar 12.7 Angin di drive permukaan laut Ekman mengangkut ke kanan angin di belahan bumi ini contoh utara (panah tebal di Ekman lapisan berbayang). konvergen yang Ekman mengangkut didorong oleh perdagangan dan baratan mendorong aliran geostropik bawah tepat di bawah lapisan Ekman (panah vertikal tebal), yang mengarah ke bawah membungkuk konstan permukaan kepadatan ρ . Arus geostropik terkait dengan air hangat ditunjukkan oleh bold panah. Setelah Tolmazin (1985: 64). i

80º timuran

Ekman Angkutan Permukaan Laut Tinggi dan Arus geostropik Konvergensi H keriting τ < 0 AK

60º

L Perbedaan keriting τ > 0

anginangin barat 40 º Konvergensi H keriting τ < 0 20º Trades

4

NEC Perbedaan L keriting τ > 0

NECC

Konvergensi H 0 4 keriting τ < 0 Berarti Kecepatan Angin (m / s)

Gambar 12.8 Sebuah contoh bagaimana angin menghasilkan arus geostropik berjalan melawan angin. Ekman Angkutan karena angin di utara Pasifik (Kiri) menyebabkan Ekman memompa (Pusat), yang mendirikan gradien tekanan utaraselatan di atas laut. Gradien tekanan yang seimbang dengan gaya Coriolis akibat arus geostropik timurbarat (kanan). Horisontal garis menunjukkan daerah mana curl dari stres angin zonal berubah tanda. AK: Alaska Saat ini, NEC: North Equatorial Current, NECC: North Equatorial Kontra saat ini.

halaman 218

210


angin menghasilkan arus yang mengalir melawan angin. Contoh akan memberikan pemahaman yang lebih dalam berdiri dari hasil Sverdrup ini kita bahas di §11.1. Gambar 12.8 menunjukkan menunjukkan angin zonal rata di Pasifik, bersamasama dengan utaraselatan Ekman mengangkut didorong oleh angin zonal. Perhatikan con bahwa Vergence transportasi mengarah ke downwelling, yang menghasilkan lapisan tebal air hangat di kilometer atas kolom air, dan permukaan laut tinggi. Gambar 12.6 adalah sketsa penampang daerah antara 10 ◦ N dan 60 ◦ N, dan itu menunjukkan kolam air hangat di kilometer atas berpusat pada 30 ◦ N. Sebaliknya, transportasi yang berbeda menyebabkan permukaan laut rendah. Mean utara gradien tekanan selatan terkait dengan tertinggi dan terendah yang seimbang dengan gaya Coriolis dari timurbarat arus geostropik di air laut (ditampilkan di hak dalam gambar). 12,5 Konsep Penting 1. vortisitas sangat membatasi dinamika laut. 2. vortisitas karena rotasi bumi jauh lebih besar daripada sumber vortisitas. 3. Taylor dan Proudman menunjukkan bahwa kecepatan vertikal adalah mustahil dalam seragam berputar aliran. laut adalah kaku dalam arah sejajar dengan sumbu rotasi. Oleh karena itu Ekman memompa mengharuskan vortisitas planet bervariasi dengan lintang. Hal ini menjelaskan mengapa Sverdrup dan Stommel menemukan bahwa realistis sirkulasi samudera, yang didorong oleh Ekman memompa, membutuhkan bahwa f bervariasi dengan lintang. 4. curl dari stres angin menambah vortisitas relatif gyres pusat masingmasing cekungan laut. Untuk sirkulasi kondisi mapan di pilin, laut harus kehilangan vortisitas di arus batas barat. 5. Positif keriting stres angin mengarah ke aliran yang berbeda di lapisan Ekman. Itu sirkulasi geostropik interior laut ini menyesuaikan melalui massa utara mengangkut. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

165/265

2/9/2017


6. Konservasi vortisitas absolut dalam laut dengan kerapatan lead konstan untuk konservasi potensial vortisitas. Jadi perubahan secara mendalam dalam laut kepadatan konstan membutuhkan perubahan dari lintang saat ini.

halaman 219

Bab 13

Mendalam Sirkulasi di Lautan

The langsung memaksa sirkulasi samudera angin dibahas dalam beberapa terakhir bab terkuat di kilometer atas dari kolom air. di bawah kilometer terletak massa air besar dari laut memperluas ke kedalaman 45 km. Air di manamana dingin, dengan suhu potensial kurang dari 4 ◦ C. massa air terbentuk ketika dingin, tenggelam air padat dari permukaan untuk besar kedalaman di lintang tinggi. Menyebar keluar dari daerah ini untuk mengisi laut cekungan. Dalam pencampuran akhirnya menarik air melalui termoklin di daerah yang luas laut. Hal ini ini pencampuran ke atas yang mendorong mendalam sirkulasi. Laut dalam yang luas biasanya disebut sebagai jurang, dan sirkulasi sebagai sirkulasi abyssal. Air terpadat di permukaan laut, air yang cukup padat untuk tenggelam ke bagian bawah, terbentuk pukulan udara ketika dingin di laut di lintang tinggi di musim dingin di Atlantik antara Norwegia dan Greenland dan di dekat Antartika. Angin dingin dan menguap air. Jika angin cukup dingin, bentuk es laut, lebih meningkatkan salinitas air karena es segar daripada air laut. air bawah hanya diproduksi di dua daerah tersebut. Dingin, air padat terbentuk di Pasifik Utara, tetapi tidak cukup asin untuk tenggelam ke dasar. Pada pertengahan dan lintang rendah, kepadatan, bahkan di musim dingin, cukup rendah yang air tidak dapat tenggelam lebih dari beberapa ratus meter ke laut. Satusatunya pengecualian beberapa laut, seperti Laut Mediterania, di mana penguapan begitu besar bahwa salinitas air cukup besar untuk air tenggelam ke bagian bawah laut ini. Jika laut ini dapat bertukar air dengan terbuka laut, perairan terbentuk di musim dingin di laut bercampur dengan air di tempat terbuka laut dan menyebar di sepanjang kedalaman menengah di laut terbuka. 13.1 Menentukan Deep Sirkulasi Banyak istilah telah digunakan untuk menggambarkan sirkulasi dalam. Mereka termasuk: 1) sirkulasi abyssal, 2) sirkulasi termohalin 3) menjungkirbalikkan meridional 211


166/265

2/9/2017


halaman 220

212

BAB 13. SIRKULASI MENDALAM DI LAUT

sirkulasi, dan 4) conveyor global. Sirkulasi jangka termohalin adalah sekali banyak digunakan, tetapi telah hilang dari oseanografi sastra (Toggweiler dan Russell, 2008). Hal ini tidak lagi digunakan karena sekarang jelas bahwa aliran ini tidak kepadatan didorong, dan karena konsepnya belum yang jelas (Wunsch, 2002b). Sirkulasi meridional menjungkirbalikkan lebih baik didefinisikan. Ini adalah zonal ratarata aliran diplot sebagai fungsi kedalaman dan garis lintang. Plot dari sirkulasi acara di mana aliran vertikal adalah penting, tetapi mereka menunjukkan tidak ada informasi tentang bagaimana sirkulasi dalam gyres mempengaruhi aliran. Berikut Wunsch (2002b), saya mendefinisikan sirkulasi sedalam sirkulasi massa. Tentu saja, sirkulasi massa juga membawa panas, garam, oksigen, dan sifatsifat lainnya. Tapi sirkulasi sifatsifat lainnya adalah tidak sama dengan transportasi massal. Misalnya, Wunsch menunjukkan bahwa Atlantik utara impor panas tapi ekspor oksigen. 13.2 Pentingnya Sirkulasi Jauh Sirkulasi dalam membawa panas, salinitas, oksigen, CO 2 , dan properti lainnya dari lintang tinggi di musim dingin untuk menurunkan lintang di seluruh dunia. Ini mempunyai konsekuensi yang sangat penting. 1. Kontras antara air yang dalam dingin dan air permukaan yang hangat menentukan stratifikasi laut, yang sangat mempengaruhi laut dinamika. 2. Volume air yang dalam jauh lebih besar dari volume permukaan wa ter. Meskipun arus di laut dalam yang relatif lemah, mereka memiliki mengangkut sebanding dengan transportasi permukaan. 3. fluks panas dan variabel lain yang dibawa oleh sirkulasi dalam mempengaruhi anggaran panas bumi dan iklim. Fluks bervariasi dari puluhan tahun untuk abad ke ribuan tahun, dan variabilitas ini memodulasi iklim lebih seperti interval waktu. laut mungkin menjadi penyebab utama dari variabilitas lebih kali mulai dari tahun ke dekade, dan itu mungkin telah membantu memodulasi iklim zaman es. Dua aspek sirkulasi dalam sangat penting untuk memahami iklim bumi dan respon yang mungkin untuk peningkatan karbon dioksida CO 2 di atmosfer: i) kemampuan air dingin untuk menyimpan CO 2 dan panas yang diserap dari atmosfer, dan ii) kemampuan arus yang mendalam untuk memodulasi panas diangkut dari daerah tropis ke lintang tinggi. Laut sebagai Reservoir dari Karbon Dioksida laut yang berada primer reservoir tersedia CO 2 , gas rumah kaca penting. Laut berisi 40.000 GtC terlarut, partikulat, dan bentukbentuk hidup karbon. Itu tanah mengandung 2.200 GtC, dan suasana hanya 750 GtC. Jadi laut memiliki 50 kali lebih banyak karbon dari udara. Selanjutnya, jumlah karbon baru dimasukkan ke dalam atmosfer sejak revolusi industri, 150 GtC, kurang dari jumlah karbon bersepeda melalui ekosistem laut di lima

halaman 221

13.2. PENTINGNYA SIRKULASI MENDALAM

213

tahun. (1 GtC = 1 gigaton karbon = 10 12 kilogram karbon.) Carbonate batuan seperti kapur, cangkang hewan laut, dan karang yang lain, banyak lebih besar, waduk. Tapi karbon ini terkunci. Hal ini tidak bisa dengan mudah ditukar dengan karbon di waduk lainnya. Lebih CO 2 larut dalam air dingin daripada di air hangat. Bayangkan saja gemetar dan membuka sekaleng panas Coke TM . CO 2 dari kaleng panas akan memuntahkan jauh lebih cepat dari dari kaleng dingin. Sehingga air yang dalam dingin di laut adalah utama https://translate.googleusercontent.com/translate_f

167/265

2/9/2017


reservoir terlarut CO 2 di laut. New CO 2 dilepaskan ke atmosfer ketika bahan bakar fosil dan pohonpohon dibakar. Sangat cepat, 48% dari CO 2 dilepaskan ke atmosfer larut ke dalam laut (Sabine et al, 2004), banyak yang berakhir jauh di dalam laut. Prakiraan perubahan iklim di masa depan sangat bergantung pada seberapa banyak CO 2 adalah tersimpan di dalam lautan dan untuk berapa lama. Jika sedikit yang disimpan, atau jika disimpan dan kemudian dilepaskan ke atmosfer, konsentrasi di atmosfer akan mengubah, modulasi keseimbangan radiasi gelombang panjang bumi. Berapa banyak dan bagaimana panjang CO 2 disimpan di laut tergantung pada transportasi dari CO 2 oleh mendalam sirkulasi dan pada fluks bersih dari karbon disimpan di dasar laut. Jumlah yang larut tergantung pada suhu air yang dalam, waktu penyimpanan di laut dalam tergantung pada tingkat di mana air dalam diisi kembali, dan deposisi tergantung pada apakah tanaman mati dan hewan yang drop ke dasar laut yang teroksidasi. Peningkatan ventilasi lapisan dalam, dan pemanasan lapisan dalam bisa melepaskan sejumlah besar gas ke atmosfer. Penyimpanan karbon di laut juga tergantung pada dinamika laut ekosistem, upwelling, dan jumlah tanaman mati dan hewan disimpan di sedimen. Tapi aku tidak akan mempertimbangkan proses ini. Transportasi laut dari Panas laut The mengangkut sekitar setengah panas keluar dari tropis yang diperlukan untuk menjaga suhu bumi. Panas dilakukan oleh Gulf Streaming dan utara hanyut Atlantik membuat es Atlantik utara jauh gratis, dan membantu hangat Eropa. Norwegia, pada 60 ◦ N jauh lebih hangat daripada Greenland selatan atau Labrador utara pada garis lintang yang sama. pohonpohon palem tumbuh di pantai barat Irlandia, tapi tidak di Newfoundland yang lebih jauh ke selatan. Wally Broecker (1987), bekerja di LamontDoherty Geofisika observasi tory dari Columbia University, menyebut komponen kelautan dari panastransportasi Sistem Global Conveyor Belt. Ide dasarnya adalah bahwa arus permukaan membawa panas ke utara jauh Atlantik (gambar 13.1). Ada rilis air permukaan panas dan air ke atmosfer, dan itu menjadi cukup dingin, asin, dan padat yang tenggelam ke dasar di Norwegia dan Greenland Seas. kemudian mengalir ke selatan dalam dingin, arus bawah. Beberapa air tetap pada permukaan dan kembali ke selatan di arus permukaan yang dingin seperti Labrador yang Saat ini dan Portugal saat ini (lihat gambar 11.8). Richardson (2008) telah menulis kertas yang sangat berguna survei pemahaman kita tentang belt conveyor global. Air bawah mendalam dari Atlantik utara dicampur ke atas dalam lainnya daerah dan laut, dan akhirnya membuat jalan kembali ke Gulf Stream dan Atlantik Utara. Sehingga sebagian besar air yang tenggelam di Atlantik utara harus diganti dengan air dari Atlantik jauh di selatan. Seperti air permukaan ini

halaman 222

214


80 N o

60 E o

Kanada

Tanah penggembalaan

Labrador Laut Labrador

Tanah penggembalaan 30 E Laut 70 N o

o

60 W o

egian Lautt Norw Norway Norwegia Curren

60 N o

Atlantik Utara sekarang EROPA 40 N 30 W 50 N0 Gambar 13.1 Permukaan (strip sempit) dan dalam (garis lebar) arus di utara Atlantik. Atlantik Utara sekarang membawa air hangat ke utara di mana mendingin. Beberapa tenggelam dan kembali ke selatan sebagai dingin, dalam, baratbatas saat ini. beberapa pengembalian selatan di permukaan. Dari Woods Hole Oceanographic Institution. o

o

o

o

bergerak ke utara melintasi khatulistiwa dan akhirnya ke Gulf Stream, itu membawa panas keluar dari selatan Atlantik. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

168/265

2/9/2017


Begitu banyak panas ditarik ke utara dengan pembentukan utara bawah Atlantic air di musim dingin yang transportasi panas di Atlantik sepenuhnya utara, bahkan di belahan bumi selatan (gambar 5.11). Banyak dari panas matahari yang diserap oleh tropis Atlantik dikirim utara untuk menghangatkan Eropa dan belahan bumi utara. Bayangkan kemudian apa yang mungkin terjadi jika pasokan panas dimatikan. saya akan mendapatkan kembali ke topik yang di bagian berikutnya. Kita bisa membuat perkiraan kasar dari pentingnya permukaan Atlantik utara dan sirkulasi mendalam dari perhitungan berdasarkan apa yang kita ketahui tentang perairan di Atlantik disusun oleh Bill Schmitz (1996) dalam ringkasan nya indah nya kehidupan kerja. Gulf Stream membawa 40 Sv dari 18 ◦ C air ke utara. Ini, 14 SV kembali ke selatan di saat batas barat yang mendalam pada suhu dari 2 ◦ C. Air harus karena itu kehilangan 0,9 petawatts (1 petawatt = 10 15 watt) di utara Atlantik utara dari 24 ◦ N. Meskipun perhitungan sangat kasar, itu adalah sangat dekat dengan nilai 1,2 ± 0,2 petawatts diperkirakan jauh lebih hatihati oleh Rintoul dan Wunsch (1991). Perhatikan bahwa jika air tetap di permukaan dan kembali sebagai Timur batas saat ini, itu akan menjadi jauh lebih hangat daripada saat ini yang dalam ketika kembali

halaman 223


215

arah selatan. Oleh karena itu, transportasi panas akan jauh berkurang dan itu akan mungkin tidak menjaga jauh di utara bebas es Atlantik. Produksi air bawah dipengaruhi oleh salinitas permukaan dan angin di Atlantik utara (Toggweiler dan Russell, 2008). Hal ini juga dipengaruhi dengan tingkat upwelling karena pencampuran di daerah laut lainnya. Pertama, mari kita lihat pada pengaruh salinitas. air permukaan asin membentuk air lebih padat di musim dingin daripada air kurang asin. Di pertama Anda mungkin berpikir bahwa suhu juga penting, tapi di lintang tinggi air di semua cekungan laut mendapat cukup dingin untuk membekukan, sehingga semua hasil laut 2 ◦ C air di permukaan. Dari jumlah ini, hanya yang paling asin akan tenggelam, dan garam tertinggi air di Atlantik dan di bawah es di rakrak benua sekitar Antartika. Produksi air bawah adalah sangat sensitif terhadap perubahan kecil salinitas. Rahmstorf (1995), menggunakan model numerik dari meridional yang berlebihan memutar sirkulasi, menunjukkan bahwa variasi ± 0.1Sv dari aliran air tawar ke utara Atlantik dapat mengaktifkan atau menonaktifkan peredaran mendalam 14 Sv. Jika produksi dalam air dimatikan selama masa salinitas rendah, 1 petawatt dari panas juga dapat mematikan. Penenun dan HillaireMarcel (2004) menunjukkan bahwa shutdown produksi air bawah tidak mungkin, dan jika hal itu terjadi, itu akan menyebabkan Eropa dingin, bukan zaman es baru, karena lebih tinggi konsentrasi CO 2 sekarang di atmosfer. Saya menulis dapat mematikan karena laut adalah sistem yang sangat kompleks. Kita tidak tahu apakah proses lain akan meningkatkan transportasi panas jika sirkulasi dalam terganggu. Misalnya, sirkulasi pada kedalaman menengah dapat meningkatkan ketika sirkulasi dalam berkurang. Produksi air bawah juga sangat sensitif terhadap perubahan kecil dalam pencampuran di laut dalam. Munk dan Wunsch (1998) menghitung bahwa 2,1 TW (terawatts = 10 12 watt) yang diperlukan untuk mendorong sirkulasi dalam, dan bahwa ini Sumber kecil mekanik pencampuran drive fluks panas poleward 2000 TW. Beberapa dari energi untuk pencampuran berasal dari angin yang dapat menghasilkan bergolak pencampuran seluruh lautan. Beberapa energi berasal dari disipasi arus pasang surut, yang tergantung pada distribusi benua. Beberapa energi berasal dari aliran air yang dalam masa lalu sistem midocean ridge. Jadi selama zaman es terakhir, ketika permukaan laut jauh lebih rendah, pasang surut, arus pasang surut, pasang surut disipasi, angin, dan sirkulasi dalam semua berbeda dari nilai sekarang. Peran Samudra di Fluktuasi IceAge Iklim Apa yang mungkin terjadi jika produksi air yang dalam di Atlantik yang mematikan? informasi yang terkandung di Greenland dan Antartika es, di utara sedimen Atlantic, dan di danau sedimen memberikan petunjuk penting. Beberapa inti es melalui Greenland dan es Antartika lembar menyediakan rekor terus menerus dari kondisi atmosfer di Greenland dan Antartika mantan cenderung kembali lebih dari 700.000 tahun sebelum hadir di beberapa core. Tahunan lapisan dalam inti dihitung untuk mendapatkan usia. Lebih dalam inti, di mana tahunan lapisan sulit untuk melihat, usia dihitung dari kedalaman dan dari lapisan debu dari baiktanggal letusan gunung berapi. rasio oksigenisotop es memberikan yang beriklim udara


169/265

2/9/2017


halaman 224

216


K arakteristik di permukaan gletser ketika es itu terbentuk. konsentrasi deuterium memberikan suhu laut permukaan di daerah sumber air. Gelembung di es memberikan atmosfer CO 2 dan metana konsentrasi. Serbuk sari, com kimia posisi, dan partikel memberikan informasi tentang letusan gunung berapi, kecepatan angin, dan arah. Ketebalan lapisan tahunan memberikan tarif akumulasi salju. Dan isotop beberapa elemen memberikan aktivitas ray matahari dan kosmik (Alley, 2000). Core melalui sedimen laut dalam di Atlantik utara yang dibuat oleh Samudera Program Pengeboran memberikan informasi tentang i) permukaan dan suhu dalam dan salinitas di lokasi di atas inti, ii) produksi Atlantic utara air yang dalam, iii) Volume es di gletser, dan iv) produksi gunung es. Icesheet dan core laut dalam telah memungkinkan rekonstruksi iklim untuk beberapa masa lalu ratus ribu tahun. 1. oksigen isotop dan deuterium catatan dalam inti es menunjukkan mendadak variabilitas iklim berkalikali selama 700.000 tahun terakhir. berkalikali selama es terakhir suhu usia dekat Greenland menghangatkan pesat periode 1100 tahun, diikuti dengan pendinginan secara bertahap selama periode yang lebih lama. (Dansgaard et al, 1993). Misalnya, ≈ 11, 500 tahun yang lalu, tempera membangun struktur lebih Greenland hangat oleh ≈ 8 ◦ C dalam 40 tahun dalam tiga langkah, masingmasing mencakup 5 tahun (Alley, 2000). pemanasan tibatiba seperti ini disebut Dans Acara Gaard / Oeschger. Penelitian lain menunjukkan bahwa banyak utara yang ern belahan hangat dan didinginkan dalam fase dengan suhu dihitung dari inti es. 2. Iklim dari 8.000 tahun terakhir adalah konstan dengan sangat sedikit variabil ity. persepsi kita tentang perubahan iklim sehingga berdasarkan sangat tidak biasa keadaan. Semua sejarah yang tercatat telah selama periode hangat dan iklim yang stabil. 3. Hartmut Heinrich dan rekan (Obligasi et al. 1992), mempelajari sedimen yang KASIH di Atlantik utara ditemukan periode ketika bahan kasar adalah de mengemukakan pada bagian bawah pada pertengahan laut. Hanya gunung es dapat membawabahan seperti Rial ke laut, dan menemukan yang ditunjukkan saat ketika sejumlah besar es bergs dilepaskan ke Atlantik utara. Ini sekarang disebut Heinrich peristiwa. 4. Korelasi suhu Greenland dengan produksi gunung es adalah re lated ke sirkulasi dalam. Ketika gunung es meleleh, lonjakan segar air meningkatkan stabilitas kolom air mematikan produksi yang tion dari Atlantik utara Deep Water. Menutupoff formasi dalam air sangat mengurangi transportasi utara air hangat ke utara Atlantic, memproduksi sangat dingin iklim belahan bumi utara (gambar 13.2). Mencairnya es mendorong depan kutub, batas antara dingin dan air hangat di Atlantik utara lebih jauh ke selatan dari positioning sekarang tion. Lokasi depan, dan saat itu pada posisi yang berbeda dapat ditentukan dari analisis sedimen bawah. 5. Ketika sirkulasi meridional menjungkirbalikkan menutup, panas biasanya dilakukan dari Atlantik selatan ke utara Atlantik menjadi tersedia untuk

halaman 225


217

1


170/265

2/9/2017


2 depan kutub 3

Ice marjin 4

dingin

dingin

dingin

Warmer Holocene interglasial Dingin dingin sekali Warmer Eemian interglasial Hari ini 10ky bp20ky bp 40ky bp1100ky bp 130ky bp Gambar 13.2 lonjakan Periodik gunung es selama zaman es terakhir tampaknya telah termodulasi suhu di belahan bumi utara dengan menurunkan salinitas Atlantik utara jauh dan mengurangi sirkulasi menjungkirbalikkan meridional. Data dari core melalui es Greenland sheet (1), sedimen laut dalam (2,3), dan alpinesedimen danau (4) menunjukkan bahwa: Kiri: Selama kali sirkulasi telah stabil, dan bagian depan kutub yang memisahkan hangat dan massa air dingin telah memungkinkan air hangat untuk menembus luar Norwegia. Pusat: Selama zaman es terakhir, lonjakan periodik gunung es berkurang salinitas dan mengurangi meridional yang menjungkirbalikkan sirkulasi, menyebabkan bagian depan kutub bergerak ke selatan dan menjaga air hangat selatan Spanyol. Kanan: fluktuasi serupa selama interglasial terakhir tampaknya telah menyebabkan cepat, perubahan besar dalam iklim. Plot Bawah merupakan indikasi kasar suhu di wilayah, tapi timbangan tidak sama. Setelah Zahn (1994).

1

2

3

4

Suhu Permukaan Atlantik Utara Atlantik Utara Salinitas Gambar 13.3 Sirkulasi meridionalmenjungkirbalikkan di Atlantik utara mungkin stabil dekat 2 dan 4. Namun, switching dari rezim asin hangat ke dingin, rezim segar dan kembali memiliki histeresis. Ini berarti bahwa sebagai lautan asin hangat dalam keadaan awal 1 Freshens, dan menjadi lebih segar dari 2 cepat beralih ke dingin, keadaan segar 3. Ketika daerah lagi menjadi asin, harus bergerak melewati negara 4 sebelum dapat beralih kembali ke 1.

halaman 226

218


menghangatkan belahan bumi selatan. Hal ini menyebabkan iklim 'seamelihat' antara utara dan selatan belahan otak. 6. beralih dan mematikan dari sirkulasi dalam memiliki hysteresis besar (angka 13.3). sirkulasi memiliki dua negara stabil. Yang pertama adalah saat ini sirkulasi. Dalam kedua, air yang dalam sebagian besar diproduksi di dekat Antartika, dan upwelling terjadi di Pasifik utara jauh (seperti halnya hari ini) dan dalam jauh di utara Atlantik. Setelah sirkulasi dimatikan, sistem beralih ke negara stabil kedua. Kembali ke salinitas normal tidak menyebabkan sirkulasi untuk mengaktifkan. air permukaan harus menjadi lebih asin daripada ratarata untuk negara bagian pertama untuk kembali (Rahmstorf, 1995). 7. Peristiwa Heinrich tampaknya mendahului terbesar Dansgaard / Oeschger peristiwa (Stocker dan Marchal, 2000). Inilah yang tampaknya terjadi. Heinrich Acara menutup sirkulasi dalam Atlantik yang mengarah ke sangat dingin Atlantik utara (Martrat et al, 2007). Hal ini diikuti sekitar 1000 tahun kemudian oleh acara Dansgaard / Oeschger dengan pemanasan yang cepat. 8. Dansgaard / OeschgerHeinrich peristiwa tandem memiliki pengaruh global, dan mereka terkait dengan pemanasan peristiwa dilihat di inti es Antartika. tempera Perubahan membangun struktur dalam dua belahan keluar dari fase. ketika Greenland menghangatkan, Antartika mendingin. Data terbaru dari Proyek Eropa untuk Ice Coring di Antartika (epica) menunjukkan bahwa pada periode antara 20.000 dan 90.000 tahun yang lalu, 40% dari varians dalam data suhu Greenland dapat dijelaskan dengan data suhu Antartika (Steig, 2006). 9. Sebuah melemah versi dari proses ini dengan jangka waktu sekitar 1000 tahun mungkin menjadi modulasi iklim masa kini di Atlantik utara, dan mungkin memiliki https://translate.googleusercontent.com/translate_f

171/265

2/9/2017


bertanggung jawab atas Little Ice Age 11001800. Hubungan antara variasi salinitas, suhu udara, dalam air pembentukan, dan sirkulasi atmosfer belum dipahami. Sebagai contoh, kita tidak tahu apakah perubahan dalam perubahan sirkulasi pemicu atmosfer di meridional menjungkirbalikkan sirkulasi, atau jika perubahan meridional yang menjungkirbalikkan perubahan sirkulasi pemicu dalam sirkulasi atmosfer (Brauer et al, 2008). Selain itu, lonjakan mungkin akibat dari suhu panas yang disebabkan oleh peningkatan uap air dari daerah tropis (gas rumah kaca) atau dari ketidakstabilan internal lembaran es besar. Kita tahu, bagaimanapun, iklim yang dapat berubah sangat tibatiba, dan yang beredar di belahan bumi utara memiliki ambang yang sangat sensitif, bahwa ketika menyeberang, menyebabkan perubahan besar dalam pola sirkulasi. Misalnya, Steffensen (2008) menemukan bahwa 11.704, 12.896, dan 14.694 tahun sebelum tahun 2000 ad suhu air sumber untuk Greenland presipitasi menghangatkan 24 ◦ C dalam 13 tahun. Hal ini menunjukkan reorganisasi yang sangat cepat dari sirkulasi atmosfer di lintang tinggi di belahan bumi utara dan pergeseran di lokasi wilayah sumber. Selama acara suhu udara awal lebih dari Greenland dihangatkan oleh ≈ 10 ◦ C dalam 3 tahun. Pada acara nanti, yang beriklim udara K arakteristik lebih Greenland berubah lebih lambat, lebih dari 60 sampai 200 tahun. Brauer et al (2008) menemukan perubahan mendadak dalam storminess atas Jerman di hampir persis saat yang sama, 12.679 tahun yang lalu.

halaman 227

13.3. TEORI UNTUK SIRKULASI MENDALAM

219

13.3 Teori untuk Sirkulasi Jauh Stommel, Arons, dan Faller dalam serangkaian makalah 19581960 dijelaskan teori sederhana dari sirkulasi abyssal (Stommel 1958; Stommel, Arons, dan Faller, 1958; Stommel dan Arons, 1960). Teori ini berbeda begitu besar dari apa yang diharapkan Stommel dan Arons dirancang percobaan laboratorium dengan cairan berputar untuk mengkonfirmasi teori mereka. Teori untuk circu mendalam lation telah dibahas lebih lanjut oleh Marotzke (2000) dan Munk dan Wunsch (1998). Teori Stommel, Arons, Faller didasarkan pada tiga ide dasar: 1. Dingin, air dalam disuplai oleh konveksi dalam pada lintang tinggi beberapa lokasi di Atlantik, terutama di Irminger dan Greenland Seas di utara dan Laut Weddell di selatan. 2. Uniform pencampuran di laut membawa dingin, air yang dalam kembali ke permukaan. 3. Sirkulasi mendalam secara ketat geostropik di pedalaman laut, dan karena itu potensi vortisitas adalah kekal. Perhatikan bahwa sirkulasi dalam didorong oleh pencampuran, bukan oleh tenggelamnya air dingin di lintang tinggi. Munk dan Wunsch (1998) menunjukkan bahwa dalam konveksi dengan sendirinya mengarah ke dalam, stagnan, kolam air dingin. Pada kasus ini, sirkulasi dalam hanya terbatas pada lapisan atas lautan. mencampur atau upwelling diperlukan untuk memompa air dingin ke atas melalui termoklin dan mendorong sirkulasi dalam. Angin dan pasang adalah sumber utama energi mengemudi pencampuran. Perhatikan juga bahwa konveksi dan tenggelam tidak sama, dan mereka tidak terjadi di tempat yang sama (Marotzke dan Scott, 1999). Konveksi terjadi di daerah kecil beberapa kilometer di sisi. Tenggelam, didorong oleh Ekman memompa dan arus geostropik, dapat terjadi di daerah yang jauh lebih besar. Dalam bab ini, kita membahas sebagian besar tenggelam air. Untuk menggambarkan aspek yang paling sederhana dari aliran, kita mulai dengan Sverdrup persamaan diterapkan pada saat bawah ketebalan H di lautan konstan kedalaman: ∂w β v = f (13.1) ∂z dimana f = 2Ω dosa φ, β = (2Ω cosφ) / R, Ω adalah kecepatan rotasi bumi, R bumi radius, dan φ adalah lintang. Mengintegrasikan (13.1) dari dasar laut untuk bagian atas sirkulasi abyssal memberikan: V = ∫

H

v dz = ∫

0 V = R tan φW 0

H f ∂w dz 0 β ∂z

(13.2)

di mana V adalah integral vertikal dari kecepatan utara, dan W 0 adalah kecepatan di dasar termoklin. W 0 harus positif (ke atas) hampir di manamana untuk menyeimbangkan pencampuran bawah panas. Kemudian V harus di manamana terhadap https://translate.googleusercontent.com/translate_f

172/265

2/9/2017


halaman 228

220


S

1

S

2

Gambar 13.4 sketsa ideal dari sirkulasi yang mendalam karena konveksi dalam di Atlantik (Lingkaran hitam) dan upwelling melalui termoklin di tempat lain. Sirkulasi sebenarnya jauh berbeda dari sirkulasi ditunjukkan dalam sketsa ini. Setelah Stommel (1958). kutub. Ini adalah aliran abyssal di pedalaman laut sketsa oleh Stommel pada gambar 13.4. Komponen U aliran dihitung dari V dan w menggunakan persamaan kontinuitas. Untuk menghubungkan garis gaya dari aliran di barat, Stommel menambahkan mendalam saat ini batas barat. Kekuatan Barat de saat batas pends pada volume air S diproduksi di daerah sumber. Stommel dan Arons dihitung aliran untuk laut disederhanakan dibatasi oleh Khatulistiwa dan dua meridian (kue berbentuk laut). Pertama, mereka menempatkan Sumber S 0 dekat tiang untuk mendekati aliran di Atlantik utara. Jika volume air tenggelam pada sumber sama dengan volume air upwelled di basin, dan jika kecepatan upwelled konstan di manamana, maka transportasi T w di batas saat barat adalah: T w = 2 S 0 sin φ

(13.3)

Transportasi di saat batas barat di kutub dua kali volume sumber, dan mengurangi transportasi ke nol pada Equator (Stommel dan Arons, 1960a: eq, 7.3.15; lihat juga Pedlosky, 1996: §7.3). Aliran didorong oleh air upwelling menambahkan resirkulasi sama dengan sumbernya. Jika S 0 melebihi volume air upwelled dalam baskom, kemudian batas saat ini barat membawa air di Khatulistiwa. Hal ini memberikan sketsa saat batas barat di Atlantik utara pada gambar 13.4. Berikutnya, Stommel dan Arons dihitung transportasi di perbatasan barat saat ini dalam baskom tanpa sumber. transportasi adalah: T w = S [12 sin φ]

(13.4)

di mana S adalah transportasi di Khatulistiwa dari belahan bumi lainnya. Didalam basin Stommel mencatat:

halaman 229

13.3. TEORI UNTUK SIRKULASI MENDALAM 30

o


221

Asia 173/265

2/9/2017


Saudi

evolusi suhu potensial pada kedalaman lebih besar 1.10 Arab C 1.20 10 dari 4000m 0,9 Sebuah rlsbe Baskom rg 0.85SomallRid 1.23 Pusat 0.75 0 Baskom 0.95 ge Indian Utara 0.8 0.97 0.70 dan 10 Barat laut Australia 0.6 Mascarene ratarata Baskom Baskom Baskom 0.65 60 Madagaskar Barat Madagaskar 0.96 Australia Australia 0,5 Baskom Ninety East Ridge Baskom 30 0,1 Crozet 0,5 Baskom South Australia 40 0 Baskom Crozet Apakah. 0,2 0,2 Kerguelen Apakah. 50 0o Ke rgue 0,2 len 0,6 0,8 Pla 0.4 60 teau 20

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Daerah Kutub Selatan 70 20 40 60 80 100 120 140 Gambar 13.5 aliran Jauh di Samudera Hindia disimpulkan dari suhu, diberikan dalam C. Catatan bahwa aliran tersebut dibatasi oleh sistem ridge pertengahan laut dalam. Setelah Tchernia (1980). o

o

o

o

o

o

o

o

◦

Sebuah arus air diresirkulasi sama dengan kekuatan sumber dimulai pada tiang dan mengalir menuju sumber ... [dan] secara bertahap berkurang ke nol pada φ = 30 lintang utara. Sebuah arus utara dari kekuatan yang sama dimulai pada sumber khatulistiwa dan juga mengurangi ke nol pada 30 lintang utara. ◦

◦

Hal ini memberikan batas saat ini barat sebagai sketsa di utara Pasifik di mencari 13.4. Perhatikan bahwa teori StommelArons mengasumsikan bawah datar. Pertengahan laut Sistem punggung membagi laut dalam menjadi serangkaian cekungan dihubungkan dengan kusen melalui mana air mengalir dari satu baskom ke yang berikutnya. Sebagai hasilnya, aliran di laut dalam tidak sesederhana itu digambarkan oleh Stommel. Batas arus sepanjang tepi cekungan, dan aliran di cekungan timur di Atlantic datang melalui pertengahan Atlantik ridge dari dasardasar Barat. Angka 13,5 menunjukkan bagaimana pegunungan mengontrol aliran di Samudera Hindia. Akhirnya, teori StommelArons memberikan beberapa nilai untuk waktu yang diperlukan untuk air untuk pindah dari daerah sumber ke dasar termoklin di berbagai cekungan. Waktu bervariasi dari beberapa ratus tahun untuk cekungan dekat sumber untuk hampir seribu tahun untuk utara Pasifik, yang lebih jauh dari sumber. Beberapa Komentar Teori untuk Deep Sirkulasi pemahaman kami berdiri dari sirkulasi dalam masih berkembang. 1. Marotzke dan Scott (1999) menunjukkan bahwa konveksi dalam dan pencampuran yang proses yang sangat berbeda. Konveksi mengurangi energi potensial dari

halaman 230

222

BAB 13. SIRKULASI MENDALAM DI LAUT kolom air, dan itu adalah powered diri. Pencampuran dalam fluida meningkat stratified energi potensial, dan itu harus didorong oleh proses eksternal.

2. model numerik menunjukkan bahwa sirkulasi dalam sangat sensitif terhadap Nilai diasumsikan dari eddy difusivitas vertikal di termoklin (Gargett dan Holloway, 1992). 3. numerik perhitungan oleh Marotzke dan Scott (1999) menunjukkan bahwa transportasi massal tidak dibatasi oleh laju konveksi dalam, tetapi sensitif terhadap nilai diasumsikan eddy difusivitas vertikal, terutama di dekat batas sisi. 4. Air dingin dicampur ke atas pada batas, gunung laut di atas lautan dan pegunungan di tengah laut, di sepanjang arus yang kuat seperti Gulf Stream, dan di Antartika melingkari kini (Toggweiler dan Russell, 2008; Garabato et al, 2004, 2007). Karena pencampuran kuat lebih dari midocean pegunungan dan kecil di daerahdaerah di dekatnya, aliran zonal dalam cekungan laut dan poleward sepanjang pegunungan (Hogg et al. 2001). Sebuah peta sirkulasi tidak akan terlihat seperti sosok 13,4. model numerik dan pengukuran dalam aliran dengan mengapung menunjukkan aliran ini memang zonal. 5. Karena transportasi massa, panas, dan garam tidak terkait erat dengan transportasi panas ke Atlantik utara mungkin tidak sensitif terhadap permukaan salinitas seperti dijelaskan di atas. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

174/265

2/9/2017


13,4 Pengamatan Circulation Jauh Sirkulasi abyssal kurang dikenal dari sirkulasi ataslaut. pengamatan langsung dari tertambat meter saat ini atau mengapung dalamdrifting yang sulit untuk membuat sampai saat ini, dan ada beberapa pengukuran langsung jangka panjang dari saat ini. Selain itu, pengukuran tidak menghasilkan nilai ratarata stabil untuk arus dalam. Sebagai contoh, jika sirkulasi dalam mengambil kirakira 1.000 tahun untuk mengangkut air dari Atlantik utara ke Antartika melingkari kini dan kemudian ke utara Pasifik, aliran ratarata adalah sekitar 1 mm / s. mengamati ini aliran ratarata kecil di hadapan arus dalam khas memiliki variabel kecepatan hingga 10 cm / s atau lebih, sangat sulit. Sebagian besar pengetahuan kita tentang sirkulasi dalam disimpulkan dari diukur distribusi massa air dengan suhu khas mereka dan salinitas dan konsentrasi mereka oksigen, silikat, tritium, fluorocarbons dan pelacak lainnya. Pengukuran ini jauh lebih stabil daripada pengukuran arus searah, dan pengamatan yang dilakukan puluhan tahun terpisah dapat digunakan untuk melacak sirkulasi. Tom czak (1999) dengan hatihati menjelaskan bagaimana teknik dapat dibuat kuantitatif dan bagaimana mereka dapat diterapkan dalam praktek. Misa air Konsep massa air berasal meteorologi. desa helm Bjerknes, seorang ahli meteorologi Norwegia, pertama kali dijelaskan massa udara dingin bahwa bentuk di daerah kutub. Dia menunjukkan bagaimana mereka bergerak ke selatan, di mana mereka bertabrakan dengan massa udara hangat di tempattempat yang ia sebut front, seperti massa Pasukan bertabrakan di front perang (Friedman, 1989). Dalam cara yang sama, massa air

halaman 231

13.4. PENGAMATAN TERHADAP PEREDARAN MENDALAM

223

terbentuk di berbagai daerah laut, dan massa air sering sep arated oleh front. Catatan, bagaimanapun, bahwa angin kencang yang terkait dengan bidang di atmosfer karena perbedaan besar dalam kepadatan dan suhu pada kedua sisi depan. Front di laut kadangkadang memiliki sedikit kontras dalam kepadatan, dan front ini memiliki arus hanya lemah. Tomczak (1999) mendefinisikan massa air sebagai badan air dengan sejarah pembentukan umum, memiliki asalusulnya dalam wilayah fisik laut. Sama seperti massa udara di atmosfer, wa massa ter adalah entitas fisik dengan volume terukur dan karena itu menempati volume yang terbatas di laut. Di wilayah pembentukan mereka mereka memiliki pendudukan eksklusif dari bagian tertentu dari laut. Di tempat lain mereka berbagi laut dengan massa air lainnya dengan yang mereka mencampur. Jumlah seluruhnya volume massa air yang diberikan oleh jumlah dari semua unsurunsurnya terlepas dari lokasi mereka. Plot salinitas sebagai fungsi temperatur, disebut TS plot, digunakan untuk menggambarkan massa air dan distribusi geografis mereka, untuk menggambarkan pencampuran antara massa air, dan untuk menyimpulkan gerakan air di laut dalam. Berikut mengapa plot sangat berguna: sifat air, seperti suhu dan salinitas, terbentuk hanya saat air di permukaan atau di lapisan campuran. Pemanasan, pendinginan, hujan, dan penguapan semua berkontribusi. Setelah tenggelam air di bawah suhu lapisan campuran dan salinitas dapat mengubah hanya dengan mencampur dengan yang berdekatan massa air. Sehingga air dari daerah tertentu memiliki suhu tertentu terkait dengan salinitas tertentu, dan hubungan perubahan kecil sebagai air bergerak melalui laut dalam. 34,5 0

35

35.5

Salinitas 36,5 37 34,5 35

36

35.5

36

36,5

37 30

o

30

50 25

o

1000

20

o

75

2000 Tekanan (decibars) 3000

600

15

o

10 Station 61 Suhu (Celcius) Station 64 5 o

Suhu Salinitas

o

0 12 18 24 30 Suhu (Celcius) Gambar 13.6 Suhu dan salinitas diukur pada stasiun hidrografi di kedua sisi Arus Teluk. Data dari tabel 10,2 dan 10,4. Kiri: Suhu dan salinitas diplot 4000 0 6 o

o

o

o


o

o

o

175/265

2/9/2017


sebagai fungsi kedalaman. Kanan: Data yang sama, tetapi salinitas diplot sebagai fungsi dari temperatur di plot TS. Perhatikan bahwa suhu dan salinitas yang unik terkait di bawah ini lapisan campuran. Beberapa kedalaman dicatat di sebelah titik data.

halaman 232

224

BAB 13. SIRKULASI MENDALAM DI LAUT Suhu

Salinitas

Salinitas (T , S ) 1

T

1

S

1

1

Kedalaman

Kedalaman

T

Suhu S

2

(T , S )

2

2

Suhu

2

Salinitas

Salinitas S

T

1

1

2 2 T Kedalaman

2

(T , S ) 1

1

1

S 2 Kedalaman

1

2

(T , S ) Suhu 2

1

2

S

3

(T3, S3) S T Gambar 13.7 Atas: Pencampuran dua massa air menghasilkan garis pada plot TS. Menurunkan: Pencampuran antara tiga massa air menghasilkan garis berpotongan di sebidang TS, dan puncak di persimpangan dibulatkan oleh pencampuran lanjut. Setelah Defant (1961: 205). 3

3

Sehingga suhu dan salinitas tidak variabel independen. Sebagai contoh, suhu dan salinitas air pada kedalaman yang berbeda di bawah Teluk Streaming yang unik terkait (gambar 13.6, kanan), menunjukkan mereka berasal dari wilayah sumber yang sama, meskipun mereka tidak muncul terkait jika suhu dan salinitas diplot secara independen sebagai fungsi kedalaman (gambar 13.6, kiri). Suhu dan salinitas adalah properti konservatif karena tidak ada sumber atau tenggelam panas dan garam di pedalaman laut. Sifatsifat lainnya, seperti oksigen bebas konservatif. Misalnya, kandungan oksigen dapat berubah lambat karena oksidasi bahan organik dan respirasi oleh hewan. Setiap titik di plot TS adalah jenis air. Ini adalah yang ideal matematika. Beberapa massa air mungkin sangat homogen dan mereka hampir menunjuk pada jalan cerita. massa air lainnya kurang homogen, dan mereka menempati daerah pada plot. Mencampur dua jenis air mengarah ke garis lurus pada diagram TS (Angka 13,7). Karena garis kepadatan konstan di sebidang TS yang melengkung, pencampuran meningkatkan densitas air. Ini disebut densifikasi (gambar 13.8).

halaman 233

13.4. PENGAMATAN TERHADAP PEREDARAN MENDALAM https://translate.googleusercontent.com/translate_f

225 176/265

2/9/2017


15

o

σ = 24,5 t

G

25,0 26,0

10

o

25,5 5 Suhu (Celcius)

26,5 M 27,0

o

0 32,5 o

27,5

L

28.0

33,0

33,5 34,0 34,5 35,0 Salinitas Gambar 13.8 Pencampuran dua jenis air dengan densitas yang sama (L dan G) menghasilkan air yang padat (M) dari kedua jenis air. Setelah Tolmazin (1985: 137). Misa air dan Deep Sirkulasi Mari kita gunakan ideide ini dari air massa dan pencampuran untuk mempelajari sirkulasi dalam. Kita mulai di Atlantik selatan karena telah sangat jelas massa air. Sebuah plot TS dihitung dari Data hidrografi yang dikumpulkan di Atlantik selatan (gambar 13.9) menunjukkan tiga im massa air portant terdaftar dalam rangka penurunan kedalaman (tabel 13.1): Antartika Bawah aab Air, North Atlantic Deep Water NADW, dan Antartika intermediate diate aiw Air. Semua yang lebih dari satu kilometer. Pencampuran antara tiga massa air menunjukkan apexes bulat karakteristik ditampilkan di diidealkan kasus yang ditunjukkan pada gambar 13.7. plot menunjukkan bahwa massa air yang sama dapat ditemukan di seluruh cekungan barat di Atlantik selatan. Sekarang mari kita gunakan penampang salinitas untuk melacak gerakan massa air dengan menggunakan metode inti. Metode inti Variasi lambat dari tempat ke tempat di lautan pelacak seperti salinitas dapat digunakan untuk menentukan sumber air massa seperti seperti yang pada Gambar 13.9. Ini disebut metode inti. Metode ini juga dapat digunakan untuk melacak gerakan lambat massa air. Catatan, bagaimanapun, bahwa melayang lambat dari air dan horizontal pencampuran keduanya menghasilkan sama diamati properti di plot, dan mereka tidak dapat dipisahkan dengan metode inti. Tabel 13.1 Misa Air Atlantik selatan antara 33 S dan 11 N ◦

◦

Temp. Salinitas ( C) aiw 3.3 34,15 ABW 0,4 34,67 NADW 4.0 35.00 nabw 2.5 34,90 u 18.0 35.94 ◦

air Antartika

Antartika Menengah Air Air Antartika Bawah Atlantik Utara air Atlantik Utara Deep Water Atlantik Utara Bawah Air air termoklin Subtropis Bawah Air Dari Defant (1961: tabel 82)

halaman 234

226

BAB 13. SIRKULASI MENDALAM DI LAUT 3435

30

3435

34 3536

o

15 S

25

o

24 S

4 S

35 S

20

o

5 N U

15

o

10 Suhu (Celcius) 47 S o

5

o

0

AIW AAB o

3435

NADW

3435 Salinitas Gambar 13.9 TS plot data yang dikumpulkan pada berbagai lintang di cekungan barat https://translate.googleusercontent.com/translate_f

3435

177/265

2/9/2017


selatan Atlantik. Garis yang ditarik melalui data dari 5 N, menunjukkan kemungkinan pencampuran antara massa air: NADWAtlantik Utara Deep Water, aiwAntartika Menengah Air, aab Antartika Air Bawah, u Subtropis Bawah Air. ◦

inti A adalah lapisan air dengan nilai ekstrim (dalam arti matematika) dari salinitas atau properti lainnya sebagai fungsi kedalaman. Nilai ekstrem adalah lokal maksimum atau minimum kuantitas sebagai fungsi kedalaman. Metode mengasumsikan bahwa aliran adalah sepanjang inti. Air di inti bercampur dengan air massa atas dan di bawah inti dan secara bertahap kehilangan identitasnya. Selanjutnya, aliran cenderung sepanjang permukaan potensi kepadatan konstan. Mari kita menerapkan metode untuk data dari Atlantik selatan untuk menemukan sumber massa air. Seperti yang mungkin Anda harapkan, ini akan menjelaskan namanama mereka. Kita mulai dengan penampang utaraselatan salinitas di cekungan barat Atlantik (gambar 13.10). Ini kita menemukan maxima dan minima salinitas sebagai fungsi kedalaman di lintang yang berbeda, kita dapat melihat dua core yang jelas. Bagian atas rendah salinitas inti mulai dekat 55 ◦ S dan meluas ke utara pada kedalaman dekat 1000 m. Air ini berasal di zona Antartika Polar depan. Ini adalah Antartika Menengah Air. Dibawah massa air ini adalah inti dari air asin berasal di Atlantik utara jauh. Ini adalah Atlantik Utara Deep Water. Di bawah ini adalah air yang paling padat, Air Antartika Bawah. itu berasal di musim dingin ketika dingin, padat, bentuk air garam di Laut Weddell dan lainnya laut dangkal di sekitar Antartika. Tenggelam air di sepanjang lereng benua dan bercampur dengan Circumpolar Deep Water. Kemudian mengisi cekungan yang mendalam dari selatan Pasifik, Atlantik, dan Samudra Hindia. The Circumpolar Deep Water sebagian besar Atlantik Utara Deep Water bahwa telah dilakukan di sekitar Antartika. Seperti yang dilakukan bersama, bercampur dengan mendalam perairan India dan Samudera Pasifik untuk membentuk air sirkumpolar.

halaman 235

13.4. PENGAMATAN TERHADAP PEREDARAN MENDALAM 0

0,3 0,5

PF 34.1

SAF 36

<37

36

227

35 350,8 <34,9 34,934,9 <34,9 34,9

37 36,5 36 35.5

34,7 34.2 34,5 34,7 1000 34,3 35 2000 34,68 3000 34,94 34.8 34,9 4000 Kedalaman (m) 34,7 GreenlandIslandia 5000 Punggung bukit 6000 Antartika 7000 80 60 40 20 0 20 40 60 80 Gambar 13.10 Contour plot salinitas sebagai fungsi kedalaman di cekungan barat Atlantik dari Samudra Arktik ke Antartika. plot jelas menunjukkan core yang luas, salah satu pada kedalaman dekat 1000 m membentang dari 50 S 20 N, yang lain pada adalah pada kedalaman dekat 2000 m membentang dari 20 N sampai 50 S. bagian atas Antartika Menengah Air, semakin rendah North Atlantic Deep Water. Panah menandai arah diasumsikan dari aliran di core. Air Antartika Bawah mengisi tingkat terdalam dari 50 S 30 N. pf adalah polar depan, saf adalah depan subantarctic. Lihat juga angka 10.15 dan 6.10. Setelah Lynn dan Reid (1968). o

o

o

o

o

o

◦

◦

o

o

o

◦

◦

◦

◦

Aliran ini mungkin tidak bersama anak panah yang ditunjukkan pada gambar 13.10. distri yang bution properti di jurang dapat dijelaskan dengan kombinasi aliran lambat ke arah panah ditambah horisontal pencampuran sepanjang permukaan konstan potensi kepadatan dengan beberapa lemah pencampuran vertikal. Vertikal pencampuran proba Bly terjadi di tempattempat di mana permukaan kepadatan mencapai dasar laut pada batas lateral yang seperti gunung laut, pegunungan di tengah laut, dan sepanjang barat batas. Mengalir dalam bidang tegak lurus dengan yang angkanya mungkin setidaknya sekuat aliran dalam bidang sosok yang ditunjukkan oleh anak panah. Metode inti dapat diterapkan hanya untuk pelacak yang tidak berpengaruh massa jenis. Oleh karena itu suhu biasanya pilihan yang buruk. Jika kontrol tracer den sity, maka aliran akan berada di sekitar inti sesuai dengan ideide dari geostrophy, tidak bersama inti seperti yang diasumsikan oleh metode inti. Metode inti bekerja baik terutama di Atlantik selatan dengan yang jelas didefinisikan massa air. Dalam cekungan laut lain, hubungan TS lebih com dipersulit. Perairan abyssal di cekungan lainnya adalah campuran kompleks perairan berasal dari daerah yang berbeda di laut (gambar 13.11). Sebagai contoh, hangat, air asin dari Laut Mediterania memasuki utara Atlantik dan menyebar pada kedalaman antara menggusur air antara dari Antarc tica di Atlantik utara, menambahkan kompleksitas tambahan untuk aliran seperti yang terlihat di bagian kanan bawah gambar. Pelacak lain saya telah menggambarkan metode inti menggunakan salinitas sebagai pelacak, https://translate.googleusercontent.com/translate_f

178/265

2/9/2017


tetapi banyak pelacak lain digunakan. Sebuah pelacak ideal adalah mudah untuk mengukur bahkan ketika konsentrasinya sangat kecil; itu adalah kekal, yang berarti bahwa hanya pencampuran perubahan konsentrasi; itu tidak mempengaruhi kepadatan air; itu ada dalam massa air yang kita ingin melacak, tetapi tidak dalam massa air yang berdekatan lainnya; dan itu tidak mempengaruhi organisme laut (kami tidak ingin melepaskan pelacak beracun).

halaman 236

228

BAB 13. SIRKULASI MENDALAM DI LAUT (A) di Samudra Hindia 100200

(C) Pasifik Utara ater 100200 Lautan centralw Pasifik r makan stUtara ria lw air khatulistiwa ea untuk laut Merah air ntral ua 10 10 300400 m air ce eq air pusat India 400IFIC barat Pasifik Utara 1000m 700m Kunci subantarctic ac 500 Pasifik utara P SA air subarctic air 8000m AI Arctic menengah 5 5 menengah air 1000m air Daerah Kutub Selatan 2000m subarctic Pacific air 1000m2000m air intermdiate 3000m 3000m 10004000m air sirkumpolar 0 0 air bawah Antartika 34,0 34,5 35,0 35.5 36.0 36,5 34,0 34,5 35,0 35.5 36.0 36,5 (B) Pasifik Selatan100200 (D) Samudera Atlantik 100200 100200 r Lautan makan ater lw ater 15 Ntra 15 r centralw ce makan Suhu (Celcius) lw cific ria Pasifik Pa untuk uth Atlantic centralw ua uth Laut Tengah eq st sehingga air 10 10 Selatan kita IFIC stBegitu subantarctic Atlantik Utara air pusat ea ac air 400 P 500 500 subantarctic 1000m 800m 600 air SA 5 5 500 1000mPacific air subarctic 2000m 800m AI 3000m 2000m Daerah Kutub Selatan 3000m Atlantik Utara dalam air dan bawah menengah Daerah Kutub Selatan 10004000m air sirkumpolar air 10004000m air sirkumpolar 0 0 menengah air bawah Antartika air 34,0 34,5 35,0 35.5 36.0 36,5 34,0 34,5 35,0 35.5 36.0 36,5 Salinitas Gambar 13.11 TS plot air di berbagai cekungan laut. Setelah Tolmazin (1985: 138). 15

o

o

15

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Berbagai pelacak memenuhi kriteria ini untuk tingkat yang lebih besar atau lebih kecil, dan mereka digunakan untuk mengikuti air yang dalam dan menengah di laut. Berikut adalah beberapa yang pelacak yang paling banyak digunakan. 1. Salinitas adalah kekal, dan itu mempengaruhi kepadatan jauh lebih sedikit daripada suhu. 2. Oksigen hanya sebagian dilestarikan. konsentrasinya berkurang oleh respirasi oleh tumbuhan laut dan hewan dan oleh oksidasi organik karbon. 3. Silikat digunakan oleh beberapa organisme laut. Mereka dilestarikan pada kedalaman bawah zona diterangi matahari. 4. Fosfat digunakan oleh semua organisme, tetapi mereka dapat memberikan tambahan informasi. 5. 3 Dia adalah kekal, tetapi ada beberapa sumber, sebagian besar di vulkanik laut dalam daerah dan sumber air panas. 6. 3 H (tritium) diproduksi oleh tes bom atom di atmosfer di 1950an. Memasuki laut melalui lapisan campuran, dan itu berguna untuk menelusuri pembentukan air yang dalam. Meluruh dengan waktu paruh 12,3 y dan itu perlahanlahan menghilang dari laut. Gambar 10.16 menunjukkan lambat adveksi atau mungkin pencampuran tracer ke Atlantik utara yang mendalam. Perhatikan bahwa setelah 25 tahun sedikit tritium ditemukan selatan dari 30 ◦ N. Ini berarti mean kecepatan kurang dari mm / s.

halaman 237


179/265

2/9/2017


13,5. Antartika melingkari LANCAR

229

7. Fluorocarbons (Freon digunakan di AC) telah barubaru disuntikkan ke atmosfer. Mereka dapat diukur dengan sensitivitas yang sangat besar, dan mereka sedang digunakan untuk melacak sumbersumber air yang dalam. 8. Sulphur hexafluoride SF 6 dapat disuntikkan ke dalam air laut, dan konsentrasi yang trasi dapat diukur dengan sensitivitas yang besar selama berbulanbulan. Setiap tracer memiliki kegunaannya, dan masingmasing memberikan informasi tambahan tentang aliran. Atlantik Utara Meridional menjungkirbalikkan Sirkulasi The impor besar dikan sirkulasi meridional menjungkirbalikkan untuk iklim Eropa telah menyebabkan program untuk memantau sirkulasi. Rapid Perubahan Iklim / Meridional Menjungkirbalikkan Sirkulasi dan Panas Flux Array cepat / mocha dikerahkan ar ray instrumen yang mengukur tekanan dasar ditambah suhu dan salinitas seluruh kolom air di 15 lokasi di sepanjang 24 ◦ N dekat barat dan batas timur dan di kedua sisi Atlantik ridge dimulai pada 2004 (Church, 2007). Pada saat yang sama, aliran Gulf Stream adalah mea sured melalui Selat Florida, dan stres angin, yang memberikan Ekman transportasi, diukur sepanjang 24 ◦ N oleh instrumen satelit. Ukurannya KASIH menunjukkan bahwa transportasi di seluruh 24 ◦ N adalah nol, dalam akurasi pengukuran, seperti yang diharapkan. Satu tahun ratarata Meridional Overturn ing Sirkulasi adalah 18,7 ± 5,6 Sv, dengan variabilitas mulai 4,435,3 Sv. Akurasi pengukuran adalah ± 1,5 Sv. 13,5 Antartika melingkari kini Antartika melingkari kini merupakan fitur penting dari samudera sirkulasi mendalam karena mengangkut air dalam dan menengah antara Atlantik, Hindia, dan Samudra Pasifik, dan karena Ekman memompa Driven oleh angin barat adalah pendorong utama sirkulasi dalam. Karena begitu penting untuk memahami sirkulasi jauh di semua lautan, mari kita lihat apa yang yang diketahui tentang saat ini. Sebuah plot kepadatan di garis bujur yang konstan di Selat Drake (Gambar 13.12) menunjukkan tiga front. Mereka adalah, dari utara ke selatan: 1) Sub Antartika depan, 2) Polar depan, dan 3) Front acc Selatan. setiap depan kontinu sekitar Antartika (gambar 13.13). plot juga menunjukkan bahwa konstandensity permukaan lereng di semua kedalaman, yang menunjukkan bahwa arus meluas ke bagian bawah. kecepatan saat khas adalah sekitar 10 cm / s dengan kecepatan hingga 50 cm / s dekat beberapa bidang. Meskipun arus lambat, mereka mengangkut lebih banyak air dari arus batas barat karena alirannya dalam dan lebar. Whitworth dan Peterson (1985) dihitung transportasi melalui Selat Drake menggunakan sev tahun eral data dari array 91 meter saat ini pada 24 tambatan spasi sekitar 50 km terpisah sepanjang garis mencakup bagian itu. Mereka juga digunakan pengukuran tekanan bawah diukur dengan alat pengukur di kedua sisi pas yang Sage. Mereka menemukan bahwa transportasi ratarata melalui Selat Drake adalah 125 ± 11 Sv, dan bahwa transportasi bervariasi dari 95 Sv ke 158 Sv. Maksimal transportasi cenderung terjadi pada akhir musim dingin dan awal musim semi (gambar 13.14).

halaman 238

230

BAB 13. SIRKULASI MENDALAM DI LAUT 40 20 0 Transportasi (Sv) 117116 114 0 27,9 27.6 28 28,05 1 28.1 28.15 2

28,2

112 26,9 110 27.2 27.4

27,8


27.6

106

102 104 26,5 27.2 27.4

27,9 28 28,05 28.1

28.25

108

27,8 27,9 28 180/265

2/9/2017


Kedalaman (km) 3

28.15

28,05 SAF 28.15 28.1

PF 28,2

sACCf

28.25

28,2 WOCE A21 (1990) 28,2 Neutral Density (kg / m ) γ 60S 58s | | |

4

3

62S | 0

n

200

400 600 800 Jarak (km) Gambar 13.12 Penampang kepadatan netral di Antartika melingkari kini di Drake Ayat dari Ocean World Sirkulasi bagian Percobaan A21 pada tahun 1990. saat ini memiliki tiga aliran yang terkait dengan tiga front (shading gelap): sf = Southern acc depan, pf = Polar depan, dan saf = subantarctic depan. nomor stasiun hidrografi diberikan di atas, dan transportasi yang relatif 3.000 DBar. air dalam Circumpolar adalah ditunjukkan dengan shading cahaya. Data dari Alex Orsi, Texas A & M University. Karena arus Antartika mencapai bagian bawah, mereka dipengaruhi oleh ke kemudi pographic. Sebagai arus melintasi pegunungan seperti Kerguelen Plateau, PasifikAntartika Ridge, dan Drake Passage, itu dibelokkan oleh pegunungan. Inti dari saat ini terdiri dari Circumpolar Deep Water, sebuah mixer yang mendatang dari air yang dalam dari semua laut. Cabang atas dari saat mengandung miskin oksigen air dari semua lautan. Semakin rendah (lebih dalam) cabang mengandung inti air tinggi salinitas dari Atlantik, termasuk kontribusi dari utara Atlantic air dalam dicampur dengan asin air Laut Mediterania. Sebagai berbeda tersebut massa air ent beredar di sekitar Antartika mereka mencampur dengan massa air lainnya dengan kepadatan serupa. Dalam arti, saat ini adalah raksasa 'mixmaster' mengambil mendalam air dari masingmasing laut, mencampurnya dengan air dalam dari laut lain, dan kemudian mendistribusikan kembali ke masingmasing laut (Garabato et al, 2007).

halaman 239

13,5. Antartika melingkari LANCAR 40

60

20

o

231 0

o

20

o

40

o

o

Samudra Atlantik Selatan 60

o

o

Di dbesarbesaran n HAI ce Sebuah 90 n

SAF PF SACC ACC batas STF 70º SHai uth P acific Samudra 50º 120 90

o

o

120

o

o

30º Selandia Baru 140 160 180 160 140 Gambar 13.13 Distribusi front sekitar Antartika: STF: Subtrobical depan; SAF: Subantarctic depan; PF: Polar depan; SACC: Southern Antartika melingkari depan. daerah yang diarsir adalah dangkal dari 3 km. Dari Orsi (1995). o

8182Juli 7980

o

o

o

o

78 77

160 ) 150 1 s 3 140 m 6 130 120 110 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

181/265

2/9/2017


Transportasi (10 100 90 jan Juli 1977

jan 1978

Juli

jan 1979

Juli

jan jan Juli 19801981

jan 1982

Gambar 13.14 Variabilitas dari transportasi di Antartika melingkari kini yang diukur oleh array meter saat dikerahkan di seluruh Selat Drake. Garis berat adalah merapikan, waktu ratarata transportasi. Dari Whitworth (1988).

halaman 240

232


Terdingin, air yang paling asin di laut diproduksi di landas kontinen sekitar Antartika di musim dingin, sebagian besar dari dangkal Weddell dan Ross laut. Dingin air mengalir asin dari rak, entrains air yang dalam, dan menyebar di sepanjang dasar laut. Akhirnya, 810 Sv air bawah terbentuk (Orsi, Johnson, dan Bullister, 1999). air padat ini kemudian merembes ke semua cekungan laut. Dengan definisi, air ini terlalu padat untuk menyeberang melalui Drake Bagian, sehingga tidak air sirkumpolar. Arus Antartika adalah angin didorong. Angin barat yang kuat dengan maksimum kecepatan dekat 50 ◦ S mendorong arus (lihat gambar 4.2), dan gradi utaraselatan ent kecepatan angin menghasilkan konvergensi dan divergensi Ekman transportasi. Divergence selatan dari zona kecepatan angin maksimum, selatan dari 50 ◦ S lead untuk upwelling dari Circumpolar Deep Water. Konvergensi utara dari zona angin maksimum mengarah ke downwelling air antara Antartika. Air permukaan relatif segar tapi dingin, dan ketika mereka tenggelam mereka mendefinisikan karakteristik air antara Antartika. Posisi relatif saat sirkumpolar dengan maksimal ke barat yang angin gan benar mempengaruhi sirkulasi menjungkirbalikkan meridional dan iklim. Utara maksimal, Ekman mengangkut konvergen, mendorong air ke bawah ke dalam Antartika Air Menengah utara dari Polar depan. Selatan dari maksimum angin, Ekman mengangkut menyimpang, menarik Circumpolar Atlantic Deep Water untuk selatan permukaan Polar depan, yang membantu mendorong sirkulasi dalam (Gambar 13.10). Ketika angin maksimum yang jauh dari tiang, kurang mendalam air ditarik ke atas, dan sirkulasi yang mendalam lemah, karena itu selama terakhir zaman es. Sebagai bumi menghangat setelah zaman es, angin maksimum bergeser Selatan. Angin yang lebih selaras dengan sekarang Circumpolar, dan mereka menarik air lebih dalam ke permukaan. Sejak tahun 1960, angin telah diperkuat dan bergeser ke selatan, semakin memperkuat melingkari kini dan mendalam sirkulasi Toggweiler dan Russell, 2008). Karena angin terus transfer momentum ke Antartika melingkari Saat ini, menyebabkan ia untuk mempercepat, percepatan harus seimbang dengan drag, dan kita dituntun untuk bertanya: Apa yang membuat aliran dari percepatan dengan kecepatan yang sangat tinggi? Munk dan Palmen (1951), menunjukkan form drag mendominasi. Form drag adalah karena arus pegunungan crossing sublaut, terutama di Selat Drake. form drag juga hambatan angin pada mobil yang bergerak cepat. Dalam kedua kasus, aliran ini dialihkan, oleh punggungan atau dengan mobil Anda, menciptakan zona tekanan rendah hilir punggungan atau bawah angin dari mobil. Tekanan rendah zona transfer momentum ke dalam bumi padat, memperlambat arus. 13.6 Konsep Penting 1. Sirkulasi mendalam laut sangat penting karena menentukan stratifikasi vertikal laut dan karena memodulasi iklim. 2. Lautan menyerap CO 2 dari atmosfer mengurangi atmosfer CO 2 konsentrasi. Sirkulasi dalam membawa CO 2 jauh ke laut sementara menjaga dari kembali ke atmosfer. Akhirnya, bagaimanapun pernah, sebagian besar CO 2 harus dilepaskan kembali ke atmosfer. Tetapi beberapa

halaman 241


182/265

2/9/2017


13,6. KONSEP PENTING

233

tetap di laut. Fitoplankton mengkonversi CO 2 menjadi karbon organik, beberapa di antaranya tenggelam ke dasar laut dan dimakamkan di sedimen. Beberapa CO 2 digunakan untuk membuat kerang laut, dan juga tetap di laut. 3. Produksi dasar perairan dalam di Atlantik utara menggambar petawatt dari panas ke belahan bumi utara yang membantu Eropa hangat. 4. Variabilitas pembentukan air yang dalam di Atlantik utara telah terikat fluktuasi besar suhu belahan bumi utara selama es terakhir usia. 5. Jauh konveksi yang memproduksi air bawah hanya terjadi di ujung utara Atlantik dan di beberapa lokasi di seluruh Antartika. 6. Sirkulasi dalam didorong oleh pencampuran vertikal, yang merupakan terbesar di atas pegunungan di tengah laut, di dekat gunung laut, dan di arus batas kuat. 7. Sirkulasi mendalam terlalu lemah untuk mengukur secara langsung. Hal ini disimpulkan dari pengamatan massa air yang didefinisikan oleh suhu dan salinitas mereka dan dari pengamatan pelacak. 8. Antartika melingkari kini bercampur air yang dalam dari Atlantik, Pacific, dan Samudera Hindia dan mendistribusikan kembali ke masingmasing laut. Itu saat ini dalam dan lambat dengan transportasi 125 Sv.

halaman 242

234



183/265

2/9/2017


halaman 243

Bab 14

Proses khatulistiwa

proses khatulistiwa berada di pusat pemahaman kita pengaruh laut di atmosfer, dan mereka mendominasi fluktuasi interannual pola cuaca global. Matahari menghangatkan hamparan luas tropis Pasifik dan Samudra Hindia, penguapan air. Ketika air mengembun sebagai hujan ia melepaskan begitu banyak panas bahwa daerah ini adalah mesin utama penggerak sirkulasi atmosfer (gambar 14.1). Curah hujan di daerah yang luas melebihi tiga meter per tahun (angka 5,5), dan beberapa daerah kelautan menerima lebih dari lima meter hujan per tahun. Untuk menempatkan angka dalam perspektif, lima meter dari hujan per rilis tahun ratarata 400 W / m 2 dari panas ke atmosfer. Equatorial arus memodulasi interaksi udaralaut, khususnya melalui fenomena tersebut dikenal sebagai El Ni~no, dengan konsekuensi global. Saya jelaskan di sini pertama dasar proses khatulistiwa, maka variabilitas tahunketahun dari proses dan pengaruh variabilitas pada pola cuaca. 60º 25 30º 0º https://translate.googleusercontent.com/translate_f

25 25

25 125

25 184/265

2/9/2017


30º

75

25

75

5 +2

60º 0º 60º 120 º 180an 120º 60º 0º Gambar 14.1 rata pemanasan diabatic antara 700 dan 50 mb di atmosfer selama Desember, Januari dan Februari dihitung dari data ECMWF untuk 19831989. Sebagian besar pemanasan ini disebabkan oleh pelepasan panas laten hujan. Setelah Webster et al. (1992). 235

halaman 244

236

BAB 14. PROSES EQUATORIAL 0 100

25 200 20 15 300 Kedalaman (m) 10 400 o

o

o

o

500 600

160

160 140 120 100 80 Garis bujur Angka 14,2 Mean, ataslaut, struktur termal di sepanjang khatulistiwa di Pasifik dari utara dari New Guinea ke Ekuador dihitung dari data di Levitus (1982). o

180

o

o

o

o

o

o

14.1 Proses Equatorial Laut tropis ditandai dengan tipis, permanen, lapisan dangkal air hangat lebih lebih dalam, air dingin. Dalam hal ini, stratifikasi vertikal mirip dengan stratifikasi musim panas di lintang yang lebih tinggi. air permukaan yang terpanas di barat (gambar 6.3) di besar Pasifik kolam hangat. Campuran lapisan adalah jauh di sebelah barat dan sangat dangkal di timur (Gambar 14.2). Termoklin dangkal memiliki konsekuensi penting. Perdagangan tenggara angin bertiup sepanjang khatulistiwa (gambar 4.2) meskipun mereka cenderung terkuat di Timur. Utara khatulistiwa, Ekman transportasi utara. Selatan EQUATOR itu ke selatan. Divergensi aliran Ekman menyebabkan upwelling di khatulistiwa. Di barat, air upwelled hangat. Tapi di timur air upwelled dingin karena termoklin begitu dangkal. Hal ini menyebabkan lidah dingin air di permukaan laut yang membentang dari Amerika Selatan ke dekat batas waktu (gambar 6.3). suhu permukaan di timur adalah keseimbangan antara empat proses: 1. Kekuatan upwelling, yang ditentukan oleh com arah barat ponent angin. 2. Kecepatan arus ke arah barat yang membawa air dingin dari pantai Peru dan Ekuador. 3. UtaraSelatan pencampuran dengan air hangat di kedua sisi khatulistiwa. 4. Panas fluks melalui permukaan laut di sepanjang khatulistiwa. Timurbarat gradien suhu di khatulistiwa drive sirkulasi zonal di atmosfer, sirkulasi Walker. Petir di atas kolam hangat membawa udara ke atas, dan tenggelam udara di timur feed aliran kembali di permukaan. Variasi dalam pengaruh gradien suhu sirkulasi Walker, yang, pada gilirannya, mempengaruhi gradien. Umpan balik dapat menyebabkan ketidakstabilan, El Ni~noSouthern Oscillation (ENSO) dibahas pada bagian berikutnya.


185/265

2/9/2017


halaman 245

14.1. PROSES EQUATORIAL

237

Ratarata Velocity di 10 m Jan 1981 Desember 1994 20

o

10

o

0

o

10 20

o

20,0 cm / s 140 160 180 160 140 120 100 80 Gambar 14.3 rata arus pada 10 m dihitung dari Modular Ocean Model didorong oleh angin diamati dan berarti fluks panas dari tahun 1981 sampai 1994. Model, yang dioperasikan oleh noaa yang Pusat Nasional untuk Prediksi Lingkungan, asimilasi permukaan diamati dan bawah permukaan suhu. Setelah Behringer, Ji, dan Leetmaa (1998). Arus permukaan Stratifikasi kuat mengurung circula angindriven tion ke lapisan campuran dan termoklin atas. Teori Sverdrup dan Munk ini ekstensi, dijelaskan dalam §11.1 dan §11.3, menjelaskan arus permukaan di trop yang ical Atlantik, Pasifik, dan Hindia laut. Arus termasuk (gambar 14.3): 1. Utara Khatulistiwa Lawan antara 3 ◦ N dan 10 ◦ N, yang mengalir ke arah timur dengan kecepatan permukaan khas 50 cm / s. saat ini berpusat pada pita angin lemah, lesu, sekitar 510 ◦ N di mana utara dan angin perdagangan selatan bertemu, zona konvergensi tropis. 2. Utara dan Selatan Khatulistiwa Arus yang mengalir ke arah barat di Band zonal di kedua sisi berlawanan tersebut. Arus yang dangkal, kurang dari 200 m dalam. Arus utara lemah, dengan kecepatan kurang dari sekitar 20 cm / s. Arus selatan memiliki kecepatan maksimum sekitar 100 cm / s, di band antara 3 ◦ N dan khatulistiwa. o

o

o

o

o

o

o

o

o

Arus di Atlantik mirip dengan yang di Pasifik karena angin perdagangan di laut yang juga menyatu dekat 5 ◦ 10 ◦ N. The South Equatorial Saat di Atlantik terus laut di sepanjang pantai Brasil, di mana ia dikenal sebagai Utara Brazil sekarang. Di Samudera Hindia, lesu terjadi di belahan bumi selatan dan hanya selama utaramusim dingin di belahan. Di belahan bumi utara, arus balik dengan angin muson. Ada, bagaimanapun, lebih banyak untuk cerita arus khatulistiwa. Equatorial Undercurrent: Pengamatan Hanya beberapa meter di bawah sur yang wajah di khatulistiwa adalah arus ke arah timur mengalir kuat, Equatorial Under saat ini, yang terakhir saat samudera besar untuk ditemukan. Begini ceritanya: Pada bulan September 1951, kapal penelitian AS Fish and Wildlife Service kapal longline memancing di khatulistiwa selatan dari Hawaii, itu melihat bahwa gigi bawah permukaan melayang terus ke timur. Tahun berikutnya Cromwell, di perusahaan dengan Montgomery dan Stroup, memimpin ekspedisi untuk menyelidiki gerbang distribusi vertikal kecepatan horizontal di khatulistiwa. menggunakan

halaman 246

238

BAB 14. PROSES EQUATORIAL mengambang drogues di permukaan dan di berbagai kedalaman, mereka mampu membangun kehadiran, dekat khatulistiwa di Pasifik tengah, yang kuat, saat ini ke arah timur yang sempit di bagian bawah lapisan permukaan dan bagian atas termoklin (Cromwell, et. al., 1954). Beberapa tahun kemudian Scripps Eastropac Expedition, di bawah kepemimpinan Cromwell, menemukan saat ini diperpanjang ke arah timur hampir ke Kepulauan Galapagos tapi tidak hadir antara pulaupulau dan benua Amerika Selatan. saat yang luar biasa dalam hal itu, meskipun sebanding dalam trans port ke Florida sekarang, kehadirannya adalah terduga sepuluh tahun yang lalu. Bahkan sekarang, baik sumber maupun nasib akhir airnya telah mapan. Tidak ada teori sirkulasi samudera diprediksi keberadaannya, dan baru sekarang teori tersebut dimodifikasi untuk memperhitungkan penting fitur flow.Warren nya S. Wooster (1960).


186/265

2/9/2017


Khatulistiwa Undercurrent di Atlantik pertama kali ditemukan oleh Buchanan pada tahun 1886, dan di Pasifik oleh Angkatan Laut Jepang pada 1920an dan 1930an (McPhaden, 1986). Namun, tidak ada perhatian dibayar untuk pengamatan ini. petunjuk sebelumnya lainnya mengenai arus bawah ini disebutkan oleh Matthäus (1969). Demikian pengalaman lama menjadi lebih jelas yang mengatakan bahwa discover ies tidak menarik perhatian sezaman hanya tidak exist. Dietrich et al. (1980). Bob Arthur (1960) merangkum aspek utama dari aliran: 1. aliran permukaan dapat diarahkan ke arah barat dengan kecepatan 2575 cm / s; 2. Saat membalikkan pada kedalaman 20 sampai 40 m; 3. Eastward terpendam meluas ke kedalaman 400 meter dengan transportasi yang sebanyak 30 Sv = 30 × 10 6 m 3 / s; 4. Inti dari kecepatan arah timur maksimum (0,501,50 m / s) naik dari kedalaman 100 m pada 140 ◦ W 40 m pada 98 ◦ W, maka dips bawah; 5. Undercurrent tampaknya simetris khatulistiwa dan menjadi lebih tipis dan lebih lemah pada 2 ◦ N dan 2 ◦ S. Pada intinya, Pasifik Ekuatorial Undercurrent adalah pita dengan dimensi 0,2 km × 300 km × 13, 000 km (gambar 14.4). Equatorial Undercurrent: Teori Meskipun kita belum memiliki lengkap teori untuk arus bawah, kita memiliki pemahaman yang jelas dari beberapa proses yang lebih penting di tempat kerja di daerah khatulistiwa. Pedlosky (1996), di Bab baik nya di Equatorial Dinamika Termoklin: The luas torial Undercurrent, menunjukkan bahwa saldo dinamis dasar kita telah menggunakan pada pertengahan garis lintang memecah dekat atau di khatulistiwa. Dekat khatulistiwa: 1. Coriolis parameter menjadi sangat kecil, akan nol pada khatulistiwa: f = 2Ω sinφ = βy ≈ 2Ω φ

(14.1)

di mana φ adalah lintang, β = ∂f / ∂y ≈ 2Ω / R dekat khatulistiwa, dan y = R φ.

halaman 247

14.1. PROSES EQUATORIAL 0

0

239

20

100 200 300 Kedalaman (m) 400 0 500 15 0 28.0 26,0 100 24,0 22.0 200 20.0 18.0 300 Kedalaman (m) 16.0 14.0 12.0 400 10,0 500 15 0 o

o

0

0 10

10

50 30 10

0 o

5

o

0

10

0

u (cm / s)

0

5

0

5

o

0

20

10

o

10

15

10

15

o

o

t (Celsius) 10

o

5

o

o

o

o

100 200 35,60 300 35,40 Kedalaman (m) 35,20 400 35.00 500 15 10

o

34.60 34.80 34.60 34.80

S 0 5 10 15 Lintang Gambar 14.4 Palang bagian dari Equatorial Undercurrent di Pasifik dihitung dari Modular Ocean Model dengan data permukaan berasimilasi (Lihat §14.5). Bagian ini adalah ratarata dari 160 E 170 E dari Januari 1965 sampai Desember 1999. daerah dibintiki yang ke arah barat mengalir. Dari Nevin S. Fuckar. o

◦

o

5

o

o

o

o

o

◦

2. Planetary vortisitas f juga kecil, dan adveksi relatif vortisitas tidak dapat diabaikan. Sehingga saldo Sverdrup (11,7) harus dimodifikasi. 3. Saldo geostropik dan vortisitas gagal ketika jarak meridional L untuk khatulistiwa adalah O (√U / β), di mana β = ∂f / ∂y. Jika U = 1 m / s, maka https://translate.googleusercontent.com/translate_f

187/265

2/9/2017


L untuk khatulistiwa adalah O (√U / β), di mana β = ∂f / ∂y. Jika U = 1 m / s, maka L = 200 km atau 2 ◦ lintang. Lagerloeff et al (1999), menggunakan diukur arus, menunjukkan bahwa arus dekat khatulistiwa dapat dijelaskan oleh Saldo geostropik untuk | φ | > 2.2 ◦ . Mereka juga menunjukkan aliran yang lebih dekat dengan khatulistiwa dapat digambarkan menggunakan βpesawat pendekatan f = βy. 4. Saldo geostropik untuk arus zonal bekerja dengan baik di dekat khatulistiwa karena f dan ∂ζ / ∂y → 0 sebagai φ → 0, di mana ζ adalah topografi permukaan laut. air Upwelled sepanjang khatulistiwa yang dihasilkan oleh Ekman memompa bukan bagian dari aliran dua dimensi dalam utaraselatan, pesawat meridional. Aliran ini tiga dimensi. Air cenderung mengalir sepanjang kontur kepadatan konstan (isopy permukaan CNAL), dekat dengan garis suhu konstan di angka 14,2. Dingin air memasuki arus bawah di Pasifik barat jauh, dan bergerak ke arah timur

halaman 248

240

BAB 14. PROSES EQUATORIAL Permukaan laut Barat

termoklin

Angin Timur

SEBUAH campuran lapisan B termoklin C

∂ P / ∂ x Gambar 14.5 Kiri: sketsa Crosssectional dari termoklin dan permukaan laut topografi bersama ekuator. Kanan: Eastward gradien tekanan di Pasifik tengah disebabkan oleh densitas Struktur di sebelah kiri. ke atas di sepanjang khatulistiwa. Sebagai contoh, 25 ◦ isoterm memasuki pemahaman saat ini pada kedalaman dekat 125 m di Pasifik barat di 170 ◦ E dan akhirnya mencapai permukaan pada 125 ◦ W di Pasifik timur. Saldo geostropik meridional dekat khatulistiwa memberikan kecepatan arus zonal, tapi tidak menjelaskan apa yang mendorong arus bawah. A sangat Teori yang disederhanakan untuk terpendam didasarkan pada keseimbangan tekanan zonal gradien sepanjang khatulistiwa. stres angin mendorong air ke arah barat, memproduksi termoklin dalam dan kolam hangat di barat. Pendalaman termoklin menyebabkan ζ topografi permukaan laut lebih tinggi di barat, dengan asumsi bahwa aliran bawah termoklin lemah. Jadi ada tekanan gradien arah timur sepanjang khatulistiwa di lapisan permukaan hingga kedalaman beberapa ratus meter. Itu Tekanan ke arah timur gradien pada permukaan (lapisan A pada gambar 14.5) yang seimbang stres angin T x , dan T x / H = ∂p / ∂x, di mana H adalah kedalaman dicampurlayer Berikut beberapa puluh meter di lapisan B, pengaruh stres angin kecil, dan gradien tekanan tidak seimbang, yang mengarah ke aliran dipercepat menuju timur, arus bawah khatulistiwa. Dalam lapisan ini, aliran mempercepat sampai gradien tekanan seimbang dengan gaya gesek yang cenderung memperlambat Sekarang. Pada kedalaman di bawah beberapa ratus meter di lapisan C, arah timur gradien tekanan terlalu lemah untuk menghasilkan arus, ∂p / ∂x ≈ 0. Pasukan Coriolis menjaga arus bawah khatulistiwa berpusat di khatulistiwa. Jika aliran piatu utara, gaya Coriolis mengalihkan arus ke selatan. Itu sebaliknya terjadi jika aliran piatu selatan. 14.2 Variabel Sirkulasi Equatorial: El Ni~no / La Ni~na Perdagangan yang sangat stabil, tetapi mereka bervariasi dari bulan ke bulan dan tahun ke tahun, terutama di Pasifik barat. Salah satu sumber penting variabilitas yang MaddenJulian gelombang di atmosfer (McPhaden, 1999). Jika perdagangan di barat melemahkan atau sebaliknya, sistem udaralaut di khatulistiwa daerah dapat dilemparkan ke negara lain yang disebut El Ni~no. gangguan ini sistem khatulistiwa di Pasifik adalah penyebab paling penting dari perubahan pola cuaca di seluruh dunia. Meskipun makna modern istilah El Ni~no menunjukkan gangguan sistem ekuatorial seluruh di Pasifik, istilah ini telah digunakan di masa lalu untuk menggambarkan beberapa proses yang sangat berbeda. Hal ini menyebabkan banyak kebingungan. Untuk mengurangi kebingungan, mari kita belajar sedikit sejarah.


188/265

2/9/2017


halaman 249

14.2. EL NI ~NO

241

Sejarah Sedikit Pada abad ke19, istilah ini diterapkan untuk kondisi off pantai Peru. Kutipan berikut berasal dari pengenalan Philan der (1990) buku yang sangat bagus El Ni~no, La Ni~na, dan Osilasi Selatan: Pada tahun 1891, Se~nor Dr. Luis Carranza dari Lima Geografis Masyarakat, menyumbangkan artikel kecil untuk Buletin yang masyarakat, menelepon perhatian pada fakta bahwa counterarus yang mengalir dari utara ke selatan telah diamati antara pelabuhan Paita dan Pacasmayo. The Paita pelaut, yang sering menavigasi sepanjang pantai di kecil kerajinan, baik ke utara atau selatan pelabuhan itu, nama kontra ini saat ini saat "El Ni~no" (Yesus anak) karena telah diamati untuk segera muncul setelah Natal. Karena ini kontrasaat ini telah melihat pada kesempatan yang berbeda, dan penampilan sepanjang pantai Peru telah bersamaan dengan hujan di lintang di mana jarang jika pernah hujan ke sebagian besar, saya berharap, pada kesempatan ini, untuk memanggil perhatian geografi dibedakan di sini berkumpul untuk fenomena ini, yang latihan, tidak diragukan lagi, sangat pengaruh besar atas kondisi iklim yang bagian dari world. yang alamat Se~nor Frederico Alfonso Pezet untuk Keenam Internasional Geo grafis Kongres di Lima, Peru 1895. The Peru memperhatikan bahwa dalam beberapa tahun saat El Ni~no lebih kuat dari normal, itu menembus jauh ke selatan, dan hal ini terkait dengan hujan lebat di Peru. Hal ini terjadi pada tahun 1891 ketika (lagi mengutip dari buku Philander ini) . . . itu kemudian terlihat bahwa, sedangkan hampir setiap musim panas di sanasini ada jejak arus sepanjang pantai, di tahun itu begitu terlihat, dan dampaknya yang begitu gamblang oleh fakta bahwa buaya mati besar dan batangbatang pohon yang ditanggung ke Pacasmayo dari utara, dan bahwa seluruh suhu yang sebagian dari Peru mengalami perubahan seperti karena arus panas yang bermandikan pantai. ... Se~nor Frederico Alfonso Pezet. ... Laut penuh keajaiban, tanah bahkan lebih. Pertamatama gurun menjadi taman .... tanah tersebut direndam oleh hujan lebat, dan dalam beberapa minggu seluruh negeri ditutupi oleh padang rumput yang melimpah. Peningkatan alami ternak secara praktis dua kali lipat dan kapas dapat tumbuh di tempattempat di tahun lainnya vegetasi tampaknya impossible.Dari Mr SM Scott & Bapak H. bermalas dikutip dari kertas oleh Murphy, 1926. El Ni~no 1957 bahkan lebih luar biasa. Begitu banyak sehingga menarik perhatian meteorologi dan ahli kelautan di seluruh cekungan Pasifik. Pada musim gugur tahun 1957, cincin karang Canton Island, di memori Pria yang pernah suram dan kering, subur dengan bibit yang tak terhitung jumlahnya tropis pohon dan tanaman merambat. Salah satunya adalah cenderung memilih peristiwa atol terpencil ini sebagai epitomizing tahun, bahkan di sini, di tepi terpencil Pasifik, luas bersama pergeseran dalam laut dan atmosfer telah tempa perubahan dramatis. Di tempat lain tentang Pacific juga adalah pengetahuan umum bahwa tahun telah menjadi salah satu peristiwa iklim yang luar biasa. Hawaii memiliki pertamanya topan yang direkam; burung lautmembunuh El Ni~no mengunjungi pantai Peru;

halaman 250

242

BAB 14. PROSES EQUATORIAL es keluar dari Point Barrow pada saat awal dalam sejarah; dan pada tepi barat Pasifik, musim hujan tropis berlamalama enam minggu di luar yang ditunjuk jangka Sette dan Isaacs (1960).

Hanya beberapa bulan setelah kejadian, pada tahun 1958, kelompok dibedakan dari ahli kelautan dan meteorologi dirakit di Rancho Santa Fe, California untuk mencoba bawah berdiri Samudra Mengubah Pasifik pada tahun 1957 dan 1958 (Sette dan Isaacs (1960). Ada, mungkin untuk pertama kalinya, mereka mulai sintesis atmosfer dan peristiwa kelautan yang mengarah ke pemahaman kita tentang El Ni~no. Sementara ahli kelautan telah sebagian besar berkaitan dengan equato timur https://translate.googleusercontent.com/translate_f

189/265

2/9/2017


Rial Pasifik dan El Ni~no, ahli meteorologi telah sebagian besar berkaitan dengan Barat tropis Pasifik, Samudera Hindia tropis, dan oscillator Southern tion. Hildebrandsson, yang Lockyers, dan Sir Gilbert Walker melihat pada awal dekade abad ke20 yang menekan fluktuasi seluruh daerah itu sangat berkorelasi dengan fluktuasi tekanan di banyak daerah lain dunia (gambar 14.6). Karena variasi tekanan terkait dengan angin dan curah hujan, mereka ingin mengetahui apakah tekanan di satu wilayah dapat digunakan untuk ramalan cuaca di daerah lain menggunakan korelasi. Studi awal menemukan bahwa dua pusat terkuat dari variabilitas yang dekat Darwin, Australia dan Tahiti. Fluktuasi di Darwin yang berlawanan orangorang di Tahiti, dan menyerupai osilasi. Selanjutnya, dua pusat memiliki korelasi yang kuat dengan tekanan di daerah yang jauh dari Pasifik. Walker bernama fluktuasi yang Oscillation Selatan. The Southern Oscillation Index adalah tekanan permukaan laut di Tahiti dikurangi permukaan laut Tekanan di Darwin (gambar 14.7) dinormalisasi dengan standar deviasi dari perbedaan. Indeks tersebut terkait dengan angin perdagangan. Ketika indeks tinggi, gradien tekanan antara timur dan barat di Pasifik tropis besar, dan angin perdagangan yang kuat. Ketika indeks perdagangan negatif, lemah. 2

80

o

0

60

o

40

L

o

2 2

0 0

o

4

o

40 60

2 4 6 8

0 2

20

0 20

2

o

2

0

2 H L 2

o

2

o

L

6 4 2 L 4

0 H 5 L 2

2 0

6

2 4

L 8 0

4

0

L 2 2

0 2

2

0

6 20

60 120 180 120 60 0 Gambar 14.6 Koefisien korelasirata tahunan tekanan permukaan laut dengan tekanan di Darwin. Koefisien <0.4. Setelah Trenberth dan Shea (1987). o

o

o

o

o

o

halaman 251

14.2. EL NI ~NO

243

Normalisasi Indeks Southern Oscillation 3 2 1 0 1 2 Indeks normalized 3 4 1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 Tanggal Gambar 14.7 Normalisasi Southern Oscillation Index dari tahun 1951 ke 1999. Indeks dinormalisasi adalah tekanan permukaan laut anomali di Tahiti dibagi dengan deviasi dikurangi permukaan laut standar Tekanan anomali di Darwin dibagi dengan standar deviasi maka perbedaan dibagi dengan standar deviasi dari perbedaan. Sarana dihitung 19511980. nilainilai bulanan indeks telah dihaluskan dengan berjalan ratarata 5 bulan. kuat El Peristiwa Ni~no terjadi di 19571958, 19651966, 19721973, 19821983, 19971998. Data dari noaa. Hubungan antara Oscillation Selatan dan El Ni~no dibuat segera setelah pertemuan Rancho Santa Fe. Ichiye dan Petersen (1963) dan Bjerknes (1966) melihat hubungan antara suhu khatulistiwa di Pasifik selama 1957 El Ni~no dan fluktuasi angin perdagangan yang terkait dengan Southern Oscillation. Teori ini dikembangkan lebih lanjut oleh Wyrtki (1975). Karena El Ni~no dan Oscillation Southern terkait erat, yang Fenomena ini sering disebut sebagai El Ni~noSouthern Oscillation atau enso. Barubaru ini, osilasi disebut sebagai El Ni~no / La Ni~na, di mana La Ni~na mengacu pada fase positif dari osilasi ketika angin perdagangan yang kuat, dan suhu air di daerah ekuator timur sangat dingin. Definisi El Ni~no Philander (1990) menunjukkan bahwa setiap El Ni~no adalah unik, dengan suhu yang berbeda, tekanan, dan pola curah hujan. beberapa https://translate.googleusercontent.com/translate_f

190/265

2/9/2017


kuat, beberapa lemah. Jadi, persis peristiwa apa yang layak disebut El Ni~no? Data icoads menunjukkan bahwa indikator terbaik dari El Ni~no tekanan permukaan laut anomali di timur ekuator Pasifik dari 4 ◦ S 4 ◦ N dan dari 108 ◦ W untuk 98 ◦ W (Harrison dan Larkin, 1996). Hal ini berkorelasi baik dengan permukaan laut tem perature di Pasifik tengah daripada dengan SouthernOscillation Index. Demikian pentingnya El Ni~no tidak persis sebanding dengan Oscil Selatan lation Indekskuat El Ni~no dari 19571958, memiliki sinyal lemah di angka 14,7 dari lemah El Ni~no dari 19651966. Trenberth (1997) merekomendasikan bahwa oranggangguan dari sys khatulistiwa tem di Pasifik akan disebut El Ni~no hanya jika 5 bulan berjalan berarti anomali suhu permukaan laut di wilayah 5 ◦ N5 ◦ S, 120 ◦ W 170 ◦ W melebihi 0,4 ◦ C selama enam bulan atau lebih. Jadi El Ni~no, yang mulai hidup sebagai perubahan dalam arus off Peru setiap Natal, telah tumbuh menjadi raksasa. Sekarang berarti gangguan dari lautatmosfer Sistem seluruh khatulistiwa Pasifik.

halaman 252

244

BAB 14. PROSES EQUATORIAL

Teori El Ni~no Wyrtki (1975) memberikan gambaran yang jelas dari El Ni~no. Selama dua tahun sebelumnya El Ni~no, tenggara terlalu kuat perdagangan yang hadir di Pasifik tengah. Ini perdagangan tenggara kuat mengintensifkan pilin subtropis Pasifik Selatan, memperkuat Selatan Saat khatulistiwa, dan meningkatkan lereng timurbarat dari permukaan laut olehgedung ing up air di khatulistiwa Pasifik Barat. Begitu stres angin di Pasifik tengah rileks, air akumulasi mengalir ke arah timur,masalah cakap dalam bentuk gelombang Kelvin ekuatorial. Gelombang ini menyebabkan ac yang penumpukan air hangat off Ekuador dan Peru dan depresi dari termoklin biasanya dangkal. Secara total, El Ni~no adalah hasil dari respon Pasifik ekuatorial untuk atmosfer memaksa oleh angin perdagangan. Kadangkadang perdagangan di khatulistiwa Pasifik Barat tidak hanya melemahkan, mereka benarbenar berbalik arah selama beberapa minggu sampai satu bulan, memproduksi barat semburan angin yang cepat memperdalam termoklin ada. Pendalaman termoklin meluncurkan ke arah timur menyebarkan gelombang Kelvin dan ke arah barat menyebarkan gelombang Rossby. (Jika Anda bertanya, Apa Kelvin dan Rossby ombak? Aku akan menjawab bahwa dalam satu menit. Jadi harap bersabar.) Gelombang Kelvin memperdalam termoklin ketika bergerak ke arah timur, dan itu membawa ke arah timur air hangat. Kedua proses menyebabkan pendalaman lapisan campuran di bagian timur ekuator Pasifik beberapa bulan setelah gelombang diluncurkan di Pasifik Barat. Termoklin lebih di timur mengarah ke upwelling hangat air, dan permukaan suhu lepas pantai Ekuador dan Peru menghangatkan oleh 2 4 ◦ . Air hangat mengurangi kontras suhu antara timur dan barat, lebih lanjut mengurangi perdagangan. Umpan balik positif yang kuat antara permukaan laut suhu dan angin perdagangan menyebabkan perkembangan pesat dari El Ni~no. Dengan waktu, kolam hangat menyebar timur, akhirnya memanjang sejauh 140 ◦ W (Gambar 14.8). Plus, air hangat di timur sepanjang khatulistiwa karena upwelling air hangat, dan untuk mengurangi adveksi air dingin dari timur karena angin perdagangan lemah. Perairan hangat di sepanjang khatulistiwa di timur menyebabkan daerah hujan lebat untuk bergerak ke arah timur dari Melanesia dan Fiji ke Pasifik tengah. Pada dasarnya, sumber utama panas untuk bergerak sirkulasi atmosfer dari barat ke Pasifik tengah, dan seluruh suasana merespon perubahan. Bjerknes (1972), menggambarkan interaksi antara laut dan atmosfer lebih bagian timur ekuator Pasifik menyimpulkan: Dalam kasus dingin laut (1964) atmosfer memiliki stabil diucapkan lapisan antara 900 dan 800 mb, mencegah konveksi dan curah hujan, dan kasus hangat (1965) pasokan panas dari lautan menghilangkan atmo stabilitas bulat dan mengaktifkan curah hujan. . . . Sebuah efek samping dari luas pemanasan dari sabuk tropis atmosfer muncul dalam meningkatkan pertukaran momentum sudut dengan sabuk subtropis tetangga, dimana jet barat subtropis memperkuat. . . Variabilitas panas dan kelembaban pasokan ke mesin termal atmosfer global dari ekuator Pasifik dapat terbukti memiliki jauh efek skala besar. Klaus Wyrtki (1985), menggambar pada pengamatan yang luas dari El Ni~no, menulis:


191/265

2/9/2017


halaman 253

14.2. EL NI ~NO

245

0,2 30 20 0,2 0 0,2 10 0 0,4 0,2 10 0 0 20 30 (A) MaretMei 0,2

0

0

o

0

o

0

0,2

o

o

0,4

0.6

1.0

0,2

o

0.60.8 0.8 0.60,4 0 0,2 0,2 0 0,4 0,40.8 100 120 140 160 180 160 140 120 100 80 0 30 0,2 0 0 0,2 20 0 0 0,2 10 0,40,20.6 0.8 1.0 0,2 0,2 1.2 0 1.2 0 1.0 1.4 0.8 10 0.4 1.0 0,6 0,2 20 0,2 0 0,4 0.4 0,2 0,2 30 (B) AgustusOktober 0 0.4 0,2 o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

100 120 140 160 180 160 140 0,2 0,2 30 0,4 0 0,2 0 20 0,4 0,2 0,2 0,2 10 0,2 0 0,2 0.60,2 0 10 0 0,4 0,2 20 0,2 30 (B) DesemberFebruari 0,2 o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

100 30 20 10 0 10 20

o

120

o

o

o

o

o

o

o

o

o

0.6 0,4 0,6 1.0 1.6 1.4 1.2 0.80.6 0.60 0 0,2 0 0.4 0,2 0,2

140 160 180 160 140 120 100 80 0

o

120 100 80

o

o

o

0,4

0,2 0,4 0 0,2 0,2 0 0,2 0,2 0,2 0 0 0 0,40,4 0,4 0,6 0.4 0 0.4 0,4 0,4 0 0,2 0 0,2 0 30 (D) MeiJuli 0 0 0,2 100 120 140 160 180 160 140 120 100 80 Gambar 14.8 Anomali suhu permukaan laut (di C) selama El Ni~no khas diperoleh dengan ratarata data dari El Ni~nos antara tahun 1950 dan 1973. Bulan setelah terjadinya peristiwa. Setelah Rasmusson dan Carpenter (1982). 0,2

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

◦

halaman 254

246

BAB 14. PROSES EQUATORIAL Sebuah siklus El Ni~no lengkap menghasilkan debit panas bersih dari tropis Pacific menuju garis lintang yang lebih tinggi. Pada akhir siklus Pasifik tropis habis panas, yang hanya dapat dikembalikan oleh akumulasi lambat air hangat di Pasifik barat oleh angin perdagangan normal. quences berkala, skala waktu dari Osilasi Selatan diberikan pada saat diperlukan untuk akumulasi air hangat di Pasifik barat.


192/265

2/9/2017


Ini adalah peristiwa jauh mencapai yang membuat El Ni~no begitu penting. Beberapa orang peduli air hangat off Peru sekitar Natal, banyak peduli tentang dunia perubahan cuaca. El Ni~no penting karena pengaruh atmosfer nya. Ketika gelombang Kelvin mencapai pantai Ekuador, bagian tercermin sebagai ke arah barat menyebarkan gelombang Rossby, dan bagian merambat utara dan selatan sebagai sebuah pesisir terjebak gelombang Kelvin membawa air hangat ke lintang yang lebih tinggi. Untuk Misalnya, selama 1957 El Ni~no, ke utara menyebarkan gelombang Kelvin menghasilkan air biasa hangat lepas pantai California, dan akhirnya mencapai Alaska. Ini pemanasan dari pantai barat Amerika Utara pengaruh lebih lanjut iklim di Amerika Utara, terutama di California. Sebagai gelombang Kelvin bergerak di sepanjang pantai, memaksa gelombang Rossby yang bergerak ke barat melintasi Pasifik dengan kecepatan yang tergantung pada garis lintang (14,4). kecepatan sangat lambat di lintang tinggi dan tercepat di khatulistiwa, di mana gelombang yang dipantulkan bergerak kembali sebagai pendalaman termoklin, mencapai pusat khatulistiwa Pasifik setahun kemudian. Demikian pula, merambat ke arah barat Gelombang Rossby diluncurkan pada awal El Ni~no di barat, mencerminkan off Asia dan kembali ke khatulistiwa Pasifik tengah sebagai gelombang Kelvin, lagi tentang Setahun kemudian. El Ni~no berakhir ketika gelombang Rossby tercermin dari Asia dan Ekuador bertemu di Pasifik tengah sekitar satu tahun setelah timbulnya El Ni~no (Picaut, Masia, dan du Penhoat, 1997). Gelombang mendorong kolam hangat di permukaan menuju barat. Pada saat yang sama, gelombang Rossby tercermin dari batas barat menyebabkan termoklin di Pasifik tengah menjadi dangkal bila gelombang mencapai Pasifik tengah. Maka setiap penguatan perdagangan menyebabkan upwelling air dingin di timur, yang meningkatkan suhu timurbarat gradien, yang meningkatkan perdagangan, yang meningkatkan upwelling yang (Takayabu et al 1999). Sistem ini kemudian dilemparkan ke negara La Ni~na dengan perdagangan yang kuat, dan lidah sangat dingin sepanjang khatulistiwa di timur. La Ni~na cenderung bertahan lebih lama dari El Ni~no, dan siklus dari La Ni~na ke El Ni~no dan kembali memakan waktu sekitar tiga tahun. Siklus ini tidak tepat. El Ni~no datang kembali pada interval 27 tahun, dengan ratarata dekat empat tahun (gambar 14.7). Equatorial Kelvin dan Rossby Waves Kelvin dan Rossby gelombang adalah Cara laut untuk menyesuaikan diri dengan perubahan memaksa seperti semburan angin barat. Penyesuaian terjadi sebagai gelombang arus dan laut tingkat yang dipengaruhi oleh gravitasi, Coriolis kekuatan f, dan variasi utaraselatan dari gaya Coriolis ∂f / ∂y = β. Ada banyak jenis gelombang ini dengan frekuensi yang berbeda, panjang gelombang, dan kecepatan. Jika gravitasi dan f adalah kekuatan memulihkan, gelombang disebut Kelvin dan Poincaré gelombang. Jika β adalah gaya pemulih, gelombang disebut gelombang planet. Salah satu jenis penting dari gelombang planet adalah gelombang Rossby.

halaman 255

14.2. EL NI ~NO

247 y

Utara HAI ρ

H

1

ρ

Timur x

h 2

Gambar 14.9 Sketsa model dua lapisan laut khatulistiwa digunakan untuk menghitung planet gelombang di daerah tersebut. Setelah Philander (1990: 107). Dua jenis gelombang sangat penting untuk El Ni~no: internal yang Kelvin gelombang dan gelombang Rossby. Kedua gelombang dapat memiliki mode yang terbatas a, wilayah utaraselatan sempit berpusat di khatulistiwa. Ini adalah equatorially gelombang terperangkap. Keduanya ada dalam bentuk yang sedikit berbeda di lintang yang lebih tinggi. Kelvin dan Rossby teori gelombang adalah di luar cakupan buku ini, jadi saya akan hanya memberitahu Anda apa yang mereka tanpa menurunkan sifatsifat gelombang. Jika kamu penasaran, Anda dapat menemukan rincian di Philander (1990): Bab 3; Pedlosky (1987): Bab 3; dan Apel (1987): §6.106.12. Jika Anda tahu sedikit tentang gelombang, mereka panjang gelombang, frekuensi, kelompok dan fase kecepatan, melompat ke Bab 16 dan baca §16.1. Teori gelombang khatulistiwa didasarkan pada model dua lapisan laut (Gambar 14.9). Karena laut tropis memiliki lapisan tipis hangat, permukaan atas termoklin tajam, model seperti itu adalah pendekatan yang baik untuk daerahdaerah. Equatorialterjebak gelombang Kelvin bebas dispersif, dengan kecepatan kelompok: https://translate.googleusercontent.com/translate_f

193/265

2/9/2017


c Kg = c ≡ √g ' H;

dimana

g ' =

ρ 2 ρ 1 g ρ 1

(14.2)

g ' berkurang gravitasi, ρ 1 , ρ 2 adalah kepadatan atas dan di bawah termoklin, dan g adalah gravitasi. Terjebak gelombang Kelvin menyebarkan hanya ke timur. Perhatikan, bahwa c adalah fase dan kelompok kecepatan dari perairan dangkal, dalam, gelombang gravitasi. ini kecepatan maksimum di mana gangguan dapat melakukan perjalanan sepanjang termoklin. nilainilai khas dari jumlah dalam (14.2) adalah: ρ 2 ρ 1 = 0,003; ρ 1

H = 150 m;

c = 2,1 m / s

Di khatulistiwa, gelombang Kelvin merambat ke arah timur dengan kecepatan hingga 3 m / s, dan mereka menyeberangi Pasifik dalam beberapa bulan. Arus yang terkait dengan gelombang yang di manamana ke arah timur dengan komponen utaraselatan (gambar 14.10). gelombang Kelvin juga dapat merambat ke kutub sebagai gelombang terperangkap sepanjang timur pantai cekungan laut. kecepatan grup mereka juga diberikan oleh (14,3), dan mereka terbatas pada zona pesisir dengan lebar x = c / (β y)

halaman 256

248


Khatulistiwa 0,3

2.1 0,3

2.1 h (x, y) cm

Lintang (km) 1000 2000 0 2000 4000 2000 0 2000 4000 Bujur (km) Bujur (km) Gambar 14.10 Kiri: arus horizontal terkait dengan gelombang equatorially terjebak dihasilkan oleh perpindahan berbentuk lonceng dari termoklin. Kanan: Perpindahan termoklin karena gelombang. Angkaangka menunjukkan bahwa setelah 20 hari, gangguan awal telah dipisahkan menjadi gelombang Rossby arah barat merambat (kiri) dan ke arah timur menyebarkan gelombang Kelvin (kanan). Setelah Philander et al. (1984: 120). Gelombang Rossby penting di khatulistiwa memiliki frekuensi kurang dari frekuensi Coriolis. Mereka dapat melakukan perjalanan hanya ke barat. Kelompok kecepatan: c Rg =

c ; (2 n + 1)

n = 1, 2, 3, ...

(14.3)

Gelombang tercepat perjalanan ke arah barat dengan kecepatan dekat 0,8 m / s. arus terkait dengan gelombang hampir seimbang geostropik di dua kontra pusaran berpusat di khatulistiwa berputar (mencari 14.10). Jauh dari khatulistiwa, frekuensi rendah, panjangpanjang gelombang gelombang Rossby juga perjalanan hanya ke barat, dan arus yang terkait dengan gelombang lagi hampir seimbang geostropik. kecepatan kelompok sangat bergantung pada garis lintang: c Rg =

β g ' H f 2

(14.4)

dinamika gelombang di daerah khatulistiwa sangat berbeda dari dinamika gelombang di pertengahan garis lintang. Gelombang baroklinik jauh lebih cepat, dan respon dari laut perubahan angin memaksa jauh lebih cepat daripada di pertengahan garis lintang. untuk planet gelombang dekat khatulistiwa, kita bisa berbicara tentang panduan gelombang khatulistiwa. Sekarang, mari kita kembali ke El Ni~no dan "jauh efek skala besar." 14,3 El Ni~no Teleconnections Teleconnections korelasi signifikan secara statistik antara e cuaca ventilasi yang terjadi di tempat yang berbeda di bumi. Gambar 14.11 menunjukkan dominasi yang telekoneksi global yang dominan terkait dengan El Ni~no / Southern Oscillation. Pengaruh enso adalah melalui pengaruhnya terhadap konveksi dan diasosiasikan diciptakan pelepasan panas laten di Pasifik khatulistiwa. Sebagai daerah hujan lebat bergerak timur, sumber bergerak pemanasan atmosfer dengan hujan, yang menyebabkan perubahan luas di atmosfer sirkulasi dan pola cuaca di luar tropis Pasifik (McPhaden, Zebiak dan Glantz, 2006), termasuk gangguan tekanan atmosfer (mencari 14.12). urutan kejadian mengarah ke beberapa prediktabilitas dari pola cuaca musim di muka lebih dari Amerika Utara, Brazil, Australia, Afrika Selatan dan daerah lainnya.


194/265

2/9/2017


halaman 257

14.3. EL NI ~NO Teleconnections

249

60

o

40 20

o

Juli (0) MAR (+) Nov (0) Mei (+) May (0) Apr (+) cukup Oktober (0) Dec (0) Data stasiun untuk analisis Juni (0) Nov (0) Juli (0) Jun (+) Sep (0) MAR (+) April (0) MAR (+) Nov (0) Mei (+) Mar (0) Feb (+) May (0) Oktober (0) Nov (0) Feb (+)

September (0) Mei (+)

0

o

20 40 60

April (0) Oktober (0)Oktober (0) MAR (+)

Juni (0) Sep (0)

o

o

o

o

0 40 80 120 160 180 160 120 80 40 Gambar 14.11 Sketsa daerah menerima hujan ditingkatkan (garis putusputus) atau kekeringan (garis solid) selama acara El Ni~no. (0) menunjukkan bahwa hujan berubah selama tahun di mana El Ni~no mulai, (+) menunjukkan bahwa hujan berubah selama setahun setelah El Ni~no dimulai. setelah Ropelewski dan Halpert (1987). o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

The enso gangguan sampai pertengahan garis lintang dan tropis sistem cuaca lead perubahan dramatis dalam curah hujan di beberapa daerah (mencari 14.11). Sebagai konvektif yang daerah bermigrasi timur sepanjang khatulistiwa, mereka membawa hujan ke biasanya kering, pulau pusatPasifik. Kurangnya hujan Pasifik Barat menyebabkan kekeringan di Indonesia dan Australia. NP GM

EQ

Gambar 14.12 Mengubah pola konveksi di Pasifik ekuator selama El Ni~no, mengatur pola anomali tekanan di atmosfer (garis padat) yang mempengaruhi Suasana extratropical. Setelah Rasmusson dan Wallace (1983).

halaman 258

250



195/265

2/9/2017


35 30 25 20 Ratarata Texas Curah hujan (inci) 15 10

2

1

0 1 2 3 Indeks Osilasi Selatan Gambar 14.13 Korelasi curah hujan ratarata tahunan ratarata lebih dari Texas diplot sebagai fungsi dari Indeks Osilasi Selatan ratarata untuk tahun ini. Dari Stewart (1995). Contoh: Keragaman Texas Curah Hujan Gambar 14.11 menunjukkan global pandangan telekoneksi. Mari kita memperbesar satu wilayah, Texas, bahwa saya hanya memilih karena saya tinggal di sana. Angka global menunjukkan bahwa wilayah tersebut harus memiliki tinggi dari curah hujan normal di musim dingin setelah El Ni~no dimulai. Karena itu saya corre lated curah hujan ratarata tahunan untuk negara bagian Texas ke Oscillation Selatan Indeks (gambar 14.13). tahun basah sesuai dengan El Ni~no tahun di khatulistiwa Pasifik. Selama El Ni~no, konveksi biasanya ditemukan di khatulistiwa Barat Pacific pindah timur ke khatulistiwa Pasifik tengah. Subtropis jet juga bergerak timur, membawa kelembaban tropis di seluruh Meksiko ke Texas dan Missis Sippi Loire. front dingin di musim dingin berinteraksi dengan tingkat kelembaban atas untuk menghasilkan hujan musim dingin melimpah dari Texas ke arah timur. 14,4 Observing El Ni~no Pasifik tropis dan khatulistiwa adalah, daerah terpencil yang luas jarang dikunjungi oleh kapal. Untuk mengamati Laboratorium Pacific Marine Environmental wilayah noaa ini di Seattle dikerahkan array pelampung untuk mengukur oseanografi dan meteoro variabel logis (gambar 14.14). Pelampung pertama berhasil dikerahkan pada tahun 1976 oleh David Halpern. Sejak itu, tambatan baru telah ditambahkan ke array, baru instrumen telah ditambahkan ke tambatan, dan tambatan telah im terbukti. Program ini kini telah berevolusi menjadi Suasana Tropical Ocean tao array sekitar 70 tambatan deeplaut yang mencakup khatulistiwa Pasifik Laut antara 8 ◦ N dan 8 ◦ S dari 95 ◦ W untuk 137 ◦ E (McPhaden et al, 1998). array mulai beroperasi penuh pada bulan Desember 1994, dan terus berkembang. kerja yang diperlukan untuk merancang dan mengkalibrasi instrumen, menyebarkan tambatan, dan Proses data dikoordinasikan melalui Proyek tao. Ini adalah multinasional Upaya melibatkan Amerika Serikat, Jepang, Korea, Taiwan, dan Perancis dengan kantor proyek di Pacific Marine Laboratorium Lingkungan.

halaman 259

14,5. PERAMALAN EL NI ~NO

251

Tropical Suasana Samudra (TAO) Array 20 10

o

0

o

o

10

o

Atlas Meteran saat ini 20 120 140 160 180 160 140 120 100 80 Gambar 14.14 Tropical Suasana Samudra tao array pelampung ditambatkan dioperasikan oleh noaa yang Pacific Laboratorium Lingkungan Kelautan dengan bantuan dari Jepang, Korea, Taiwan, dan Perancis. Gambar dari noaa Pacific Marine Laboratorium Lingkungan. o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

The tao tambatan ukuran suhu udara, kelembaban relatif, angin permukaan kecepatan, suhu permukaan laut, dan bawah permukaan suhu dari 10 meter ke 500 meter. Lima tambatan yang terletak di khatulistiwa pada 110 ◦ W, 140 ◦ W, 170 ◦ W, 165 ◦ E, dan 147 ◦ E juga membawa ke atasmencari Acoustic Doppler Current Profiler ADCP untuk mengukur arus ataslaut antara 10 m dan 250 m. Data dikirim kembali melalui sistem Argos, dan data diproses dan dibuat tersedia secara real time dekat. The tambatan pulih dan diganti tahunan. Semua sensor dikalibrasi sebelum penyebaran dan setelah pemulihan. Data dari tao digabung dengan data altimeter dari Jasin, dan ers2 untuk di amati tain pengukuran yang lebih komprehensif El Ni~no. Jasin dan Topex / Poseidon Data telah sangat berguna karena mereka dapat digunakan untuk menghasilkan akurat peta tingkat permukaan laut setiap sepuluh hari. Peta yang disediakan views rinci https://translate.googleusercontent.com/translate_f

196/265

2/9/2017


pengembangan 19971998 El Ni~no secara real time dekat yang luas direproduksi di seluruh dunia. Pengamatan (mencari 10.6) menunjukkan laut tinggi Tingkat menyebarkan dari barat ke timur, memuncak di bagian timur ekuator Pasifik pada bulan November 1997. Selain itu, data satelit melampaui data tao wilayah untuk menyertakan seluruh tropis Pasifik. Hal ini memungkinkan ahli kelautan untuk mencari pengaruh ekstratropis di El Ni~no. tarif hujan diukur dengan Mission Tropical Rainfall Measuring nasa ini yang dirancang khusus untuk tujuan ini. Ini diluncurkan pada tanggal 27 November 1997, dan itu membawa lima instrumen: yang ruang angkasa curah hujan radar pertama, microwave radiometer lima frekuensi, scanner terlihat dan inframerah, awan dan bumi sistem energi radiasi, dan sensor petir pencitraan. Kerja bersamasama, instrumen memberikan data yang diperlukan untuk menghasilkan peta bulanan curah hujan tropis ratarata lebih dari 500 km dengan 500 daerah km dengan akurasi 15%. Grid global antara ± 35 ◦ lintang. Selain itu, data satelit digunakan untuk mengukur panas laten dilepaskan ke atmosfer oleh hujan, sehingga memberikan pemantauan terus menerus dari pemanasan atmosfer di daerah tropis. 14,5 Peramalan El Ni~no Pentingnya El Ni~no untuk pola cuaca global telah menyebabkan banyak skema untuk acara peramalan di Pasifik khatulistiwa. beberapa generasi model telah diproduksi, tetapi keterampilan perkiraan memiliki tidak selalu

halaman 260

252


meningkat. Model bekerja dengan baik selama beberapa tahun, kemudian gagal. Kegagalan diikuti oleh model membaik, dan siklus terus. Dengan demikian, model terbaik tahun 1991 gagal memprediksi lemah El Ni~nos pada tahun 1993 dan 1994 (Ji, Leetmaa, dan Kousky, 1996). Model terbaik dari pertengahan 1990an gagal untuk memprediksi terjadinya kuat El Ni~no dari 19971998 meskipun model baru yang dikembangkan oleh Pusat Nasional for Environmental Prediction membuat perkiraan terbaik dari pengembangan peristiwa. Secara umum, lebih canggih model, baik perkiraan (Kerr, 1998). The menceritakan berikut beberapa pekerjaan yang lebih baru untuk meningkatkan peramalan gips. Untuk mempermudah, saya menjelaskan teknik yang digunakan oleh Pusat Nasional untuk Prediksi lingkungan (Ji, Behringer, dan Leetmaa, 1998). Tapi Chen et al. (1995), Latif et al. (1993), dan Barnett et al. (1993), antara lain, memiliki semua maju model prediksi berguna. Model atmosfer Seberapa baik kita dapat model proses atmosfer lebih Pasifik? Untuk membantu menjawab pertanyaan, World Climate Pro Penelitian gram Model Interkomparasi Proyek Atmospheric (Gates, 1992) dibandingkan Output dari 30 model numerik atmosfer yang berbeda untuk tahun 1979 ke tahun 1988. Variabilitas dalam Tropics: Synoptic ke Intraseasonal Skala waktu proyek adalah sangat penting karena mendokumentasikan kemampuan 15 umum atmosfer model sirkulasi untuk mensimulasikan variabilitas diamati dalam atmo tropis sphere (Slingo et al. 1995). Model termasuk beberapa yang dioperasikan oleh badan ernment pusat peramalan cuaca, termasuk model yang digunakan untuk seharihari perkiraan oleh Pusat Eropa untuk Forecasts MediumRentang Cuaca. Hasil pertama menunjukkan bahwa tidak ada model mampu menduplikasi semua variabilitas interseasonal penting dari suasana tropis pada rentang waktu dari 280 hari. Model dengan aktivitas intraseasonal lemah cenderung memiliki lemah siklus tahunan. Kebanyakan model tampaknya mensimulasikan beberapa aspek penting dari variabilitas termasuk El Ni~no. Panjang dari seri waktu itu, Namun, terlalu pendek untuk memberikan hasil yang konklusif tentang variabilitas. Hasil Subpenelitian yang menyiratkan bahwa model numerik dari atmosfer sirkulasi umum perlu ditingkatkan jika mereka akan digunakan untuk mempelajari tropis variabilitas dan respon dari atmosfer untuk perubahan di laut tropis. Model Oceanic Kemampuan kita untuk memahami El Ni~no juga tergantung pada kami kemampuan untuk model sirkulasi laut di Pasifik ekuator. Karena model memberikan kondisi awal yang digunakan untuk prakiraan, mereka harus mampu mengasimilasi pengukuran uptodate dari Pasifik bersama dengan fluks panas dan sur menghadapi angin dihitung dari model atmosfer. Pengukuran mencakup angin permukaan laut dari scatterometers dan pelampung ditambatkan, suhu permukaan dari optimalinterpolasi set data (lihat §6.6), suhu bawah permukaan dari pelampung dan xbts, dan permukaan laut dari altimetri dan pasangalat pengukur di pulaupulau. Ji, Behringer, dan Leetmaa (1998) di Pusat Nasional untuk Environmental Prediksi mental yang telah memodifikasi Geophysical Fluid Dynamics Laboratorium Modular Ocean Model untuk digunakan di Pasifik tropis (lihat §15.3 lebih informal mation tentang model ini). Ini domain adalah Pacific antara 45 ◦ S dan 55 ◦ N dan antara 120 ◦ E dan 70 ◦ W. Resolusi zonal 1.5 ◦ . meridional yang Resolusi adalah 1/3 ◦ dalam waktu 10 ◦ dari khatulistiwa, meningkatkan lancar ke 1 ◦ pole https://translate.googleusercontent.com/translate_f

197/265

2/9/2017


halaman 261

14,5. PERAMALAN EL NI ~NO

253

bangsal dari 20 ◦ lintang. Ini memiliki 28 tingkat vertikal, dengan 18 di atas 400 m ke mengatasi lapisan campuran dan termoklin. Model ini didorong oleh angin ratarata dari Hellerman dan Rosenstein (1983), anomali di bidang angin dari Florida State University, dan berarti fluks panas dari Oberhuber (1988). Ini asimilasi suhu bawah permukaan dari array dan xbts tao, dan suhu permukaan dari bulanan optimalinterpolasi kumpulan data (Reynolds dan Smith, 1994). Output dari model ini adalah analisis laut, kepadatan dan lapangan saat yang paling sesuai dengan data yang digunakan dalam analisis (angka 14,3 dan 14,4). Ini digunakan untuk mendorong model lautatmosfer digabungkan untuk menghasilkan perkiraan. Model ditambah ditambah model atmosfer terpisah dan kelautan model yang menyampaikan informasi melalui batas umum mereka di sur laut wajah, sehingga kopling dua perhitungan. kopling bisa menjadi salah satu cara, dari atmosfer, atau dua arah, ke dalam dan keluar dari laut. Dalam skema yang digunakan oleh Pusat Nasional noaa for Environmental Prediction model laut adalah sama Modular Ocean Model yang dijelaskan di atas. Hal ini digabungkan keresolusi rendah versi, jarak menengah model prakiraan global yang dioperasikan oleh National Pusat (Kumar, Leetmaa, dan Ji, 1994). Anomali stres angin, panas, dan fluks air tawar dihitung dari model atmosfer ditambahkan ke mean nilai tahunan fluks, dan jumlah yang digunakan untuk menggerakkan model laut. suhu permukaan laut dihitung dari model laut digunakan untuk menggerakkan Model atmosfer dari 15 ◦ N sampai 15 ◦ S. Sebagai daya komputer penurunan biaya, model menjadi semakin com plex. tren adalah model digabungkan global yang mampu mencakup lainnya digabungkan ocean sistem suasana di samping enso. Saya kembali ke masalah di §15.6 mana Saya menjelaskan model digabungkan global. Model statistik model statistik didasarkan pada analisis cuaca pola di Pasifik menggunakan data akan kembali beberapa dekade. Ide dasarnya adalah bahwa jika pola cuaca saat ini mirip dengan pola pada beberapa waktu di masa lalu, maka pola todays akan berkembang seperti yang mereka lakukan pada waktu lalu. Sebagai contoh, jika angin dan suhu di daerah tropis Pasifik saat ini mirip dengan angin dan suhu sebelum 1976 El Ni~no, maka kita mungkin mengharapkan El serupa Ni~no untuk memulai dalam waktu dekat. Prakiraan Secara umum, model lautatmosfer digabungkan menghasilkan peramalan gips yang tidak lebih baik dari perkiraan statistik (Jan van Oldenborgh, 2005). Perkiraan tidak hanya mencakup peristiwa di Pasifik, tetapi juga global konsekuensi dari El Ni~no. Perkiraan dihakimi dua cara: 1. Menggunakan korelasi antara permukaan laut suhu daerahratarata anomali dari model dan anomali suhu yang diamati dalam timur ekuator Pasifik. Daerah ini biasanya dari 170 ◦ W 120 ◦ W antara 5 ◦ S dan 5 ◦ N. perkiraan Berguna memiliki korelasi melebihi 0,6. 2. Menggunakan perbedaan akarmeansquare antara diamati dan diprediksi suhu permukaan laut di wilayah yang sama. Perkiraan yang sangat kuat 1997 El Ni~no telah hatihati dipelajari. Jan van Oldenborg et al (2005) dan Barnston et al (1999) tidak menemukan model berhasil meramalkan terjadinya awal dari El Ni~no pada akhir 1996 dan awal

halaman 262

254


1997. Pengumuman resmi pertama dari El Ni~no dibuat Mei 1997. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

198/265

2/9/2017


Juga tidak setiap model meramalkan anomali suhu yang besar diamati di timur ekuator Pasifik sampai daerah sudah menghangat. Tidak ada perbedaan yang jelas antara akurasi perkiraan dinamis atau statistik. 14.6 Konsep Penting 1. Proses Equatorial penting karena panas yang dilepaskan oleh hujan di daerah khatulistiwa membantu drive banyak sirkulasi atmosfer. 2. Energi matahari diserap oleh Pacific adalah pembalap yang paling penting dari di sirkulasi mospheric. Energi matahari hilang dari laut terutama oleh evap pidato. panas menghangatkan suasana dan mendorong sirkulasi saat panas laten penguapan dilepaskan di daerah hujan, terutama di Barat tropis Pasifik dan intertropis Convergence Zone. 3. interannual variabilitas arus dan suhu di khatulistiwa Pacific memodulasi kelautan memaksa atmosfer. interannual ini variabilitas terkait dengan El Ni~no / La Ni~na. 4. Perubahan dinamika khatulistiwa menyebabkan perubahan dalam sirkulasi atmosfer dengan mengubah lokasi hujan di daerah tropis Pasifik dan karena lokasi penge yang tion dari sumber panas utama pendorong sirkulasi atmosfer. 5. El Ni~no menyebabkan perubahan terbesar dalam dinamika khatulistiwa. selama El Ni~no, perdaganganangin melemah di Pasifik Barat, termoklin menjadi kurang jauh di barat. Hal ini mendorong gelombang Kelvin ke arah timur di sepanjang luas yang tor, yang memperdalam termoklin di Pasifik timur. Kolam hangat di barat bergerak ke arah timur menuju Pasifik tengah, dan intens daerah hujan tropis bergerak dengan kolam hangat. 6. El Ni~ [n] o adalah sumber terbesar dari fluktuasi dari tahun ke tahun di cuaca global pola. 7. Sebagai hasil dari El Ni~no, kekeringan terjadi di wilayah Indonesia dan utara Australia, dan banjir terjadi di Barat, tropis Amerika Selatan. variasi dalam sirkulasi atmosfer mempengaruhi daerah yang lebih jauh melalui tele koneksi. 8. Prakiraan El Ni~no dibuat menggunakan digabungkan numeri lautatmosfer model kal. Prakiraan tampaknya memiliki akurasi yang berguna selama 36 bulan di maju, sebagian besar setelah timbulnya El Ni~no.

halaman 263

Bab 15

Model numerik

Kami melihat sebelumnya bahwa solusi analitik dari persamaan gerak tidak mungkin untuk mendapatkan untuk arus samudera khas. Masalahnya adalah karena istilah nonlinear di persamaan gerak, turbulensi, dan kebutuhan untuk bentuk yang realistis untuk laut lantai dan garis pantai. Kami juga telah melihat betapa sulitnya untuk menggambarkan laut dari pengukuran. Satelit dapat mengamati beberapa proses hampir di manamana setiap beberapa hari. Tapi mereka amati hanya beberapa proses, dan hanya dekat atau di permukaan. Kapal dan mengapung dapat mengukur lebih variabel, dan lebih dalam air, tetapi pengukuran jarang. Oleh karena itu, model numerik memberikan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

199/265

2/9/2017


hanya berguna, pandangan global arus laut. Mari kita lihat akurasi dan validitas model, mengingat bahwa meskipun mereka hanya model, mereka menyediakan a sangat rinci dan realistis pemandangan Samudera. 15.1 PendahuluanBeberapa KataKata Perhatian model numerik dari arus laut memiliki banyak keuntungan. mereka mensimulasikan mengalir di cekungan laut yang realistis dengan dasar laut yang realistis. Mereka termasuk di tersebut fluence viskositas dan nonlinear dinamika. Dan mereka dapat menghitung kemungkinan masa mengalir di laut. Mungkin, yang paling penting, mereka interpolasi antara pengamatan jarang laut yang dihasilkan oleh kapalkapal, drifter, dan satelit. model numerik bukan tanpa masalah. "Ada perbedaan dunia antara karakter hukum dasar, di satu sisi, dan sifat dari perhitungan yang dibutuhkan untuk bernapas kehidupan ke mereka, di sisi lain "Berlinski (1996). Model tidak pernah bisa memberikan deskripsi lengkap dari arus laut bahkan jika persamaan yang terintegrasi secara akurat. Masalah timbul dari beberapa sumber. persamaan diskrit yang tidak sama dengan persamaan terus menerus. Dalam Bab 7 kita menuliskan persamaan diferensial yang menggambarkan gerakan terus menerus cairan. model numerik menggunakan pendekatan aljabar dengan yang luas diferensial tions. Kami berasumsi bahwa cekungan laut diisi dengan grid poin, dan Waktu bergerak maju dalam langkahlangkah kecil. Nilai arus, tekanan, tempera mendatang, dan salinitas dihitung dari nilainilai mereka pada titiktitik terdekat dan sebelumnya waktu. Ian Stewart (1992), seorang matematikawan mencatat, menunjukkan bahwa 255

halaman 264

256

BAB 15. MODEL NUMERIK

Discretization penting untuk implementasi komputer dan tidak bisa dis pensed dengan. Inti dari kesulitan adalah bahwa dinamika diskrit sistem hanya longgar terkait dengan terus menerus sistemmemang dinamika sistem diskrit jauh lebih kaya daripada mereka yang terus menerus rekanrekandan perkiraan yang terlibat dapat membuat larutan palsu tions. Perhitungan turbulensi sulit. model numerik memberikan informasi yang tion hanya pada titiktitik grid model. Mereka tidak memberikan informasi tentang mengalir antara poin. Namun, laut adalah turbulen, dan model kelautan mampu menyelesaikan kebutuhan turbulensi jaringan poin milimeter spasi terpisah, dengan langkahlangkah waktu milidetik. model laut praktis telah titik grid spasi puluhan hingga ratusan kilome tar terpisah di horisontal, dan puluhan hingga ratusan meter terpisah di vertikal. Ini berarti bahwa turbulensi tidak dapat dihitung secara langsung, dan pengaruh turbulensi harus parameterized. Holloway (1994) menyatakan masalah SUC cinctly: model laut mempertahankan derajat lebih sedikit kebebasan dari laut yang sebenarnya (Sekitar 20 kali lipat). Kami kompensasi dengan menerapkan 'eddy kental goo 'gerak squash semua tapi yang terkecil dipertahankan timbangan. (Kami juga menggunakan numeric nonkonservatif.) Ini analog dengan menempatkan partisi dalam kotak untuk mencegah molekul gas dari menyerang daerah lain kotak. model kelautan kita tidak bisa menyerang sebagian besar samudera nyata derajat kebebasan hanya karena model tidak termasuk mereka. Mengingat bahwa kita tidak bisa melakukan halhal yang 'benar', adalah lebih baik untuk melakukan apaapa? Itu bukanlah pilihan. 'Tidak ada' berarti menerapkan goo kental dan berharap untuk komputer pernah lebih besar. Bisa kita lakukan lebih baik? Sebagai contoh, kita bisa kira konfigurasi entropi yang lebih tinggi ke arah mana pusaran cenderung mendorong laut (kecenderungan untuk bersaing dengan memaksa dikenakan dan menghilangnya)? Dengan "derajat kebebasan" Holloway berarti semua gerakan yang mungkin dari kecil gelombang est dan turbulensi dengan arus terbesar. Mari kita lakukan perhitungan. Kita tahu bahwa laut adalah bergolak dengan pusaran sekecil beberapa milimeter. Untuk benarbenar menggambarkan laut kita perlu model dengan titiktitik grid spasi 1 mm terpisah dan waktu langkah dari sekitar 1 ms. Model karena itu harus memiliki 360 ◦ × 180 ◦ × (111 km / derajat) 2 × 10 12 (mm / km) 2 × 3 km × 10 6 (mm / km) = 2,4 × 10 27 titik data untuk laut dalam 3 km yang meliputi dunia. The Ocean Paralel global yang Model program yang dijelaskan di bagian selanjutnya memiliki 2,2 × 10 7 poin. Jadi kita perlu 10 20 kali lebih banyak poin untuk menggambarkan laut nyata. Ini yang hilang 10 20 derajat kebebasan. model praktis harus lebih sederhana daripada laut nyata. Model laut harus dijalankan pada komputer yang tersedia. Ini berarti ahli kelautan lebih menyederhanakan model mereka. Kami menggunakan pendekatan hidrostatik dan Boussinesq, dan kami sering menggunakan persamaan terintegrasi di vertikal, persamaan air dangkal (Haid vogel dan Beckmann, 1999: 37). Kami melakukan ini karena kami belum dapat berjalan paling https://translate.googleusercontent.com/translate_f

200/265

2/9/2017


model rinci sirkulasi samudera selama ribuan tahun untuk memahami peran laut dalam iklim.

halaman 265

15.2. MODEL NUMERIK DI OCEANOGRAPHY

257

kode numerik memiliki kesalahan. Apakah Anda tahu dari perangkat lunak apapun tanpa bug? model numerik menggunakan banyak subrutin masingmasing dengan banyak baris kode yang diubah menjadi instruksi yang dimengerti oleh prosesor menggunakan perangkat lunak lain disebut kompilator. Menghilangkan semua kesalahan perangkat lunak adalah mustahil. dengan hatihati pengujian, output mungkin benar, tapi akurasi tidak bisa dijamin. Plus, perhitungan numerik tidak bisa lebih akurat dibandingkan dengan akurasi angka floatingpoint dan integer digunakan oleh komputer. kesalahan roundoff bisa tidak bisa diabaikan. Lawrence et al (1999), meneliti output dari atmosfer model numerik ditemukan kesalahan dalam kode yang dihasilkan oleh fortran90 com piler digunakan pada superkomputer Cray penelitian yang digunakan untuk menjalankan kode. Mereka juga menemukan kesalahan roundoff dalam konsentrasi pelacak dihitung dari model. Kedua kesalahan diproduksi kesalahan penting dalam output dari model. Kebanyakan model tidak baik diverifikasi atau disahkan (Post & Votta, 2005). Namun, tanpa verifikasi dan validasi yang memadai, keluaran dari model numerik tidak kredibel. Ringkasan Meskipun banyak sumber kesalahan, yang paling kecil dalam praktek. model numerik laut memberikan yang paling rinci dan lengkap views sirkulasi yang tersedia untuk ahli kelautan. Beberapa simulasi mengandung Rincian belum pernah terjadi sebelumnya dari aliran. Saya termasuk katakata peringatan tidak untuk memimpin Anda percaya model yang salah, tapi untuk memimpin Anda untuk menerima output dengan sebutir garam. 15.2 Model numerik di Oceanography model numerik sangat banyak digunakan untuk berbagai tujuan di oseanografi. Untuk tujuan kita kita dapat membagi model menjadi dua kelas: model mekanistik yang model yang digunakan untuk mempelajari proses disederhanakan. Menjadi menyebabkan model yang disederhanakan, output lebih mudah untuk menafsirkan dari keluaran dari model yang lebih kompleks. Berbagai jenis model yang disederhanakan telah dikembangkan, termasuk model untuk menggambarkan gelombang planet, interaksi aliran dengan fitur dasar laut, atau respon dari laut atas angin. Ini mungkin adalah yang paling berguna dari semua model karena mereka memberikan wawasan ke dalam mekanisme fisik yang mempengaruhi lautan. Pengembangan dan penggunaan model mekanistik, sayangnya, di luar cakupan buku ini. model simulasi digunakan untuk menghitung peredaran realistis kelautan daerah. Model seringkali sangat kompleks karena semua proses penting adalah termasuk, dan output sulit untuk menafsirkan. Model simulasi pertama dikembangkan oleh Kirk Bryan dan Michael Cox (Bryan, 1969) di Geophysical Fluid Dynamics laboratorium di Princeton. Mereka dihitung aliran 3 dimensi di laut menggunakan kontinuitas dan momen persamaan tum dengan hidrostatik dan Boussinesq perkiraan dan sederhana persamaan keadaan. Model seperti ini disebut model persamaan primitif karena mereka menggunakan bentuk dasar, atau primitif persamaan gerak. persamaan negara memungkinkan model untuk menghitung perubahan dalam kepadatan karena fluks panas dan air melalui permukaan, sehingga model mencakup proses termodinamika.

halaman 266


BAB 15. MODEL NUMERIK 201/265

2/9/2017


Model BryanCox digunakan viskositas horisontal dan vertikal besar dan difusi sion untuk menghilangkan pusaran turbulen yang memiliki diameter lebih kecil sekitar 500 km, yang adalah beberapa poin grid dalam model. Itu garis pantai yang kompleks, merapikan dasar laut fitur, dan tutup kaku. Tutup kaku diperlukan untuk menghilangkan lautpermukaan gelombang, seperti pasang surut dan tsunami, yang bergerak terlalu cepat untuk waktu kasar langkah yang digunakan oleh semua model simulasi. Tutup kaku itu, bagaimanapun, kelemahan. Kepulauan substansial melambat perhitungan, dan fitur dasar laut yang merapikan untuk menghilangkan gradien curam. Model simulasi pertama adalah daerah. Itu segera diikuti oleh global Model (Cox, 1975) dengan resolusi horizontal 2 ◦ dan dengan 12 tingkat di vertikal. Model berlari terlalu lambat bahkan pada komputer tercepat hari, tetapi meletakkan dasar untuk model yang lebih baru. Resolusi spasial kasar diperlukan bahwa model memiliki nilai besar untuk viskositas, dan bahkan model daerah terlalu kental untuk memiliki realistis arus batas barat atau pusaran mesoscale. Sejak saat itu, tujuannya adalah untuk menghasilkan model dengan pernah lebih halus res solusi atau keinginan, pemodelan lebih realistis dari proses fisik, dan lebih baik numerik skema. Teknologi komputer berubah dengan cepat, dan model yang berkembang cepat. Output dari model terbaru dari Atlantik utara, yang memiliki resolusi 0,03 ◦ terlihat sangat banyak seperti lautan nyata. Model daerah lain menunjukkan arus yang sebelumnya tidak diketahui dekat Australia dan di selatan Atlantik. Laut dan Suasana Model menggunakan jarak yang sangat berbeda dari titiktitik grid. Akibatnya, pemodelan laut tertinggal sekitar satu dekade belakang suasana model ing. pusaran laut yang dominan adalah 1/30 ukuran pusaran atmosfer dominan (Badai). Tapi, fitur laut berevolusi pada tingkat yang 1/30 tingkat di di tersebut mosphere. Dengan demikian model laut berjalan selama mengatakan satu tahun memiliki (30 × 30) lebih grid horisontal menunjuk dari atmosfer, tetapi mereka memiliki 1/30 jumlah langkah waktu. Keduanya memiliki sekitar jumlah yang sama dari titiktitik grid di vertikal. Sebagai Akibatnya, model laut menjalankan 30 kali lebih lambat dari model suasana yang sama kompleksitas. 15.3 Model Samudra global Beberapa jenis model global secara luas digunakan dalam oseanografi. sebagian besar memiliki jaringan menunjukkan sekitar sepersepuluh dari derajat terpisah, yang cukup untuk menyelesaikan pusaran mesoscale, seperti yang terlihat pada angka 11,10, 11,11, dan 15,2, yang memiliki diameter yang lebih besar dari dua sampai tiga kali jarak antara titiktitik grid. ver Resolusi vertikal biasanya sekitar 30 tingkat vertikal. Model meliputi: i) yang realistis pantai dan fitur bawah; ii) panas dan air fluks meskipun permukaan; aku aku aku) dinamika eddy; dan iv) sirkulasi meridionalmenjungkirbalikkan. banyak asimilat Data satelit dan mengapung menggunakan teknik yang dijelaskan dalam §15.5. Model berkisar kompleksitas dari orangorang yang dapat berjalan pada workstation desktop untuk orangorang yang membutuhkan komputer tercepat di dunia. Semua model harus dijalankan untuk menghitung 12 dekade variabilitas sebelum mereka dapat digunakan untuk mensimulasikan laut. Ini disebut spinup. Putar diperlukan karena kondisi awal untuk kepadatan, fluks momentum dan panas melalui permukaan laut, dan persamaan gerak tidak semua konsisten.

halaman 267

15.3. MODEL OCEAN GLOBAL

259

Model yang dimulai dari sisanya dengan nilainilai densitas dari Levitus (1982) atlas dan terintegrasi untuk satu dekade menggunakan ratatahunan stres angin, fluks panas, dan fluks air. Model ini dapat diintegrasikan untuk beberapa tahun lagi menggunakan stres bulanan angin, fluks panas, dan air fluks. Model BryanCox berkembang menjadi beberapa model yang banyak digunakan yang memberikan pemandangan mengesankan dari sirkulasi laut global. Geofisika Fluid Dynamics Laboratory Modular Ocean Model MOM consistsof satu set besar modul yang dapat dikonfigurasi untuk berjalan di banyak berbeda Model computersto banyak aspek yang berbeda dari sirkulasi. Kode sumber terbuka dan bebas, dan itu adalah dalam domain publik. Model ini secara luas digunakan untuk studi iklim dan untuk mempelajari sirkulasi laut atas berbagai ruang dan waktu sisik (Pacanowski dan Griffies, 1999). Karena ibu digunakan untuk menyelidiki proses yang meliputi berbagai waktu dan ruang skala, kode dan manual yang panjang. Namun, jauh dari yang diperlukan untuk modeler laut khas untuk berkenalan dengan semua aspeknya. Memang, ibu dapat disamakan dengan kota yang berkembang dengan banyak lingkungan yang berbeda. Beberapa lingkungan berkomunikasi dengan satu lagi, ada yang saling bertentangan, dan lainlain yang pada dasarnya independen. Keragaman ini cukup tantangan untuk mengkoordinasikan dan dukungan. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

202/265

2/9/2017


Memang, selama bertahuntahun "lingkungan" tertentu telah dibuang atau sangat direnovasi untuk berbagai reasons.Pacanowski dan Griffies. Model ini menggunakan persamaan momentum, persamaan keadaan, dan hidro yang statis dan Boussinesq perkiraan. gerakan subgrid skala dikurangi dengan penggunaan viskositas eddy. Versi 4 model telah meningkat skema numerik, permukaan bebas, fitur bawah realistis, dan banyak jenis pencampuran termasuk pencampuran horisontal di sepanjang permukaan kepadatan konstan. Plus, dapat digabungkan ke model atmosfer. Paralel Model Program Samudra diproduksi oleh Smith dan rekanrekannya di Los Alamos National Laboratory (Maltrud et al, 1998) adalah model lain banyak digunakan tumbuh dari kode BryanCox asli. model termasuk meningkatkan algoritma numerik, pantai realistis, pulaupulau, dan fitur bawah unsmoothed. Memiliki model memiliki resolusi 1280 × 896 titik grid sama spasi pada proyeksi Mercator membentang dari 77 ◦ S untuk 77 ◦ N, dan 20 tingkat di vertikal. Dengan demikian ia memiliki 2,2 × 10 7 poin memberikan resolusi 0,28 ◦ × 0,28 ◦ cosθ, yang bervariasi dari 0,28 ◦ (31,25 km) di ekuator ke 0,06 ◦ (6,5 km) di lintang tinggi. Ratarata Resolusi adalah sekitar 0,2 ◦ . Model ini dipaksa oleh stres ECMWF angin dan panas permukaan dan air fluks (Barnier et al, 1995). Hybrid Koordinasi Ocean Model Hycom Semua model yang baru saja dijelaskan penggunaan x, y, z koordinat. sistem koordinat tersebut memiliki kelebihan dan kelemahan. Hal ini dapat memiliki resolusi tinggi di permukaan dicampur lapisan dan di daerah dangkal. Tetapi kurang bermanfaat di pedalaman laut. Dibawah lapisan campuran, pencampuran dalam laut mudah di sepanjang permukaan kepadatan konstan, dan sulit di permukaan tersebut. Sebuah sistem koordinat lebih alami di pedalaman laut menggunakan x, y, ρ, di mana ρ adalah densitas. Model seperti ini disebut isopycnal

halaman 268

260


60

o

40

o

20

o

0

o

100 80 60 40 20 0 Gambar 15.1 dari permukaan arus geostropik pada 1 Oktober 1995 dihitung dengan Paralel Model numerik Program laut yang dikembangkan di Los Alamos National Laboratory. Itu panjang vektor adalah kecepatan ratarata di atas 50 m dari laut. arah adalah berarti arah arus. Dari Richard Smith, Los Alamos National Laboratory. o

o

o

o

o

o

model. Pada dasarnya, ρ (z) diganti dengan z (ρ). Karena permukaan isopycnal adalah permukaan kepadatan konstan, horisontal pencampuran selalu di konstandensity https://translate.googleusercontent.com/translate_f

203/265

2/9/2017


permukaan dalam model ini. Hybrid Koordinasi Samudra Model Model Hycom menggunakan berbagai vertikal Koordinat di berbagai daerah di laut, menggabungkan aspek terbaik dari z mengkoordinasikan Model dan isopycnalkoordinat Model (Bleck, 2002). hibrida Model telah berevolusi dari Miami IsopycnicCoordinate Ocean Model (angka

halaman 269

15.3. MODEL OCEAN GLOBAL

261

Gambar 15.2 Output Bleck ini Miami Isopycnal Koordinasi Ocean Model micom. Ini adalah sebuah Modelresolusi tinggi dari Atlantik menunjukkan Gulf Stream, variabilitas, dan sirkulasi Atlantik utara. Dari Bleck.

ure 15.2). Ini adalah model primitifpersamaan didorong oleh stres angin dan panas fluks. Ini memiliki lapisan campuran realistis dan ditingkatkan mixer yang horizontal dan vertikal ing skema yang meliputi pengaruh gelombang internal, ketidakstabilan geser, dan gandadifusi (lihat §8.5). Model hasil dari kerja kolaboratif antara peneliti di banyak laboratorium oseanografi. ROM Regional Oceanic Modeling Sistem adalah model regional yang dapat tertanam dalam model daerah jauh lebih besar. Hal ini banyak digunakan untuk mempelajari pesisir sistem saat ini terkait erat mengalir lebih lepas pantai, misalnya, California Arus. ROM adalah, primitif persamaan model medanberikut hidrostatik menggunakan koordinat vertikal membentang, didorong oleh fluks permukaan momentum, panas, dan air. Memiliki ditingkatkan permukaan dan lapisan batas bawah (Shchepetkin dan McWilliams, 2004). model iklim yang digunakan untuk studi struktur hidrografi skala besar, dinamika iklim, dan air formasi massa. Model ini sama dengan yang eddymengakui, model persamaan primitif saya baru saja dijelaskan kecuali resolusi horizontal jauh lebih kasar karena mereka harus mensimulasikan laut proses selama beberapa dekade atau abad. Akibatnya, mereka harus memiliki disipasi tinggi untuk stabilitas numerik, dan mereka tidak dapat mensimulasikan pusaran mesoscale. Khas resolusi horizontal 2 ◦ ke 4 ◦ . Model cenderung, bagaimanapun, memiliki tinggi resolusi vertikal yang diperlukan untuk menggambarkan sirkulasi yang mendalam penting bagi iklim.

halaman 270


204/265

2/9/2017


262


15.4 Model Pantai Pentingnya ekonomi yang besar dari zona pesisir telah menyebabkan pembangunan yang ment dari banyak model numerik yang berbeda untuk menggambarkan arus pantai, pasang surut, dan gelombang badai. Model memperpanjang dari pantai ke lereng benua, dan mereka dapat mencakup permukaan bebas, pantai realistis dan fitur bawah, sungai limpasan, dan atmosfer memaksa. Karena model tidak memperpanjang sangat jauh ke dalam air, mereka membutuhkan informasi tambahan tentang arus dalam air atau kondisi pada istirahat rak. Banyak model pantai yang berbeda memiliki banyak tujuan yang berbeda, dan banyak dif implementasi yang berbeda. Beberapa model yang digambarkan di atas, termasuk ibu dan rom, telah digunakan untuk model proses pantai. Tapi banyak khususlain model terwujud juga telah dikembangkan. Tumpukan (1987), Lynch et al (1996), dan Haidvogel dan Beckman (1998) memberikan ikhtisar yang baik dari subjek. Agak dari melihat menu dari model, mari kita melihat dua model khas. Princeton Ocean Model yang dikembangkan oleh Blumberg dan Mellor (1987, dan Mel lor, 1998) dan secara luas digunakan untuk menggambarkan arus pantai. Ini termasuk terapi dari proses modynamic, bergolak pencampuran, dan Boussinesq dan hidrostatik perkiraan. The Coriolis parameter diperbolehkan untuk bervariasi menggunakan betapesawat perkiraan. Karena model harus mencakup berbagai kedalaman, Blum berg dan Mellor digunakan mengkoordinasikan vertikal σ skala oleh kedalaman air: σ = z η + Η H

(15.1)

mana z = η (x, y, t) adalah permukaan laut, dan z = H (x, y) adalah bagian bawah. Subgrid turbulensi adalah parameterized menggunakan skema penutupan diusulkan oleh Mellor dan Yamada (1982) dimana koefisien difusi eddy bervariasi dengan ukuran pusaran memproduksi pencampuran dan geser dari aliran. Model ini didorong oleh stres angin dan panas dan air fluks dari meteoro model logis. Model ini menggunakan geostropik diketahui, pasang surut, dan arus Ekman pada batas luar. Model ini telah digunakan untuk menghitung distribusi tiga dimensi kecepatan, salinitas, permukaan laut, suhu, dan turbulensi hingga 30 hari lebih daerah sekitar 1001000 km di sisi dengan jarak grid 150 km. Dartmouth Teluk Maine Model yang dikembangkan oleh Lynch et al (1996) adalah 3 Model dimensi dari sirkulasi menggunakan segitiga, terbataselemen jaringan. Itu Ukuran dari segitiga sebanding dengan kedalaman dan tingkat perubahan kedalaman. Segitiga kecil di daerah di mana lereng bawah besar dan kedalaman dangkal, dan mereka besar di perairan dalam. Variabel jala ini sangat berguna di daerahdaerah pesisir di mana kedalaman air sangat bervariasi. Dengan demikian variabel jaringan memberikan resolusi tertinggi di mana hal ini sangat diperlukan. Model ini menggunakan sekitar 13.000 segitiga untuk menutupi Teluk Maine dan perairan terdekat dari Atlantik utara (angka 15,3). Ukuran minimum dari elemen kirakira satu kilometer. Model ini memiliki 10 sampai 40 lapisan horisontal. vertikal jarak lapisan tidak seragam. Lapisan lebih dekat bersamasama dekat bagian atas dan bawah dan mereka lebih banyak spasi di pedalaman. jarak minimum adalah kirakira satu meter di lapisan batas bawah.

halaman 271

15.4. MODEL PESISIR 72

o

70

o

263 68

o

66

o

64

o

62

o

45

o

Teluk Fundy 44

o

43

o

42

o

60m

100m 200m100m JORDAN BASKOM TANJUNG TELUK WARNA HITAM Scotian MAINE 200m RAK 100m 200m BROWN'S 1000m 300m 200m BANK WILKONSON GEORGES NORTHEAST CHANNEL BASKOM BASKOM TANJUNG IKAN KOD Georges BANK


205/265

2/9/2017


41

NANTUCKET SHOALS 60m INGGRIS BARU RAK 60m BESAR SELATAN CHANNEL 100m 40 200m 300m 1000m o

o

100 km

Gambar 15.3 Top: Peta topografi dari Teluk Maine menunjukkan fitur penting. Sisipan: Segitiga, terbataselemen jaringan yang digunakan untuk menghitung aliran di teluk. Ukuran dari segitiga bervariasi dengan kedalaman dan laju perubahan mendalam. Setelah Lynch et al, (1996). Model ini mengintegrasikan tigadimensi, persamaan primitif di shallow bentuk air. Model ini memiliki persamaan disederhanakan negara dan kedalaman ratarata persamaan kontinuitas, dan menggunakan asumsi hidrostatik dan Boussinesq. Subgrid pencampuran momentum, panas dan massa parameterized menggunakan Imamat lor dan Yamada (1982) skema turbulensipenutupan yang memberikan pencampuran vertikal

halaman 272

264


koefisien yang bervariasi dengan stratifikasi dan kecepatan geser. horisontal pencampuran koefisien dihitung dari Smagorinski (1963). Sebuah dipilih dengan cermat, turbu dipinjamkan, viskositas eddy digunakan dalam batas lapisan bawah. Model ini dipaksa angin, pemanasan, dan pasang surut memaksa dari laut dalam. Model ini berputar naik dari istirahat selama beberapa hari menggunakan lapangan kepadatan ditentukan di semua titik grid, biasanya dari kombinasi CTD Data ditambah data historis. Hal ini memberikan medan kecepatan konsisten dengan bidang kepadatan. Model ini kemudian dipaksa dengan angin lokal dan fluks panas untuk menghitung evolusi kerapatan dan bidang kecepatan. Komentar Model Pantai Roed et al. (1995) meneliti akurasi model pesisir dengan membandingkan kemampuan lima model, termasuk Blumberg dan Mellor untuk menggambarkan arus dalam kasuskasus yang khas. Mereka menemukan bahwa model menghasilkan hasil yang sangat berbeda, tapi itu setelah model yang disesuaikan, yang perbedaan dikurangi. Perbedaan yang karena perbedaan vertikal dan horisontal pencampuran dan resolusi spasial dan temporal. Hackett et al. (1995) membandingkan kemampuan dua dari lima model untuk menggambarkan aliran diamati di rak Norwegia. Mereka menyimpulkan bahwa ... Kedua model mampu kualitatif menghasilkan banyak diamati fitur aliran, tetapi tidak mampu secara kuantitatif mereproduksi de arus ekor ... [Perbedaan] terutama disebabkan tidak memadai parameterizations skala subgrid bergolak pencampuran, kurangnya horisontal resolusi dan kondisi awal dan batas yang tidak sempurna. Model badaiSurge Badai datang ke pantai di lebar, dangkal, benua rak mendorong perubahan besar permukaan laut di pantai disebut badai lonjakan (lihat §17.3 untuk deskripsi dari lonjakan dan proses yang mempengaruhi lonjakan). lonjakan dapat menyebabkan kerusakan besar untuk pantai dan struktur pantai. badai intens di Teluk Benggala telah menewaskan ratusan ribu dalam beberapa hari di Bangladesh. Karena lonjakan sangat penting, instansi pemerintah di banyak negara memiliki model maju untuk memprediksi perubahan permukaan laut dan luasnya pantai banjir. Menghitung badai tidak mudah. Berikut adalah beberapa alasan, dalam urutan kasar penting. 1. Distribusi angin di atas laut tidak dikenal. menurut angka model cuaca menghitung kecepatan angin di permukaan tekanan konstan, badai model lonjakan perlu angin pada ketinggian konstan 10 m. Angin di teluk dan laguna cenderung lebih lemah dari angin lepas pantai karena tanah di dekatnya https://translate.googleusercontent.com/translate_f

206/265

2/9/2017


mendistorsi aliran udara, dan ini tidak termasuk dalam model cuaca. 2. Sejauh menuju ke pantai dari domain model berubah dengan waktu. untuk mantan cukup, jika permukaan laut naik, air akan membanjiri daratan, dan batas antara air dan laut bergerak pedalaman dengan air. 3. Koefisien hambatan angin di atas air tidak dikenal untuk kekuatan badai angin. 4. Koefisien hambatan air di dasar laut juga tidak dikenal.

halaman 273

15.4. MODEL PESISIR

265

5. Model harus mencakup gelombang dan pasang yang mempengaruhi permukaan laut di perairan dangkal. 6. model Storm surge harus mencakup arus yang dihasilkan dalam bertingkat, dangkal laut dengan angin. Untuk mengurangi kesalahan, model disetel untuk memberikan hasil yang sesuai dengan kondisi yang terlihat dalam badai masa lalu. Sayangnya, kondisikondisi masa lalu yang tidak dikenal. Perubahan di permukaan laut dan kecepatan angin jarang dicatat secara akurat dalam badai kecuali pada beberapa, lokasi luas yang serba. Namun ketinggian badaigelombang dapat berubah dengan lebih dari meter lebih dari jarak puluhan kilometer. Meskipun masalah ini, model memberikan hasil yang sangat berguna. Mari kita lihat pada Model noaa resmi, dan model eksperimental baru yang dikembangkan oleh Korps Insinyur. Laut, danau, dan Overland Lonjakan Model aduk digunakan oleh noaa untuk peramalan badai lonjakan yang dihasilkan oleh badai datang ke darat di sepanjang Atlantik dan Teluk pantai Amerika Serikat (Jelesnianski, Chen, dan Shaffer, 1992). Model ini merupakan hasil dari pekerjaan seumur hidup oleh Chester Jelesnianski. Di mengembangkan model, Jelesnianski membayar perhatian kepada impor relatif dikan kesalahan dalam model. Dia bekerja untuk mengurangi kesalahan terbesar, dan diabaikan yang lebih kecil. Misalnya, distribusi angin dalam badai tidak terkenal, sehingga masuk akal untuk menggunakan koefisien drag spasial bervariasi untuk angin. Dengan demikian, Jelesnianski digunakan koefisien drag yang konstan di udara, dan koefisien stres eddy konstan dalam air. aduk menghitung ketinggian air dari kedalaman terintegrasi, quasilinear, shallow persamaan air. Sehingga mengabaikan stratifikasi. Hal ini juga mengabaikan inflow sungai, hujan, dan pasang. Yang terakhir ini mungkin tampak aneh, tapi model ini dirancang untuk peramalan. Saat pendaratan tidak dapat meramalkan secara akurat, dan karenanya ketinggian pasang surut sebagian besar tidak diketahui. Tides dapat ditambahkan ke dihitung surge, tetapi interaksi nonlinier pasang surut dan gelombang diabaikan. Model ini dipaksa oleh angin badai ideal. Ini hanya membutuhkan atmosfer tekanan di tengah badai, jarak dari pusat ke daerah angin maksimum, jalur perkiraan badai dan kecepatan di sepanjang trek. Dalam persiapan untuk badai yang datang ke pantai di dekat daerahdaerah berpenduduk, model telah diadaptasi untuk 27 cekungan dari Boston Harbor Massachusetts ke Laguna Madre Texas. Model ini menggunakan jala kutub tetap. Mesh spasi dimulai dengan mesh halus di dekat kutub, yang terletak di dekat kota pesisir dimana Model disesuaikan. grid membentang terus menerus untuk mesh kasar di kejauhan batasbatas cekungan besar. jala seperti memberikan resolusi tinggi di teluk dan dekat pantai di mana resolusi yang paling dibutuhkan. Menggunakan kedalaman diukur di laut dan ketinggian di atas tanah, model ini memungkinkan banjir tanah, limpasan dari tanggul dan bukit pasir, dan subgrid mengalir melalui saluran antara pulaupulau lepas pantai. permukaan laut dihitung dari model telah dibandingkan dengan ketinggianlangkah sured oleh alat pengukur pasang surut air laut 13 badai, termasuk Betsy: 1965, Camile: 1969, Donna: 1960, dan Carla: 1961. akurasi keseluruhan adalah ± 20%. Canggih Sirkulasi Model adcirc adalah model eksperimental untuk peramalan badai lonjakan yang dihasilkan oleh badai datang ke darat di sepanjang Atlantik dan Teluk

halaman 274


207/265

2/9/2017


266


pantai Amerika Serikat (Graber et al, 2006). Model ini menggunakan terbataselemen grid, pendekatan Boussinesq, bawah gesekan kuadrat, dan vertikal terpadu kontinuitas dan momentum persamaan untuk aliran pada bumi berputar. Hal ini dapat dijalankan baik sebagai model dua dimensi, kedalaman terintegrasi, atau sebagai model tiga dimensi. Karena gelombang berkontribusi badai, model termasuk gelombang dihitung dari wam model gelombang ketiga geneation (lihat §16.5). Model ini dipaksa oleh: 1. Resolusi tinggi angin dan tekanan permukaan diperoleh dengan menggabungkan cuaca perkiraan dari National Weather Service noaa dan Hur Nasional ricane Pusat sepanjang rel perkiraan badai resmi dan alternatif. 2. Tides pada batas laut terbuka dari model. 3. ketinggian Seapermukaan dan arus di batas laut terbuka dari model. model berhasil meramalkan Badai Katrina gelombang badai, memberikan nilai lebih dari 6,1 m di dekat New Orleans. 15,5 Model Asimilasi Banyak model yang saya jelaskan sejauh ini output, seperti saat ini kecepatan atau permukaan topografi, dibatasi oleh pengamatan laut dari variabel yang ables mereka menghitung. Model seperti ini disebut model asimilasi. Di bagian ini, Saya akan mempertimbangkan bagaimana data dapat berasimilasi ke model numerik. Mari kita mulai dengan primitifpersamaan, eddymengakui model numerik yang digunakan untuk menghitung posisi Gulf Stream. Mari kita berasumsi bahwa model digerakkan dengan realtime angin permukaan dari model cuaca ECMWF. menggunakan model, kita dapat menghitung posisi saat ini dan juga permukaan laut topografi yang terkait dengan saat ini. Kami menemukan bahwa posisi Teluk menggoyangkan aliran lepas pantai Cape Hatteras karena ketidakstabilan, dan posisi dihitung dengan model hanyalah salah satu dari banyak kemungkinan posisi untuk angin yang sama memaksa. posisi yang benar, yaitu, apa posisi saat ini hari ini? Kita tahu, dari satelit altimetri, posisi saat ini di beberapa menunjuk beberapa hari yang lalu. Bisakah kita menggunakan informasi ini untuk menghitung saat ini Posisi saat ini? Bagaimana kita mengasimilasi informasi ini ke dalam model? Banyak pendekatan yang berbeda sedang dieksplorasi (MalanotteRizzoli, 1996). Roger Daley (1991) memberikan keterangan lengkap tentang bagaimana data digunakan dengan model atmosfer. Andrew Bennet (1992) dan Carl Wunsch (1996) menjelaskan aplikasi kelautan. Pendekatan yang berbeda diperlukan karena asimilasi data ke model tidak mudah. 1. Data asimilasi adalah masalah inversi: Sebuah jumlah terbatas pengamatan digunakan untuk memperkirakan bidangkontinu fungsi, yang memiliki terbatas jumlah poin. bidang yang dihitung, solusi untuk terbalikmasalah lem, benarbenar di bawahditentukan. Ada banyak bidang yang sesuai dengan observasi dan model tepat, dan solusi yang tidak unik. Di contoh kita, posisi Gulf Stream adalah fungsi. Kita tidak mungkin perlu jumlah tak terbatas nilai untuk menentukan posisi dari aliran jika

halaman 275

15,5. MODEL ASIMILASI

267

kita asumsikan posisi agak halus dalam ruang. Tapi kita pasti perlu ratusan nilai sepanjang sumbu aliran ini. Namun, kami hanya memiliki beberapa poin satelit untuk membatasi posisi Stream. Untuk mempelajari lebih lanjut tentang masalah terbalik dan solusi mereka, baca Parker (1994) yang memberikan pengenalan yang sangat baik berdasarkan contoh geofisika. 2. Samudera dinamika yang nonlinear, sementara sebagian besar metode untuk menghitung larutan tions untuk masalah terbalik tergantung pada pendekatan linier. Sebagai contoh posisi Gulf Stream adalah fungsi yang sangat nonlinear dari memaksa angin dan panas fluks atas Atlantik utara. 3. Kedua model dan data tidak lengkap dan keduanya memiliki kesalahan. Untuk Misalnya, kita memiliki pengukuran altimeter hanya sepanjang rel seperti yang ditunjukkan pada Gambar 2.6, dan pengukuran memiliki kesalahan ± 2 cm. 4. Sebagian besar data yang tersedia untuk asimilasi menjadi data berasal dari permukaan, seperti https://translate.googleusercontent.com/translate_f

208/265

2/9/2017


sebagai AVHRR dan altimeter data. Data permukaan jelas membatasi permukaan kecepatan geostropik, dan kecepatan permukaan terkait dengan kecepatan yang lebih dalam. Caranya adalah dengan beberapa pengamatan permukaan arus yang lebih dalam. Sementara berbagai teknik yang digunakan untuk membatasi model numerik di oceanog raphy, mungkin yang paling praktis adalah teknik yang dipinjam dari meteorologi. Kebanyakan arus laut besar memiliki dinamika yang signifikan nonlin telinga. Ini menghalangi pengembangan siap metode inverse. . . Sesuai ingly, kebanyakan upaya untuk menggabungkan model laut dan pengukuran harus follow lowed praktek meteorologi operasional: pengukuran yang digunakan untuk mempersiapkan kondisi awal untuk model, yang kemudian diintegrasikan ke depan dalam waktu sampai pengukuran lebih lanjut tersedia. Model ini kemudian diinisialisasi ulang. strategi seperti itu dapat digambarkan sebagai sequential.Bennet (1992). Mari kita lihat bagaimana Profesor Allan Robinson dan rekanrekannya di Harvard University teknik estimasi berurutan digunakan untuk membuat perkiraan pertama Teluk Streaming menggunakan model yang sangat sederhana. Harvard BukaOcean Model adalah eddymengakui, quasiGEOSTROPIK model Gulf Stream timur dari Cape Hatteras (Robinson et al. 1989). itu enam tingkat di vertikal, 15 resolusi km, dan langkahlangkah waktu satu jam. Ini digunakan menyaring untuk kelancaran variabilitas frekuensi tinggi dan lembab variabilitas gridbesaran. Dengan kuasigeostropik kita berarti bahwa medan aliran dekat geostropik keseimbangan. Persamaan gerak mencakup persyaratan percepatan D / Dt, di mana D / Dt adalah turunan substansial dan t adalah waktu. aliran dapat bertingkat, tapi tidak ada perubahan dalam kepadatan karena fluks panas atau pencampuran vertikal. Demikian persamaan kuasigeostropik lebih sederhana daripada persamaan primitif, dan mereka bisa diintegrasikan lebih cepat. CushmanRoisin (1994: 204) memberikan baik a deskripsi pengembangan persamaan kuasigeostropik gerak. model mereproduksi fitur penting dari Gulf Stream dan itu ekstensi, termasuk meander, dingindan hangatcore cincin, interaksi cincin dengan aliran, dan ketidakstabilan baroklinik (gambar 15.4). Karena

halaman 276

268

BAB 15. MODEL NUMERIK 44

o

Cincin hangat 42 40 IR 3 3 3 front H 3/1 L 38 3 3 3 AXBT Cincin dingin 2/27 lokasi 3 36 3 Cincin dingin Cincin dingin 2/24 3 34 SEBUAH B 2/29 Data Nowcast GEOSAT 2 Maret 1988 2 Maret 1988 32 2/28Jalur 76 72 68 74 60 56 52 76 72 2/25 68 74 2/26 60 56 52 44 SEBUAH 42 Hangat Cincin3 3/7 40 3 L 3 H 3 Dingin 3H Cincin 38 3 3 3 D 36 3 Dingin Sebenarnya 3 Cincin Cincin dingin 9 Maret 1988 34 B C Vertikal 3/8 forcast 3/6 Bagian 9 Maret 1988 32 tempat 3/2 3/7 3/4 3/5 Gambar 15.4 Output dari Harvard OpenOcean Model: A keadaan awal dari model, analisis, dan Data B digunakan untuk menghasilkan analisis untuk 2 Maret 1988. C Perkiraan untuk 9 Maret 1988. D Analisis untuk 9 Maret. Meskipun Gulf Stream berubah secara substansial dalam satu minggu, model prakiraan perubahan baik. Setelah Robinson et al. (1989). o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

Model ini dirancang untuk meramalkan dinamika Gulf Stream, itu harus dibatasi oleh pengukuran samudera: 1. Data menyediakan kondisi awal untuk model. pengukuran satelit suhu permukaan laut dari AVHRR dan topografi dari al timeter digunakan untuk menentukan lokasi fitur di wilayah tersebut. Ex bathythermograph pendable, pengukuran axbt dari tempera bawah permukaan mendatang, dan pengukuran historis kerapatan internal juga digunakan. Itu fitur yang diwakili oleh analisis fungsi dalam model. 2. Data dimasukkan ke dalam model numerik, yang interpolates dan menghaluskan data untuk menghasilkan estimasi terbaik dari ladang awal kepadatan dan kecepatan. bidang yang dihasilkan disebut analisis. 3. Model ini terintegrasi ke depan selama satu minggu, ketika data baru yang tersedia, https://translate.googleusercontent.com/translate_f

209/265

2/9/2017


untuk menghasilkan ramalan. 4. Akhirnya, data baru diperkenalkan ke dalam model seperti pada langkah pertama di atas, dan proses diulang. model dibuat berguna, perkiraan satu minggu dari wilayah Gulf Stream. Banyak model yang lebih canggih dengan resolusi lebih tinggi sekarang digunakan untuk membuat prakiraan global arus laut hingga satu bulan di muka untuk mendukung Global Samudera data Asimilasi Percobaan godae yang dimulai pada tahun 2003. Tujuan dari godae adalah menghasilkan prakiraan kelautan rutin mirip dengan cuaca todays perkiraan.

halaman 277

15,6. COUPLED OCEAN DAN SUASANA MODEL

269

Contoh dari model godae adalah Model Angkatan Laut AS Layered Samudera global. Ini adalah model persamaan primitif dengan 1/32 ◦ resolusi di horisontal dan tujuh lapisan di vertikal. Ini asimilasi Data altimeter dari Jason, Geosat Ikution (GFO), dan ers2 satelit dan permukaan laut suhu dari AVHRR pada satelit noaa. Model ini dipaksa dengan angin dan fluks panas sampai lima hari ke depan menggunakan output dari Angkatan Laut Operasional Global Atmospheric Prediksi System. Di luar lima hari, angin ratarata musiman dan fluks yang digunakan. Model ini dijalankan setiap hari (gambar 15.5) dan menghasilkan perkiraan sampai satu bulan di masa depan. Model ini memiliki keterampilan yang berguna untuk sekitar 20 hari. 16/01 ° global Navy Layed Ocean Model SeaPermukaan Tinggi dan sekarang 45 ° N

40 ° N

35 ° N

30 ° N

75 ° W 65 ° W 55 ° W 62,5 50,8 38,4 22 7,6 8.8 21.235,8 50

45 ° W 0,80 m / s Analisis untuk 25 Juni 2003

SeaPermukaan Tinggi (cm) Gambar 15.5 Analisis kawasan Gulf Stream dari Model Angkatan Laut Layered Samudra. Dari Naval Oceanographic Office AS. Sekelompok laboratorium dan lembaga Perancis beroperasi serupa operasional peramalan sistem, Mercator, berdasarkan asimilasi pengukuran altimeter tinggi permukaan laut, pengukuran satelit dari suhu permukaan laut, dan bidang internal kepadatan di laut, dan arus pada 1000 m dari ribuan Argo mengapung. Model mereka memiliki 1/15 ◦ resolusi di Atlantik dan 2 ◦ global. 15,6 Ditambah Samudera dan Atmosfer Model model numerik ditambah atmosfer dan laut yang digunakan untuk mempelajari iklim, variabilitas, dan responnya terhadap memaksa eksternal. Yang paling penting penggunaan model telah mempelajari bagaimana iklim bumi mungkin menanggapi dua kali lipat dari CO 2 di atmosfer. Banyak literatur tentang perubahan iklim didasarkan pada penelitian menggunakan model tersebut. kegunaan penting lainnya dari model digabungkan termasuk studi dari El Ni~no dan sirkulasi meridional menjungkirbalikkan. Itu mantan bervariasi selama beberapa tahun, yang terakhir bervariasi selama beberapa abad. Pengembangan model digabungkan cenderung dikoordinasikan melalui Program Penelitian Iklim Dunia dari Organisasi Meteorologi Dunia


210/265

2/9/2017


halaman 278

270


WCRP / WMO, dan kemajuan barubaru ini diringkas dalam Bab 8 Iklim Perubahan 2001: The Scientific Laporan Dasar oleh Panel Antarpemerintah tentang Perubahan Iklim (IPCC, 2007). Banyak laut dan atmosfer model digabungkan telah dikembangkan. Beberapa hanya mencakup proses fisik di laut, atmosfer, dan es menutupi lautan kutub. Lainnya menambahkan pengaruh tanah dan aktivitas biologis di laut. Mari kita lihat komponen kelautan dari beberapa model. Model iklim Model Sistem Sistem iklim yang dikembangkan oleh Na nasional Pusat Penelitian Atmosfer NCAR meliputi fisik dan biogeochem pengaruh ical pada sistem iklim (Boville dan Gent, 1998). Ini memiliki atmosfer, laut, tanahpermukaan, dan laut es komponen digabungkan dengan fluks antara motivasional komponen. Komponen atmosfer adalah Iklim Model NCAR Komunitas, yang komponen kelautan adalah versi modifikasi dari Model Princeton Modular Ocean, menggunakan Gent dan McWilliams (1990) skema untuk parameterizing ed mesoscale meninggal. Resolusi adalah sekitar 2 ◦ × 2 ◦ dengan 45 tingkat vertikal di laut. Model ini telah berputar dan terintegrasi untuk 300 tahun, hasilnya realistis, dan tidak ada kebutuhan untuk penyesuaian fluks. (Lihat edisi khusus Journal of Climate, Juni 1998). Princeton Ditambah Model Model ini terdiri dari model atmosfer dengan resolusi horizontal 7,5 ◦ bujur sebesar 4,5 ◦ lintang dan 9 tingkat di ver yang , model laut vertikal dengan resolusi horizontal 4 ◦ dan 12 tingkat di ver yang vertikal, dan model tanahpermukaan. Laut dan atmosfer yang digabungkan melalui panas, air, dan momentum fluks. Tanah dan laut yang digabungkan melalui sungai limpasan. Dan tanah dan suasana yang digabungkan melalui air dan panas fluks. Hadley Pusat Model ini adalah model atmosferlautes yang meminimalkan kebutuhan untuk penyesuaian fluks (Johns et al, 1997). Komponen laut didasarkan pada model persamaan primitif BryanCox, dengan fitur bawah realistis, vertikal pencampuran koefisien dari Pacanowski dan Philander (1981). Keduanya laut dan komponen atmosfer memiliki resolusi horizontal 96 × 73 titiktitik grid, laut memiliki 20 tingkat di vertikal. Berbeda dengan kebanyakan model digabungkan, yang satu ini berputar sebagai sistem digabungkan dengan penyesuaian fluks selama spin up untuk menjaga suhu permukaan laut dan salin ity dekat dengan nilai ratarata yang diamati. model digabungkan terintegrasi dari sisa menggunakan Levitus nilai untuk suhu dan salinitas untuk September. Inisial integrasi adalah dari tahun 1850 ke 1940. Model tersebut kemudian diintegrasikan untuk lain 1000 tahun. Tidak ada penyesuaian fluks yang diperlukan setelah awal 140 tahun integra tion karena drift suhu udara globalrata adalah ≤ 0,016 K / abad. Komentar Akurasi Ditambah Model Model digabungkan, lahan sistem iklim udaraeslaut harus mensimulasikan ratusan hingga ribuan tahun. Namun, Ini akan sangat sulit untuk menciptakan kerangka integrasi, khususnya pada skala global, kemampuan sebagai hadiah untuk pemodelan sistem bumi agak terbatas. Pendekatan ganda direncanakan. Di satu sisi, pendekatan yang relatif konvensional meningkatkan ditambah suasanaocean model tanahes akan ditempuh. Kecerdikan samping, de komputasi

halaman 279

15,6. COUPLED OCEAN DAN SUASANA MODEL

271

mands yang ekstrim, seperti yang ditanggung oleh Earth Sistem Simulator 640 superkomputer terkait menyediakan 40 teraflops [10 floatingpointoperasi tions per detik] dan sistem pendingin dari neraka di bawah satu atap menjadi dibangun di Jepang oleh 2003. Newton 1999. 12

Karena model harus disederhanakan untuk berjalan di komputer yang ada, model harus lebih sederhana daripada model yang mensimulasikan aliran selama beberapa tahun (WCRP, 1995). Selain itu, model ditambah harus diintegrasikan selama bertahuntahun untuk laut dan atmosfer untuk mendekati keseimbangan. Sebagai hasil integrasi, sistem digabungkan cenderung melayang jauh dari kenyataan karena kesalahan dalam menghitung fluks panas dan momentum antara laut dan atmosfer. Sebagai contoh, kesalahan sangat kecil dalam curah hujan selama lead Antartika melingkari kini https://translate.googleusercontent.com/translate_f

211/265

2/9/2017


untuk perubahan kecil salinitas saat ini, yang menyebabkan perubahan besar di dalam konveksi di Laut Weddell, yang sangat mempengaruhi volume air yang dalam massa. Beberapa pemodel memungkinkan sistem melayang, orang lain menyesuaikan permukaan laut yang beriklim K arakteristik dan fluks dihitung antara laut dan atmosfer. kembali untuk contoh, fluks air segar di saat sirkumpolar bisa ad kelanjutannya untuk menjaga salinitas dekat dengan nilai diamati pada saat ini. Tidak ada dasar ilmiah yang baik untuk penyesuaian kecuali keinginan untuk menghasilkan "baik" ditambah Model. Oleh karena itu, penyesuaian yang ad hoc dan kontroversial. Seperti itu penyesuaian disebut penyesuaian fluks atau koreksi fluks. Untungnya, sebagai model telah membaik, kebutuhan untuk penyesuaian atau Magma yang nitude penyesuaian telah berkurang. Misalnya, menggunakan Gent Skema McWilliams untuk mencampur sepanjang permukaan konstandensity dalam digabungkan Model lautatmosfer sangat berkurang hanyut iklim dalam ditambah lautatmos Model Phere karena skema pencampuran berkurang konveksi jauh di dalam Antarc tic melingkari kini dan di tempat lain (Hirst, O'Farrell, dan Gordon, 2000). Grassl (2000) berisi empat kemampuan dari sirkulasi umum yang kredibel digabungkan model: 1. "representasi yang memadai dari iklim ini. 2. "Reproduksi (dalam iklim khas skala waktu antar tahunan dan dekade variabilitas) dari perubahan sejak awal catatan instrumental untuk diberikan sejarah memaksa eksternal; 3. "Reproduksi dari episode iklim yang berbeda di masa lalu sebagai berasal dari catatan paleoklimatik untuk perkiraan yang diberikan dari sejarah memaksa eksternal; dan 4. "simulasi Sukses fitur kotor perubahan iklim tibatiba acara dari masa lalu. " McAvaney et al. (2001) dibandingkan komponen kelautan dari dua puluh empat model digabungkan, termasuk model dengan dan tanpa penyesuaian fluks. Mereka perbedaan substansial ditemukan di antara model. Misalnya, hanya lima model menghitung meridional menjungkirbalikkan sirkulasi dalam 10% nilai diamati 20 Sv. Beberapa memiliki nilai serendah 3 Sv, orang lain memiliki nilai besar seperti 36 Sv. Paling

halaman 280

272


model tidak bisa menghitung transportasi yang realistis untuk Antartika melingkari Arus. Grassl (2000) menemukan bahwa banyak model iklim digabungkan, termasuk model dengan dan tanpa penyesuaian fluks, memenuhi kriteria pertama. Beberapa model memenuhi kriteria kedua (Smith et al. 2002, Stott et al. 2000), tapi solar eksternal memaksa masih belum dikenal dan lebih banyak pekerjaan yang dibutuhkan. Dan beberapa model mulai untuk mereproduksi beberapa aspek dari peristiwa hangat dari 6.000 tahun yang lalu. Tapi bagaimana berguna adalah modelmodel dalam membuat proyeksi iklim di masa depan? Opini adalah terpolarisasi. Pada satu ekstrim adalah mereka yang mengambil hasil model sebagai Injil. Di lain adalah mereka yang merendahkan hasil hanya karena mereka tidak percaya model, atau dengan alasan bahwa kinerja model jelas salah dalam beberapa hal atau proses yang tidak memadai di menyimpulkan. kebenaran terletak di antara. Semua model yang tentu saja salah karena, dengan desain, mereka memberikan pandangan sederhana dari sistem yang dimodelkan. Nev ertheless, banyaktetapi tidak semuamodel yang sangat useful.Trenberth 1997. 15,7 Konsep Penting 1. model numerik yang digunakan untuk mensimulasikan arus samudera dengan realistis dan hasil yang bermanfaat. Model terbaru termasuk fluks panas melalui permukaan, angin memaksa, pusaran mesoscale, pantai realistis dan lautlantaiciri membangun struktur, dan lebih dari 20 tingkat di vertikal. 2. Model Terbaru sekarang begitu baik, dengan resolusi dekat 0,1 ◦ , bahwa mereka menunjukkan sebelumnya aspek yang tidak diketahui dari sirkulasi laut, 3. model numerik yang tidak sempurna. Mereka memecahkan persamaan diskrit, yang tidak sama dengan persamaan gerak yang dijelaskan dalam babbab sebelumnya. Dan, 4. model numerik tidak dapat mereproduksi semua turbulensi laut karena titiktitik grid puluhan hingga ratusan kilometer terpisah. Pengaruh gerak turbulen jarak yang lebih kecil harus dihitung dari teori, dan ini memperkenalkan kesalahan. 5. Model numerik dapat dipaksa oleh realtime data oseanografi dari kapal dan satelit untuk menghasilkan perkiraan kondisi kelautan, termasuk https://translate.googleusercontent.com/translate_f

212/265

2/9/2017


El Ni~no di Pasifik, dan posisi Streaming Teluk di Atlantik. 6. Ditambah model lautatmosfer memiliki resolusi spasial lebih kasar sehingga mereka dapat diintegrasikan selama ratusan tahun untuk mensimulasikan variabilitas alami dari sistem iklim dan responnya terhadap peningkatan CO 2 di atmosfer.

halaman 281

Bab 16

ocean Waves

Melihat keluar ke laut dari pantai, kita bisa melihat gelombang di permukaan laut. mencari hatihati, kita melihat gelombang undulations dari permukaan laut dengan ketinggian sekitar satu meter, dimana tinggi adalah jarak vertikal antara bagian bawah dari palung dan puncak puncak di dekatnya. Panjang gelombang, yang kita mungkin mengambil untuk menjadi jarak antara puncak menonjol, adalah sekitar 50100 meter. menonton gelombang selama beberapa menit, kami melihat bahwa tinggi gelombang dan panjang gelombang yang tidak konstan. Ketinggian bervariasi secara acak dalam ruang dan waktu, dan statistik sifatsifat gelombang, seperti ketinggian rata ratarata selama beberapa ratus gelombang, berubah dari hari ke hari. Gelombang lepas pantai terkemuka yang dihasilkan angin. Kadangkadang angin lokal menghasilkan gelombang, lain kali jauh badai menghasilkan gelombang yang akhirnya mencapai pantai. Sebagai contoh, gelombang memecah di pantai selatan California pada hari musim panas dapat berasal dari badai besar di lepas pantai Antartika 10.000 km. Jika kita menonton erat untuk waktu yang lama, kami melihat bahwa permukaan laut berubah dari jam ke jam. Selama periode hari, permukaan laut meningkat dan menurun relatif terhadap titik di pantai sekitar satu meter. Kenaikan lambat turunnya permukaan laut ini disebabkan dengan pasang surut, jenis lain dari gelombang di permukaan laut. Tides memiliki panjang gelombang ribuan kilometer, dan mereka dihasilkan oleh lambat, perubahan sangat kecil di gravitasi karena gerakan matahari dan bulan relatif terhadap bumi. Dalam bab ini Anda akan belajar bagaimana untuk menggambarkan gelombang lautpermukaan kuantitatif masing. Dalam bab berikutnya saya akan menjelaskan pasang surut dan gelombang di sepanjang pantai. 16.1 Teori Linear Ocean Surface Waves gelombang permukaan adalah nonlinear inheren: Solusi dari persamaan gerak tergantung pada kondisi batas permukaan, tetapi batas permukaan kondisi gelombang kita ingin menghitung. Bagaimana kita bisa melanjutkan? Kita mulai dengan mengasumsikan bahwa amplitudo gelombang di permukaan air adalah jauh lebih kecil sehingga permukaan hampir persis pesawat. Untuk menyederhanakan matematika, kami juga dapat mengasumsikan bahwa aliran adalah 2dimensi dengan gelombang bepergian di xarah. Kami juga menganggap bahwa gaya Coriolis dan viskositas dapat diabaikan. Jika kita mempertahankan rotasi, kita mendapatkan gelombang Kelvin dibahas di §14.2. 273


213/265

2/9/2017


halaman 282

274

BAB 16. GELOMBANG OCEAN

Dengan asumsi tersebut, permukaan laut elevasi ζ dari perjalanan gelombang di arah x adalah: ζ = dosa (kx ω t) (16.1) dengan ω = 2πf =

2π ; T

k =

2π L

(16.2)

mana ω adalah frekuensi gelombang dalam radian per detik, f adalah frekuensi gelombang di Hertz (Hz), k adalah jumlah gelombang, T adalah periode gelombang, L adalah panjang gelombang, dan di mana kita asumsikan, sebagaimana dinyatakan di atas, bahwa ka = O (0). Periode gelombang T adalah waktu yang dibutuhkan dua puncak gelombang berturutturut atau lembah untuk melewati titik tetap. Panjang gelombang L adalah jarak antara dua berturutturut gelombang puncak atau lembah pada waktu yang tetap. Relasi Dispersi Gelombang frekuensi ω berkaitan dengan gelombang nomor k dengan dispersi hubungan (Lamb, 1945 §228): ω 2 = gk tanh (kd)

(16.3)

dimana d adalah kedalaman air dan g adalah percepatan gravitasi. Dua perkiraan yang sangat berguna. 1. pendekatan Deepair berlaku jika kedalaman air d jauh lebih besar dari panjang gelombang L. Dalam hal ini, d »L, kd» 1, dan tanh (kd) = 1. 2. pendekatan dangkal air adalah valid jika kedalaman air jauh lebih sedikit dibandingkan panjang gelombang. Dalam hal ini, d «L, kd« 1, dan tanh (kd) = kd. Untuk kedua batas kedalaman air dibandingkan dengan panjang gelombang dispersi Sehubungan mengurangi ke: ω 2 = gk d> L / 4

Deepair dispersi hubungan

(16,4)

ω 2 = gk 2 d d
Air dangkal dispersi hubungan

(16,5)

Batas menyatakan untuk d / L memberikan hubungan dispersi akurat dalam waktu 10%. Menjadi menyebabkan banyak sifat gelombang dapat diukur dengan akurasi 510%, yang perkiraan berguna untuk menghitung sifat gelombang. Nanti kita akan pelajari untuk menghitung sifat gelombang seperti gelombang merambat dari dalam air dangkal. Tahap Velocity The kecepatan fase c adalah kecepatan di mana fase tertentu dari merambat gelombang, misalnya, kecepatan propagasi dari puncak gelombang. Dalam satu periode gelombang T puncak kemajuan satu panjang gelombang L dan kecepatan fase adalah c = L / T = ω / k. Dengan demikian, definisi kecepatan fase adalah: c ≡

ω k

(16,6)

halaman 283

16.1. LINEAR TEORI OCEAN GELOMBANG PERMUKAAN

275

Arah propagasi tegak lurus terhadap puncak gelombang dan menuju x arah positif. The deep dan air dangkal perkiraan untuk dispersi hubungan memberi: c = √

g g = k ω

c = √gd https://translate.googleusercontent.com/translate_f

kecepatan fase dalam air

(16.7)

kecepatan fase air dangkal

(16.8) 214/265

2/9/2017


The perkiraan yang akurat untuk sekitar 5% untuk batas dinyatakan dalam (16,4, 16,5). Di air yang dalam, kecepatan fase tergantung pada panjang gelombang atau frekuensi gelombang. gelombang lagi lebih cepat. Dengan demikian, gelombang air dalam dikatakan dispersif. Di perairan dangkal, kecepatan fase independen dari gelombang; itu tergantung hanya pada kedalaman air. gelombang air dangkal yang nondispersif. Kelompok Velocity Konsep kelompok kecepatan c g adalah fundamental untuk memahami berdiri propagasi gelombang linear dan nonlinear. Pertama, itu adalah kecepatan di mana sekelompok gelombang perjalanan di seberang lautan. Lebih penting lagi, itu juga kecepatan penjalaran energi gelombang. Whitham (1974, §1.3 dan §11.6) memberikan derivasi jelas konsep dan persamaan mendasar (16,9). Definisi kecepatan grup dalam dua dimensi adalah: c g ≡

∂ω ∂k

(16.9)

Menggunakan perkiraan untuk hubungan dispersi: c g =

g c = 2ω 2

c g = √gd = c

kecepatan kelompok dalam air

(16,10)

kecepatan kelompok air dangkal

(16.11)

Untuk gelombang lautpermukaan, arah propagasi tegak lurus terhadap gelombang puncak dalam arah x positif. Dalam kasus yang lebih umum dari jenis lain gelombang, seperti Kelvin dan gelombang Rossby yang kita bertemu di §14.2, kelompok kecepatan tidak harus dalam arah tegak lurus untuk gelombang puncak. Perhatikan bahwa sekelompok gelombang dalam air bergerak pada setengah kecepatan fase gelombang yang membentuk kelompok. Bagaimana ini bisa terjadi? Jika kita bisa menonton erat sebuah kelompok gelombang melintasi laut, kita akan melihat gelombang puncak muncul di belakang dari kereta gelombang, bergerak melalui kereta, dan menghilang di tepi terkemuka grup. Setiap puncak gelombang bergerak pada dua kali kecepatan kelompok. Apakah gelombang nyata laut bergerak dalam kelompok diatur oleh hubungan dispersi? Iya nih. Walter Munk dan rekan (1963) dalam serangkaian luar biasa dari percobaan di 1960 menunjukkan bahwa gelombang laut merambat melalui jarak yang jauh adalah dispersif, dan bahwa dispersi dapat digunakan untuk melacak badai. Mereka merekam gelombang selama beberapa hari menggunakan sebuah array dari tiga alat pengukur tekanan hanya lepas pantai dari San Clemente Island, 60 mil barat karena dari San Diego, California. Gelombang spektrum yang

halaman 284

276


10

0.08

10

10

10

0.07 0.06 0.05

1.0 0,1

0.04 Frekuensi (MHz) Hai 0.03 θ = 200 Hai .01 0.02 Δ = 135 Hai θ = 205 Hai

0.01 0

Δ = 115 9

11

.01

.01

.01

Hai Hai θ = 205 θ = 200 Hai Hai Δ = 126 Δ = 121 13

15 17 19 21 september 1959 Gambar 16.1 Kontur energi gelombang di sebidang frekuensiwaktu dihitung dari spektrum gelombang diukur dengan alat pengukur tekanan lepas pantai California selatan. Punggung gelombang tinggi energi menunjukkan kedatangan kereta gelombang tersebar dari badai yang jauh. Kemiringan bukit berbanding terbalik dengan jarak ke badai. Δ adalah jarak dalam derajat, θ adalah arah kedatangan gelombang di California. Setelah Munk et al. (1963). dihitung untuk data setiap hari. (Konsep spektrum yang dibahas di bawah.) Dari spektrum, amplitudo dan frekuensi gelombang frekuensi rendah dan arah propagasi gelombang dihitung. Akhirnya, mereka diplot kontur energi gelombang pada diagram frekuensiwaktu (gambar 16.1). https://translate.googleusercontent.com/translate_f

215/265

2/9/2017


Untuk memahami angka, pertimbangkan badai jauh yang menghasilkan gelombang banyak frekuensi. Gelombang frekuensi terendah (ω terkecil) perjalanan tercepat (16,11), dan mereka tiba sebelum gelombang lainnya, yang lebih tinggifrekuensi. Yang lebih jauh badai, semakin lama penundaan antara kedatangan gelombang frekuensi yang berbeda. Punggung energi gelombang tinggi terlihat pada gambar yang dihasilkan oleh individu badai. Kemiringan bukit memberi jarak ke badai dalam derajat Δ sepanjang lingkaran besar; dan informasi fase dari array memberikan sudut untuk badai θ. Kedua sudut memberikan lokasi badai relatif terhadap San Clemente. Sehingga gelombang tiba dari 1518 September menghasilkan ridge menunjukkan Badai adalah 115 ◦ jauh di sudut 205 ◦ yang terletak di selatan Selandia baru di dekat Antartika. Lokasi dari badai menghasilkan gelombang direkam dari Juni sampai Oktober 1959 dibandingkan dengan lokasi badai diplot pada cuaca peta dan dalam kebanyakan kasus keduanya sepakat dengan baik.

halaman 285

16.1. LINEAR TEORI OCEAN GELOMBANG PERMUKAAN

277

Gelombang Energi gelombang energi E dalam Joule per meter persegi ini terkait dengan varians dari perpindahan permukaan laut ζ oleh: E = ρ w g <ζ 2 >

(16,12)

di mana ρ w adalah densitas air, g adalah gravitasi, dan tanda kurung menunjukkan waktu atau ruang Ratarata. 200 100 0 100 Gelombang Amplitudo (m) 200 0 20 40

60 80 100 120 Waktu) Gambar 16.2 Sebuah catatan singkat dari amplitudo gelombang diukur oleh pelampung gelombang di Atlantik utara.

Signifikan Gelombang Tinggi Apa yang kita maksud dengan tinggi gelombang? Jika kita melihat laut angindriven, kita melihat gelombang berbagai ketinggian. Beberapa jauh lebih besar daripada kebanyakan, orang lain jauh lebih kecil (gambar 16.2). Definisi praktis yang sering digunakan adalah ketinggian 1/3 tertinggi dari gelombang, H 1/3 . Ketinggian dihitung sebagai berikut: mengukur tinggi gelombang selama beberapa menit, pick out mengatakan 120 puncak gelombang dan merekam ketinggian mereka. Memilih 40 gelombang terbesar dan menghitung ratarata ketinggian 40 nilai. Ini adalah H 1/3 untuk catatan gelombang. Konsep tinggi gelombang signifikan dikembangkan selama Perang Dunia II sebagai bagian dari proyek untuk meramalkan laut tinggi gelombang dan periode. Wiegel (1964: p. 198) melaporkan bahwa bekerja di Scripps Institution of Oceanography menunjukkan ... Tinggi gelombang diperkirakan oleh pengamat sesuai dengan ratarata tertinggi 20 sampai 40 persen dari gelombang. . . Awalnya, gelombang signifikan jangka tinggi melekat pada ratarata pengamatan ini, tertinggi 30 persen dari gelombang, tetapi telah berkembang menjadi ratarata tertinggi sepertiga dari gelombang, (ditunjuk H atau H ) S

1/3

Barubaru ini, tinggi gelombang signifikan dihitung dari gelombang diukur dis penempatan. Jika laut mengandung kisaran sempit frekuensi gelombang, H 1/3 adalah terkait dengan standar deviasi perpindahan permukaan laut (nas, 1963: 22; Hoffman dan Karst, 1975) H 1/3 = 4 <ζ 2 > 1/2 (16,13) di mana <ζ 2 > 1/2 adalah standar deviasi perpindahan permukaan. hubungan ini kapal jauh lebih berguna, dan sekarang adalah cara yang diterima untuk menghitung gelombang ketinggian dari pengukuran gelombang.


216/265

2/9/2017


halaman 286

278


16.2 gelombang nonlinear Kami berasal sifatsifat gelombang permukaan laut dengan asumsi gelombang am plitude itu jauh ka kecil = O (0). Jika ka «1 tapi tidak jauh lebih kecil, yang sifat gelombang dapat diperluas dalam serangkaian kekuatan ka (Stokes, 1847). Dia dihitung sifatsifat gelombang amplitudo terbatas dan ditemukan: 1 3 ka 2 cos 2 (kx ωt) + k 2 a 3 cos 3 (kx ωt) + ··· (16,14) 2 8 Fase dari komponen untuk ekspansi seri Fourier dari ζ di (16,14) yang sehingga gelombang nonlinear telah mempertajam puncak dan palung diratakan. Itu amplitudo maksimum gelombang Stokes adalah max = 0.07L (ka = 0.44). Seperti itu gelombang curam di dalam air disebut gelombang Stokes (Lihat juga Lamb, 1945, §250). Pengetahuan tentang gelombang nonlinear datang perlahanlahan sampai Hasselmann (1961, 1963a, 1963b, 1966), dengan menggunakan alatalat fisika partikel energi tinggi, bekerja untuk 6 memesan interaksi dari tiga atau lebih gelombang di permukaan laut. Dia, Phillips (1960), dan LonguetHiggins dan Phillips (1962) menunjukkan bahwa gelombang n gratis di permukaan laut dapat berinteraksi untuk menghasilkan gelombang gratis yang lain hanya jika frekuensi dan gelombang nomor satu berinteraksi gelombang sum ke nol: ζ = a cos (kx ωt) +

ω 1 ± ω 2 ± ω 3 ± ··· ω n = 0 k 1 ± k 2 ± k 3 ± ··· k n = 0 ω i 2= gk i

(16.15a) (16.15b) (16.15c)

di mana kita membiarkan gelombang untuk melakukan perjalanan ke segala arah, dan k i adalah gelombang vektor Nomor memberikan panjang gelombang dan arah. (16.15) adalah persyaratan umum untuk setiap berinteraksi gelombang. Jumlah paling sedikit gelombang yang memenuhi kondisi (16.15) tiga gelombang yang berinteraksi untuk menghasilkan keempat. Interaksi ini lemah; gelombang harus berinteraksi selama ratusan gelombang panjang dan periode untuk menghasilkan gelombang keempat dengan amplitudo sebanding dengan gelombang berinteraksi. The Stokes Gelombang tidak memenuhi kriteria (16,15) dan komponen gelombang tidak bebas ombak; harmonik yang lebih tinggi terikat untuk gelombang primer. Gelombang Momentum Konsep momentum gelombang telah menyebabkan cukup kebingungan (McIntyre, 1981). Secara umum, gelombang tidak memiliki momentum, massa fluks, tetapi mereka memiliki fluks momentum. Hal ini berlaku untuk gelombang di laut permukaan. Ursell (1950) menunjukkan bahwa gelombang laut di bumi berputar tidak memiliki massa mengangkut. Buktinya tampaknya bertentangan dengan diskusi buku teks biasa curam, gelombang nonlinear seperti gelombang Stokes. partikel air di Stokes gelombang bergerak sepanjang jalur yang hampir melingkar, tapi jalur gagal menutup, dan partikel bergerak perlahan ke arah propagasi gelombang. Ini adalah transportasi massal, dan fenomena ini disebut Stokes drift. Tapi transportasi ke depan dekat permukaan adalah seimbang oleh transportasi yang sama dalam arah yang berlawanan di kedalaman, dan ada ada fluks massa bersih. 16,3 Gelombang dan Konsep Wave Spectrum Jika kita melihat ke laut, kita melihat bahwa gelombang di permukaan laut tidak sinu soids. Permukaan tampaknya terdiri dari gelombang acak berbagai panjang

halaman 287

16.3. GELOMBANG DAN KONSEP A SPEKTRUM GELOMBANG

279

dan periode. Bagaimana kita bisa menggambarkan permukaan ini? Jawabannya adalah, tidak sangat mudah. Namun kami bisa, dengan beberapa penyederhanaan, datang dekat dengan menggambarkan permukaan. Penyederhanaan mengarah pada konsep spektrum gelombang laut. Itu spektrum memberikan distribusi energi gelombang antara gelombang frekuensi yang berbeda atau gelombang panjang di permukaan laut. Konsep spektrum didasarkan pada karya Joseph Fourier (17681830), https://translate.googleusercontent.com/translate_f

217/265

2/9/2017


yang menunjukkan bahwa hampir semua fungsi ζ (t) (atau ζ (x) jika Anda suka), bisawakil sented lebih interval T / 2 ≤ t ≤ T / 2 sebagai jumlah dari seri terbatas dari sinus dan fungsi cosinus dengan frekuensi gelombang harmonik: ζ (t) =

a 0 Σ∞ + (a n cos 2πnft + b n 2πnft dosa) 2 n = 1

(16,16)

dimana 2 T / 2 ζ (t) cos 2πnf t dt, (N = 0, 1, 2, ...) (16.17a) T ∫ T / 2 2 T / 2 b n = ζ (t) sin 2πnf t dt, (N = 0, 1, 2, ...) (16.17b) T ∫ T / 2 f = 1 / T adalah frekuensi dasar, dan nf adalah harmonik fundamental frekuensi. Bentuk ζ (t) disebut seri Fourier (Bracewell, 1986: 204; Whittaker dan Watson, 1963: §9.1). Perhatikan bahwa 0 adalah nilai ratarata dari ζ (t) lebih interval. Persamaan (16.18 dan 16.19) dapat disederhanakan dengan menggunakan a n =

exp (2πinft) = cos (2πnft) + i sin (2πnft)

(16,18)

di mana i = √1. Persamaan (16.18 dan 16.19) kemudian menjadi: ζ (t) =

Σ∞

Z n exp i2πnft n = ∞

(16.19)

dimana 1 T / 2 ζ (t) exp i2πnft dt, T ∫ T / 2 Z n disebut Transformasi Fourier dari ζ (t). Spektrum S (f) dari ζ (t) adalah: Z n =

S (nf) = Z n Z n*

(N = 0, 1, 2, ...)

(16.20)

(16,21)

di mana Z * adalah konjugasi kompleks Z. Kami akan menggunakan bentuk ini untuk Fourier yang seri dan spektrum ketika kita menjelaskan perhitungan spektrum gelombang laut. Kami dapat memperluas gagasan serangkaian Fourier untuk memasukkan seri yang mewakili permukaan ζ (x, y) menggunakan teknik serupa. Dengan demikian, setiap permukaan dapat diwakili sebagai seri terbatas dari fungsi sinus dan cosinus berorientasi ke segala arah yang mungkin.

halaman 288

280


Sekarang, mari kita terapkan ideide ini ke permukaan laut. Misalkan untuk sesaat yang permukaan laut yang membeku dalam waktu. Menggunakan ekspansi Fourier, yang dibekukan permukaan dapat direpresentasikan sebagai seri terbatas dari fungsi sinus dan kosinus dari nomor gelombang yang berbeda berorientasi ke segala arah yang mungkin. Jika kita mencairkan permukaan dan biarkan bergerak, kita dapat mewakili permukaan laut sebagai seri terbatas fungsi sinus dan cosinus dari gelombang yang berbeda panjang bergerak ke segala arah. Karena gelombang panjang dan frekuensi gelombang terkait melalui dispersi hubungan, kami juga dapat mewakili permukaan laut sebagai jumlah tak terbatas sinus dan fungsi cosinus dari frekuensi yang berbeda bergerak ke segala arah. Catatan dalam diskusi kita seri Fourier yang kita asumsikan koefisien (a n , b n , Z n ) adalah konstan. Untuk kali dari mungkin satu jam, dan jarak dari per puluhan Barangkali kilometer, gelombang di permukaan laut yang cukup tetap yang asumsi itu benar. Selanjutnya, nonlinear interaksi antara gelombang sangat lemah. Oleh karena itu, kita dapat mewakili permukaan laut lokal oleh super linear posisi nyata, gelombang sinus memiliki banyak panjang gelombang yang berbeda atau frekuensi dan fase yang berbeda bepergian di berbagai arah. Seri Fourier di tidak hanya ekspresi matematika yang mudah, itu menyatakan bahwa permukaan laut benarbenar, benarbenar terdiri dari gelombang sinus, masingmasing merambat menurut persamaan aku menuliskan di §16.1. Konsep permukaan laut yang terdiri dari gelombang independen dapat dilakukan lebih lanjut. Misalkan saya melempar batu ke dalam laut yang tenang, membuat splash besar. Menurut Fourier, splash dapat direpresentasikan sebagai superposisi dari cosinus Gelombang semua hampir nol fase sehingga gelombang menambahkan hingga percikan besar pada titik asal. Setiap gelombang Fourier individu mulai perjalanan jauh dari splash. Terpanjang gelombang perjalanan tercepat, dan akhirnya, jauh dari percikan, laut terdiri dari tersebar kereta gelombang dengan gelombang terpanjang jauh dari percikan dan gelombang terpendek terdekat. Ini adalah apa yang kita lihat pada gambar 16.1. Badai membuat splash, dan gelombang membubarkan seperti yang terlihat pada gambar. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

218/265

2/9/2017


Sampling Permukaan Laut Menghitung seri Fourier yang mewakili permukaan laut mungkin mustahil. Hal ini membutuhkan bahwa kita mengukur ketinggian ζ permukaan laut (x, y, t) di manamana di daerah mungkin sepuluh kilometer di sisi untuk mungkin satu jam. Jadi, mari kita menyederhanakan. Misalkan kita memasang staf gelombang di suatu tempat di laut dan merekam ketinggian permukaan laut sebagai fungsi waktu ζ (t). Kita akan mendapatkan catatan seperti itu di angka 16,2. Semua gelombang pada kemauan permukaan laut menjadi diukur, tapi kami akan tahu apaapa tentang arah gelombang. Ini adalah pengukuran jauh lebih praktis, dan itu akan memberikan spektrum frekuensi gelombang di permukaan laut. Bekerja dengan jejak ketinggian gelombang pada mengatakan selembar kertas sulit, sehingga mari kita mendigitalkan output dari staf gelombang untuk mendapatkan ζ j ≡ ζ (t j ),

t j ≡ jΔ j = 0, 1, 2, ···, N 1

(16,22)

mana Δ adalah interval waktu antara sampel, dan N adalah jumlah total sampel. Panjang T dari catatan ini T = N Δ. Gambar 16.3 menunjukkan pertama 20 detik dari ketinggian gelombang dari angka 16,2 didigitalkan pada interval Δ = 0,32 s.

halaman 289


281

200 (m) 100 ζj 0 100 Tinggi gelombang, 200 0

5

10 15 20 Waktu, j Δ (s) Gambar 16.3 pertama 20 detik dari data digital dari angka 16,2. Δ = 0,32 s.

Perhatikan bahwa ζ j adalah tidak sama dengan ζ (t). Kami benarbenar tidak ada informasi tentang ketinggian permukaan laut antara sampel. Dengan demikian kita telah dikonversi dari himpunan tak terhingga dari angka yang menggambarkan ζ (t) untuk satu set terbatas nomor yang menggambarkan ζ j . Dengan mengkonversi dari fungsi kontinu ke digital fungsi, kita sudah menyerah dengan jumlah tak terbatas informasi tentang permukaan. Sampling interval Δ mendefinisikan Nyquist frekuensi kritis (Tekan et al, 1992: 494) Ny ≡ 1 / (2Δ) (16,23) Nyquist frekuensi kritis adalah penting untuk dua terkait, tapi dis tinct, alasan. Salah satunya adalah kabar baik, yang lain adalah berita buruk. Pertama yang baik berita. Ini adalah fakta yang luar biasa dikenal sebagai teorema sampling: Jika con tinuous fungsi ζ (t), sampel pada Δ selang, kebetulan bandwidth yang terbatas pada frekuensi yang lebih kecil di besarnya dari Ny, yaitu, jika S (nf) = 0 untuk semua | nf | ≥ Ny, maka fungsi ζ (t) sepenuhnya ditentukan oleh nya sampel ζ . . . Ini adalah teorema yang luar biasa karena berbagai alasan, di antaranya bahwa hal itu menunjukkan bahwa "informasi isi" dari bandwidth terbatas fungsi tion adalah, dalam arti, jauh lebih kecil dari seorang jenderal terus menerus fungsi. . . Sekarang kabar buruk. Kabar buruk menyangkut efek sampling fungsi kontinu yang tidak Bandwidth terbatas kurang dari Nyquist frekuensi kritis. Dalam hal ini, ternyata semua spektral daya density yang terletak di luar rentang frekuensi Ny ≤ nf ≤ Ny adalah spuri menerus pindah ke kisaran tersebut. Fenomena ini disebut aliasing. Apa saja komponen frekuensi di luar jangkauan (Ny, Ny) adalah alias (palsu diterjemahkan) ke kisaran yang oleh sangat tindakan sampling diskrit. ..Sana sedikit yang dapat Anda lakukan untuk menghilangkan daya alias setelah Anda memiliki discretely sampel sinyal. Cara untuk mengatasi aliasing adalah (i) mengetahui alami batas bandwidth dari sinyal atau menegakkan batas dikenal dengan analog penyaringan dari sinyal kontinyu, dan kemudian (ii) sampel pada tingkat yang cukup cepat untuk memberikan setidaknya dua poin per siklus ini frekuensi tertinggi. Tekan Et al 1992, tetapi dengan notasi berubah menjadi notasi kami. j

Gambar 16.4 menggambarkan masalah aliasing. Perhatikan bagaimana frekuensi tinggi sinyal alias menjadi frekuensi yang lebih rendah jika frekuensi yang lebih tinggi berada di atas frekuensi kritis. Untungnya, kita dapat dengan mudah menghindari masalah: (i) penggunaan instrumen yang tidak menanggapi sangat pendek, gelombang frekuensi tinggi jika kita


219/265

2/9/2017


halaman 290

282

BAB 16. GELOMBANG OCEAN f = 4Hz

f = 1Hz

t = 0,2 s satu detik Gambar 16.4 Sampling 4 Hz gelombang sinus (garis berat) setiap 0,2 s alias frekuensi untuk 1 Hz (Garis cahaya). Frekuensi kritis adalah 1 / (2 × 0,2 s) = 2,5 Hz, yang kurang dari 4 Hz. tertarik pada gelombang yang lebih besar; dan (ii) memilih AT cukup kecil bahwa kita kehilangan sedikit informasi berguna. Dalam contoh yang ditunjukkan pada gambar 16.3, tidak ada gelombang di sinyal yang akan didigitalkan dengan frekuensi yang lebih tinggi dari Ny = 1,5625 Hz. Mari kita meringkas. sinyal digital dari staf gelombang tidak dapat digunakan untuk mempelajari Gelombang dengan frekuensi di atas Nyquist frekuensi kritis. Juga tidak dapat sinyal digunakan untuk mempelajari gelombang dengan frekuensi kurang dari frekuensi dasar ditentukan oleh T durasi catatan gelombang. Rekor gelombang digital berisi informasi tentang gelombang di rentang frekuensi: 1 1
(16,24)

di mana T = NΔ adalah panjang dari seri waktu, dan f adalah frekuensi dalam Hertz. Menghitung The Wave Spectrum Fourier transform digital Z n dari Gelombang catatan ζ j setara dengan (16,21 dan 16,22) adalah: 1 N1 Σ ζ j exp [i2πjn / N] N j = 0 N1 Σ ζ n = Z j exp [i2πjn / N] n = 0

Z n =

(16.25a) (16.25b)

untuk j = 0, 1, ···, N 1; n = 0, 1, ···, N 1. Persamaanpersamaan ini dapat disimpulkan sangat cepat menggunakan Fast Fourier Transform, terutama jika N adalah kekuatan 2 (Cooley, Lewis, dan Welch, 1970; Tekan et al 1992: 542.). Ini spektrum S n dari ζ, yang disebut periodogram, adalah: 1 N 2 [| Z n | 2 + | Z Nn | 2 ]; 1 S 0 = N 2 | Z 0 | 2 1 S N / 2 = N 2 | Z N / 2 | 2 S n =

n = 1, 2, ···, (N / 2 1)

(16.26)

halaman 291


283

10

8


220/265

2/9/2017


10 )z 2 / H10

6

4

10

2

10 Rapat Spektrum Daya (m 0

10

2

10 10 4

10

10 10 Frekuensi (Hz) Gambar 16.5 periodogram dihitung dari 164 s pertama data dari angka 16,2. Nyquist frekuensi 1,5625 Hz. 3

2

1

0

10

1

di mana S N dinormalkan sehingga: N / 2 N1 Σ | ζ j | 2 = Σ S n j = 0

(16,27)

n = 0

Varians dari ζ j adalah jumlah dari (N / 2 + 1) istilah di periodogram. Catatan, persyaratan S n atas frekuensi (N / 2) adalah simetris tentang frekuensi itu. Gambar 16.5 menunjukkan periodogram dari seri waktu yang ditunjukkan pada gambar 16.2. periodogram adalah fungsi yang sangat bising. Varians dari setiap titik adalah sama dengan nilai yang diharapkan pada titik. Dengan ratarata bersamasama 1030 periodograms kita dapat mengurangi ketidakpastian dalam nilai pada masingmasing frekuensi. The ratarata periodogram disebut spektrum tinggi gelombang (gambar 16.6). Ini memberikan distribusi varians tinggi permukaan laut pada staf gelombang sebagai fungsi frekuensi. Karena energi gelombang sebanding dengan varians (16,12) yang spektrum disebut spektrum energi atau spektrum gelombang tinggi. Khas tiga jam dari staf data gelombang yang digunakan untuk menghitung spektrum tinggi gelombang. Ringkasan Kita dapat meringkas perhitungan spektrum ke berikut tangga: 1. Digitasi segmen data gelombangtinggi untuk mendapatkan batas berguna menurut (16.26). Misalnya, menggunakan 1.024 sampel dari 8.53 menit data sampel pada tingkat 2 sampel / detik.

halaman 292

284

BAB 16. GELOMBANG OCEAN 10

5

10

4

z)10 / H 2 10 10

3

2

1

Rapat Spektrum Daya (m 10 0

10

1

10 10 2

10 10 Frekuensi (Hz) Gambar 16.6 Spektrum gelombang dihitung dari 11 menit data yang ditunjukkan pada gambar 7.2 dengan ratarata empat periodograms untuk mengurangi ketidakpastian dalam nilainilai spektral. nilainilai spektral di bawah 0,04 Hz berada dalam kesalahan karena kebisingan. 2


1

0

221/265

2/9/2017


2. Hitung digital, Fast Fourier Transform Z n dari seri waktu. 3. Hitung periodogram S n dari jumlah kuadrat dari yang nyata dan bagian imajiner dari Fourier transform. 4. Ulangi untuk menghasilkan M = 20 periodograms. 5. Ratarata 20 periodograms untuk menghasilkan ratarata spektrum S M . 6. S M memiliki nilainilai yang χ 2 didistribusikan dengan 2M derajat kebebasan. garis besar ini dari perhitungan spektrum mengabaikan banyak detail. Untuk lebih informasi lengkap lihat, misalnya, Percival dan Walden (1993), Tekan et Al. (1992: §12), Oppenheim dan Schafer (1975), atau teks lain pada sinyal digital pengolahan. 16,4 SamuderaWave Spectra gelombang laut yang diproduksi oleh angin. Semakin cepat angin, semakin lama angin bertiup, dan lebih besar daerah di mana angin bertiup, semakin besar ombak. Dalam merancang kapal atau struktur lepas pantai kita ingin mengetahui terbesar gelombang yang dihasilkan oleh kecepatan angin yang diberikan. Misalkan angin bertiup pada 20 m / s untuk hari atas area yang luas dari Atlantik Utara. Apa yang akan menjadi spektrum gelombang laut di sisi arah angin dari daerah?

halaman 293

16.4. OCEANWAVE SPECTRA

285

110 100 20,6 m / s

90 80 70 2/ Hz) 60 50

40 18 m / s Gelombang Spectral Density (m 30 15,4 m / s 20

12,9 m / s 10.3 m / s

10 0

0

0.05

0.10

0,15 0.20 0.25 0.30 0.35 Frekuensi (Hz) Gambar 16.7 Gelombang spektrum dari laut sepenuhnya dikembangkan untuk berbagai kecepatan angin menurut Moskowitz (1964).

PiersonMoskowitz Spectrum Berbagai spektrum ideal digunakan untuk jawaban pertanyaan pada oseanografi dan laut rekayasa. Mungkin yang paling sederhana adalah yang diusulkan oleh Pierson dan Moskowitz (1964). Mereka beranggapan bahwa jika Angin bertiup terus untuk waktu yang lama di area yang luas, gelombang akan datang ke kesetimbangan dengan angin. Ini adalah konsep laut sepenuhnya dikembangkan. Di sini, "Lama" adalah kirakira sepuluh ribu periode gelombang, dan "luas" adalah kirakira lima ribu gelombang panjang di sisi. Untuk mendapatkan spektrum dari laut sepenuhnya dikembangkan, mereka menggunakan pengukuran gelombang yang dibuat oleh accelerometers di kapal cuaca Inggris di Atlantik utara. Pertama, mereka yang dipilih data gelombang untuk saatsaat ketika angin telah ditiup terus untuk kali panjang di daerah yang luas dari Atlantik utara. Kemudian mereka menghitung gelombang Spektra untuk berbagai kecepatan angin (gambar 16.7), dan mereka menemukan bahwa fungsi S (ω) =

αg 2 0 4 ] ω 5 exp [β (ω ω)

(16,28)

adalah cocok untuk spektrum yang diamati, di mana ω = 2πf, f adalah frekuensi gelombang di Hertz, α = 8.1 × 10 3 , β = 0,74, ω 0 = g / U 19,5 dan U 19,5 adalah kecepatan angin pada ketinggian 19,5 m di atas permukaan laut, ketinggian anemometer di kapal cuaca digunakan oleh Pierson dan Moskowitz (1964). Bagi kebanyakan aliran udara di atas laut lapisan batas atmosfer memiliki hampir https://translate.googleusercontent.com/translate_f

222/265

2/9/2017


halaman 294

286


stabilitas netral, dan U 19,5 ≈ 1,026 U 10

(16,29)

dengan asumsi koefisien drag dari 1,3 × 10 3 . Frekuensi puncak spektrum PiersonMoskowitz dihitung dengan memecahkan dS / dω = 0 untuk ω p , untuk mendapatkan ω p = 0,877 g / U 19,5 .

(16.30)

Kecepatan gelombang di puncak dihitung dari (16,7), yang memberikan: g c p = = 1.14 U 19,5 ≈ 1,17 U 10 (16,31) ω p Oleh karena itu gelombang dengan frekuensi ω p wisata 14% lebih cepat dari angin pada ketinggian 19,5 m atau 17% lebih cepat dari angin pada ketinggian 10 m. Hal ini menimbulkan kesulitan masalah: Bagaimana gelombang menghasilkan angin dapat bepergian lebih cepat dari angin? aku akan kembali ke masalah setelah saya membahas spektrum jonswap dan pengaruh interaksi nonlinier antara gelombang angin yang dihasilkan. Dengan mengintegrasikan S (ω) atas semua ω kita mendapatkan varians dari elevasi permukaan: ∫ ∞ 4 <Ζ 2 > = S (ω) dω = 2.74 × 10 3 (U 19,5 ) g 2 0

(16,32)

Mengingat bahwa H 1/3 = 4 <ζ 2 > 1/2 , Tinggi gelombang signifikan adalah: H 1/3 = 0,21

(U 19,5 )2 (U 10 )2 ≈ 0,22 g g

(16,33)

Gambar 16.8 memberikan ketinggian gelombang signifikan dan periode untuk PiersonMoskowitz spektrum. 20

20

15

15

10

10

Periode 5 Tinggi Gelombang signifikan (m) 0

Periode (s)

Tinggi 5

0 10 15 20 25 Kecepatan Angin U (m / s) Gambar 16.8 tinggi gelombang signifikan dan periode di puncak spektrum sepenuhnya laut maju dihitung dari spektrum PiersonMoskowitz menggunakan (16,35 dan 16,32). 0

5

10

halaman 295

16.4. OCEANWAVE SPECTRA

287

0,7 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

223/265

2/9/2017


0.6

80 km

0,5 2 / Hz)

52 km

0,4 0,3

37 km

0,2 Gelombang Spectral Density (m 20 km 0,1 0

9.5 km 0

0,1

0,2

0,3 0,4 0,5 0.6 0,7 Frekuensi (Hz) Gambar 16,9 Gelombang spektrum dari laut berkembang untuk fetch yang berbeda diukur pada jonswap. Setelah Hasselmann et al. (1973). JONSWAP Spectrum Hasselmann et al. (1973), setelah menganalisis data col lected selama jonswap Joint North Sea Gelombang Observation Project, ditemukan bahwa spektrum gelombang tidak pernah sepenuhnya dikembangkan (gambar 16.9). Hal ini terus berkembang melalui nonlinear, gelombanggelombang interaksi bahkan untuk waktu yang sangat lama dan jarak. Oleh karena itu mereka mengusulkan spektrum: αg 2 5 p 4 ] γ r ω 5 exp [ 4 (ωω) (ω ω p )2 r = exp [ 2 σ 2 ω p 2]

S (ω) =

(16.34a) (16.34b)

Data gelombang yang dikumpulkan selama percobaan jonswap digunakan untuk menentukan nilai untuk konstanta di (16,36): 0.22 U 10 2 F g) g 2 1/3

α = 0,076 ( ω p = 22 (

(16.35a) (16.35b)

U 10 F)

γ = 3.3

(16.35c)

0.07 ω ≤ ω p σ = { 0.09 ω> ω p

(16.35d)

di mana F adalah jarak dari pantai lee, disebut pengambilan, atau jarak lebih yang angin bertiup dengan kecepatan konstan.

halaman 296

288


Energi dari gelombang meningkat dengan mengambil: 2 <Ζ 2 > = 1,67 × 10 7 (U 10 ) F g

(16.36)

di mana F adalah mengambil. Spektrum jonswap mirip dengan spektrum PiersonMoskowitz kecuali bahwa gelombang terus tumbuh dengan jarak (atau waktu) sebagaimana ditentukan oleh jangka α, dan puncak dalam spektrum yang lebih jelas, sebagaimana ditentukan oleh istilah γ. Yang terakhir ini ternyata menjadi sangat penting, karena dapat menyebabkan ditingkatkan nonlinear interaksi dan spektrum yang berubah dalam waktu sesuai dengan teori Hasselmann (1966). Generasi Waves oleh angin Kami telah melihat dalam beberapa paragraf terakhir bahwa gelombang berhubungan dengan angin. Kami telah, bagaimanapun, ditunda sampai sekarang hanya bagaimana mereka dihasilkan oleh angin. Misalkan kita mulai dengan cerminhalus laut (Beaufort Nomor 0). Apa yang terjadi jika angin tibatiba mulai meniup mantap di katakan 8 m / s? Tiga proses fisik yang berbeda mulai: 1. turbulensi angin menghasilkan fluktuasi tekanan acak pada permukaan laut, yang menghasilkan gelombang kecil dengan panjang gelombang dari beberapa sentrasentra timeters (Phillips, 1957). 2. Selanjutnya, angin bekerja pada gelombang kecil, menyebabkan mereka menjadi lebih besar. Angin bertiup di atas gelombang menghasilkan perbedaan tekanan sepanjang gelombang https://translate.googleusercontent.com/translate_f

224/265

2/9/2017


profil menyebabkan gelombang tumbuh. Proses ini tidak stabil karena, sebagai gelombang akan lebih besar, perbedaan tekanan semakin besar, dan gelombang tumbuh lebih cepat. ketidakstabilan menyebabkan gelombang tumbuh secara eksponensial (Miles, 1957). 3. Akhirnya, ombak mulai berinteraksi di antara mereka sendiri untuk menghasilkan lebih lama gelombang (Hasselmann et al. 1973). Energi transfer interaksi gelombang dari gelombang pendek yang dihasilkan oleh mekanisme Miles 'untuk gelombang dengan frekuensi sedikit lebih rendah daripada frekuensi gelombang di puncak spektrum. Akhirnya, ini menyebabkan gelombang akan lebih cepat dari angin, seperti dicatat oleh Pierson dan Moskowitz. 16,5 Peramalan Gelombang Pemahaman kita tentang gelombang laut, spektrum mereka, generasi mereka dengan angin, dan interaksi mereka sekarang cukup dipahami bahwa gelombang spektrum dapat diperkirakan dengan menggunakan angin dihitung dari model cuaca numerik. Jika kita amati beberapa wilayah laut kecil, atau beberapa wilayah lepas pantai, kita bisa melihat gelombang yang dihasilkan oleh angin lokal, laut angin, ditambah gelombang yang dihasilkan di daerah lain di lain waktu dan yang telah disebarkan ke daerah kita mengamati, membengkak. Perkiraan kondisi gelombang lokal harus mencakup baik laut dan membengkak, maka peramalan gelombang bukan masalah lokal. Kami melihat, misalnya, bahwa gelombang off California dapat dihasilkan oleh badai lebih dari 10.000 km. Berbagai teknik telah digunakan untuk meramalkan gelombang. Upaya awal didasarkan pada hubungan empiris antara tinggi gelombang dan panjang gelombang dan kecepatan angin, durasi, dan mengambil. Perkembangan spektrum gelombang

halaman 297

16,6. PENGUKURAN GELOMBANG

289

Evolusi memungkinkan komponen gelombang individu dengan frekuensi f bepergian di arah θ gelombang directional spektrum ψ (f, θ) menggunakan ∂ψ 0 + C g · ∇ψ 0 = S i + S nl + S d ∂t

(16,37)

mana ψ 0 = ψ 0 (f, θ; x, t) bervariasi dalam ruang (x) dan waktu t, S i adalah masukan dari angin diberikan oleh Phillips (1957) dan Miles (1957) mekanisme, S nl adalah transfer antara komponen gelombang akibat interaksi nonlinier, dan S d adalah disipasi. Generasi ketiga model gelombang peramalan sekarang digunakan oleh meteorologi lembaga di seluruh dunia didasarkan pada integrasi dari (16,39) menggunakan banyak individual komponen gelombang (The rawa Grup 1985; The wamdi Group, 1988; Komen et al, 1996). Perkiraan mengikuti masingmasing komponen gelombang spektrum dalam ruang dan waktu, yang memungkinkan setiap komponen untuk tumbuh atau pembusukan de tertunda pada angin lokal, dan memungkinkan komponen gelombang untuk berinteraksi menurut Teori Hasselmann ini. Biasanya laut diwakili oleh 300 komponen: 25 panjang gelombang akan di 12 arah (30 ◦ ). Untuk mengurangi waktu komputasi, model menggunakan grid bersarang poin: grid memiliki kepadatan tinggi poin di badai dan dekat pantai dan kepadatan rendah di daerah lain. Biasanya, jaringan poin di laut terbuka 3 ◦ terpisah. Beberapa model eksperimental barubaru ini mengambil proses gelombangperamalan satu langkah lanjut dengan mengasimilasi altimeter dan scatterometer pengamatan kecepatan angin dan tinggi gelombang ke dalam model. Prakiraan gelombang menggunakan satelit berasimilasi Data lite tersedia dari Pusat Eropa untuk MediumRentang Cuaca Prakiraan. Noaa Ocean Modeling Cabang di Pusat Nasional untuk Lingkungan Prediksi juga memproduksi prakiraan regional dan global gelombang. Cabang penggunaan model generasi ketiga berdasarkan model wam Cycle4. Ini mengakomodasi selalu berubah tepi es, dan asimilasi pelampung dan altimeter satelit gelombang data. model menghitung spektrum frekuensi yang terarah pada 12 arah dan 25 frekuensi pada interval 3 jam hingga 72 jam di muka. Frekuensi terendah adalah 0,04177 Hz dan frekuensi yang lebih tinggi spasi logaritmik pada increment 0,1 kali frekuensi terendah. Data gelombang spektral yang tersedia pada 2,5 ◦ × 2,5 ◦ grid untuk poin dalam air antara 67,5 ◦ S dan 77,5 ◦ N. Model didorong menggunakan angin 10 meter dihitung dari angin terendah dari cuaca Centers Model disesuaikan dengan ketinggian 10 meter dengan menggunakan profil logaritmik (8.20). Itu Cabang menguji perkiraan ditingkatkan dengan 1 ◦ × 1,25 ◦ resolusi (gambar 16.10). 16,6 Pengukuran Gelombang Karena gelombang mempengaruhi begitu banyak proses dan operasi di laut, banyak teknik telah diciptakan untuk mengukur gelombang. Berikut adalah beberapa lebih umum digunakan. Stewart (1980) memberikan penjelasan yang lebih lengkap teknik pengukuran gelombang, termasuk metode untuk mengukur arah distribusi gelombang. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

225/265

2/9/2017


Negara Sea Perkiraan oleh pengamat di laut ini mungkin yang paling com Pengamatan mon termasuk dalam tabulasi awal ketinggian gelombang. Ini adalah

halaman 298

290


GM 2

2 4 3 3 1

2 1 1

2

5 4 1

1 2

1 2

3 4

2

Global yang 1 x 1,25 jaringan Angin Kecepatan di Simpul20 Agustus 1998 00:00 UTC Gambar 16.10 Keluaran dari generasi ketiga model prakiraan gelombang yang dihasilkan oleh Noaa Ocean Cabang pemodelan untuk 20 Agustus 1998. Kontur adalah tinggi gelombang signifikan dalam meter, panah memberikan arah gelombang pada puncak spektrum gelombang, dan barbs memberikan kecepatan angin dalam m / s dan arah. Dari noaa Samudra Modeling Branch. tinggi gelombang signifikan dirangkum di Angkatan Laut AS Kelautan Klimatologi Atlas dan laporan lain seperti dicetak sebelum usia satelit. Altimeter satelit altimeter satelit yang digunakan untuk mengukur geografis permukaan Arus strophic juga mengukur tinggi gelombang. Altimeter diterbangkan pada SEASAT di 1978, Geosat 19851988, ers1 & 2 dari tahun 1991, Topex / Poseidon dari 1992, dan Jason dari tahun 2001. Data Altimeter telah digunakan untuk menghasilkan bulanan peta ratarata ketinggian gelombang dan variabilitas kepadatan energi gelombang dalam waktu dan ruang. Langkah selanjutnya, baru saja dimulai, adalah dengan menggunakan observasi altimeter dengan gelombang peramalan program, untuk meningkatkan akurasi prakiraan gelombang. Teknik altimeter bekerja sebagai berikut. Radio pulsa dari alsatelit timeter mencerminkan pertama dari puncak gelombang, kemudian dari palung gelombang. Itu refleksi membentang altimeter pulsa dalam waktu, dan peregangan diukur dan digunakan untuk menghitung tinggi gelombang (gambar 16.11). Akurasi ± 10%. Accelerometer Dipasang pada Buoy Meteorologi atau lainnya Ini adalah kurang pengukuran umum, meskipun sering digunakan untuk mengukur gelombang dur ing percobaan singkat di laut. Sebagai contoh, accelerometers di kapal cuaca tinggi gelombang diukur digunakan oleh Pierson & Moskowitz dan gelombang ditampilkan di mencari 16.2. Pengukuran yang paling akurat yang dibuat menggunakan accelerometer distabilkan oleh gyro sehingga sumbu accelerometer selalu vertikal.

halaman 299

16,6. PENGUKURAN GELOMBANG https://translate.googleusercontent.com/translate_f

291 226/265

2/9/2017


1.94m SWH

daya yang diterima 0.56m SHW

15

10

5

0 5 10 15 20 Waktu (ns) Gambar 16.11 Bentuk pulsa radio yang diterima oleh altimeter SEASAT, menunjukkan pengaruh gelombang laut. Bentuk pulsa yang digunakan untuk menghitung tinggi gelombang signifikan. Setelah Stewart (1985: 264). integrasi ganda dari percepatan vertikal memberikan perpindahan. ganda integrasi, bagaimanapun, menguatkan noise frekuensi rendah, yang mengarah ke frekuensi rendah sinyal terlihat pada angka 16,5 dan 16,6. Selain itu, angkat pelampung ini tidak sensitif untuk panjang gelombang kurang dari diameter pelampung ini, dan pelampung hanya mengukur gelombang memiliki panjang gelombang yang lebih besar dari diameter pelampung. Secara keseluruhan, hatihati pengukuran yang akurat untuk ± 10% atau lebih baik. Gelombang Gages pengukur dapat dipasang pada platform atau di dasar laut di air dangkal. Banyak berbagai jenis sensor yang digunakan untuk mengukur ketinggian gelombang atau bawah permukaan tekanan yang berkaitan dengan gelombang tinggi. Suara, sinar inframerah, dan gelombang radio dapat digunakan untuk menentukan jarak dari sensor ke permukaan laut disediakan sensor dapat dipasang pada stabil platform yang tidak mengganggu gelombang. Alat pengukur tekanan dijelaskan dalam §6.8 dapat digunakan untuk mengukur kedalaman dari permukaan laut ke alat ukur. array alat pengukur tekanan bottommount berguna untuk menentukan gelombang arah. Dengan demikian array secara luas digunakan hanya lepas pantai dari zona surfing untuk menentukan lepas pantai gelombang arah. Pengukur tekanan harus berada dalam seperempat dari panjang gelombang permukaan karena fluktuasi tekanan gelombangdiinduksi menurun secara eksponensial dengan kedalaman. Dengan demikian, baik alat pengukur dan sensor tekanan dibatasi untuk air dangkal atau untuk platform besar di landas kontinen. Sekali lagi, akurasi adalah ± 10% atau lebih baik. Synthetic Aperture Radar di Satelit radar ini memetakan ulang radar flectivity dari permukaan laut dengan resolusi spasial 625 m. Peta reflektifitas sering menunjukkan fitur seperti gelombang yang berkaitan dengan gelombang nyata pada permukaan laut. saya katakan 'Gelombangseperti' karena tidak ada yang tepat satukesatu hubungan antara gelombang tinggi dan kepadatan gambar. Beberapa gelombang jelas dipetakan, yang lain kurang begitu. Itu peta, bagaimanapun, dapat digunakan untuk mendapatkan informasi tambahan tentang gelombang, espe secara resmi distribusi spasial arah gelombang di perairan dangkal (Vesecky dan

halaman 300

292


Stewart, 1982). Karena informasi directional dapat dihitung secara langsung dari data radar tanpa perlu menghitung gambar (Hasselmann, 1991), data dari radar dan altimeter pada ers1 & 2 yang digunakan untuk menentukan apakah radar dan altimeter pengamatan dapat digunakan secara langsung dalam program perkiraan gelombang. 16.7 Konsep Penting 1. Panjang gelombang dan frekuensi gelombang terkait melalui dispersi hubungan. 2. kecepatan fase gelombang dapat berbeda dari kecepatan di mana gelombang energi merambat. 3. Gelombang di perairan dalam yang dispersif, panjang gelombang lagi lebih cepat daripada panjang gelombang yang lebih pendek. Gelombang di perairan dangkal tidak dispersif. 4. dispersi gelombang laut telah diukur secara akurat, dan obser vations gelombang tersebar dapat digunakan untuk melacak badai yang jauh. 5. Bentuk hasil permukaan laut dari superposisi linear dari gelombang semua panjang gelombang atau frekuensi yang mungkin bepergian ke segala arah yang mungkin. 6. Spektrum memberikan kontribusi dengan panjang gelombang atau frekuensi ke varians dari perpindahan permukaan. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

227/265

2/9/2017


7. Energi Gelombang sebanding dengan varians dari perpindahan permukaan. 8. spektrum Digital adalah band terbatas, dan mereka tidak mengandung informasi tentang gelombang dengan frekuensi yang lebih tinggi daripada frekuensi Nyquist. 9. Gelombang yang dihasilkan oleh angin. Angin kencang berdurasi panjang menghasilkan gelombang terbesar. 10. Berbagai bentuk ideal dari spektrum gelombang yang dihasilkan oleh stabil, homo angin geneous telah diusulkan. Dua yang penting adalah Pierson Moskowitz dan spektrum jonswap. 11. Pengamatan oleh pelaut di kapal dan dengan altimeter satelit telah digunakan untuk membuat peta global tinggi gelombang. pengukur gelombang digunakan pada plat bentuk di air dangkal dan di landas kontinen untuk mengukur gelombang. pengukur tekanan bawahmount digunakan untuk mengukur gelombang lepas pantai pantai. Dan radar sintetikaperture yang digunakan untuk memperoleh informasi tentang gelombang arah.

halaman 301

Bab 17

Proses pesisir dan Tides

Dalam bab terakhir saya dijelaskan gelombang di permukaan laut. Sekarang kita dapat mempertimbangkan beberapa kasus khusus dan penting: transformasi gelombang seperti mereka datang darat dan istirahat; arus dan tepi gelombang yang dihasilkan oleh interaksi gelombang dengan pantai; tsunami; badai; dan pasang, terutama Tides bersama pantai dan di laut dalam. 17,1 Gelombang Shoaling dan Proses Pesisir fase gelombang dan kelompok kecepatan adalah fungsi dari kedalaman saat kedalaman kurang dari sekitar panjang gelombang seperempat di air dalam. periode gelombang dan frekuensi invarian (tidak berubah sebagai gelombang datang darat); dan ini adalah digunakan untuk menghitung sifatsifat gelombang shoaling. tinggi gelombang meningkat sebagai kecepatan kelompok gelombang melambat. panjang gelombang menurun. Gelombang mengubah arah karena pembiasan. Akhirnya, gelombang pecah jika air cukup dangkal; dan rusak Gelombang menuangkan air ke zona surfing, menciptakan panjang pantai dan arus rip. Shoaling Gelombang Dispersi hubungan (16,3) digunakan untuk menghitung gelombang prop erti sebagai gelombang merambat dari air yang dalam di lepas pantai untuk perairan dangkal hanya di luar zona surfing. Karena ω konstan, (16,3) menyebabkan: L c α sin 2πd = = = tanh L 0 c 0 sin α 0 L

(17.1)

dimana

gT 2 gT . c 0 = (17.2) 2π 2π dan L adalah panjang gelombang, c adalah kecepatan fase, α adalah sudut puncak relatif L 0 =


228/265

2/9/2017


kontur kedalaman konstan, dan d adalah kedalaman air. Subskrip 0 menunjukkan nilainilai di dalam air. Kuantitas d / L dihitung dari larutan d d 2πd = tanh L 0 L L

(17.3)

293

halaman 302

294

BAB 17. PROSES PESISIR DAN TIDES

2.0 HH . CGC0 1.0 .) α α0 dosa dosa . LL 0,5 . CC ( dπ L 2 0,2

H / H

0

0

0

α) dosa α L. C . L dosa ( 2 π d C tanh L

C G /

C

C / C G

0

0

0

0

0

d / L

, tanh d L 0,1 0.01

0.02

0.05 0,1 0,2 0,5 1.0 dangkal d / L dalam Gambar 17.1 Sifat gelombang di kedalaman menengah antara air dalam dan dangkal. d = mendalam, L = panjang gelombang, C = kecepatan fase, C = kecepatan grup, α = sudut puncak relatif kontur kedalaman konstan, H = tinggi gelombang. Subscript 0 mengacu pada properti di dalam air. Dari nilainilai di Wiegel (1964: A1). 0

g

menggunakan teknik berulang, atau dari tokoh 17,1, atau dari Wiegel (1964: A1). Karena kecepatan gelombang adalah fungsi dari kedalaman di perairan dangkal, variasi di kedalaman air lepas pantai dapat fokus atau defocus energi gelombang mencapai pantai. Pertimbangkan kasus sederhana dari gelombang dengan puncak dalam air hampir sejajar dengan

Pantai deposito Tanjung

Gelombang front

20 40

Teluk

60 Kedalaman air (m) orthogonal baris

Tanjung

80

Gambar 17.2 fitur sublaut, seperti lembah bawah laut dan pegunungan, lepas pantai pesisir dapat sangat mempengaruhi ketinggian pemutus perairan pantai fitur. Setelah Thurman (1985: 229).

halaman 303


229/265

2/9/2017


17.1. GELOMBANG shoaling DAN PROSES PANTAI 0.07

1

295 2

3

4

0.06 0.05

menumpahkan pemecah

0.04 0.03

1

(A) pemutus Mencurahkan 2 4 3

1

(B) Terjun breaker 4 2 3

terjun pemecah

0.02

0.01 Bergelombang Gelombang laut kecuraman Ho / Lo 0 0 0,02 0,04 0,06 0,08 0,10 0,12 (C) Gelombang breaker Pantai lereng tan β Gambar 17.3 Kiri: Klasifikasi ombak memecah sebagai fungsi dari pantai kecuraman dan gelombang kecuraman lepas pantai. Kanan: Sketsa jenis gelombang melanggar. Setelah Horikawa (1988: 79, 81). pantai lurus dengan dua punggung masingmasing arah laut membentang dari Tanjung (angka 17.2). kecepatan grup gelombang lebih cepat di air yang lebih dalam antara pegunungan, dan gelombang puncak menjadi semakin cacat sebagai gelombang merambat ke arah pantai. Gelombang energi, yang menyebar tegak lurus dengan gelombang puncak, adalah dibiaskan keluar dari wilayah antara Tanjung. Akibatnya, energi gelombang adalah difokuskan ke tanjung, dan pemutus ada jauh lebih besar daripada pemutus di Teluk. Perbedaan tinggi gelombang dapat sangat besar. Pada hari tenang, pemutus dapat lutut menuju ke pantai tinggi dari canyon kapal selam di La Jolla Shores, California, sebelah selatan dari Scripps Institution of Oceanography. Pada saat yang sama waktu, gelombang di utara ngarai dapat cukup untuk menarik peselancar tinggi. Melanggar Gelombang Sebagai gelombang bergerak ke dalam air dangkal, kecepatan kelompok menjadi datang, energi gelombang kecil per meter persegi permukaan laut meningkat, dan non istilah linear dalam persamaan gelombang menjadi penting. Proses ini menyebabkan gelombang untuk lebih curam, dengan puncakpuncak yang curam pendek dan palung dangkal yang luas. Kapan kemiringan gelombang di puncak menjadi cukup curam, gelombang istirahat (mencari 17.3 Kanan). Bentuk gelombang pecah tergantung di lereng bagian bawah, dan kecuraman gelombang lepas pantai (mencari 17.3 Kiri). 1. gelombang Curam cenderung kehilangan energi perlahan sebagai gelombang bergerak ke dangkal air melalui air tumpah di bagian depan gelombang. Ini menumpahkan pemutus. 2. Kurang gelombang curam di pantai curam cenderung curam sangat cepat sehingga puncak gelombang bergerak lebih cepat daripada palung, dan puncak, racing menjelang palung, terjun ke dalam palung (gambar 17.4). 3. Jika pantai cukup curam, gelombang bisa melonjak hingga wajah pantai tanpa melanggar dalam arti bahwa air putih terbentuk. Atau jika terbentuk, itu adalah di tepi terkemuka dari air karena lonjakan sampai di pantai. Contoh ekstrim akan menjadi insiden gelombang pada breakwater vertikal.

halaman 304

296


Gambar 17.4 Curam, terjun pemutus adalah pemutus archetypical. Tepi https://translate.googleusercontent.com/translate_f

230/265

2/9/2017


pemutus tersebut ideal untuk berselancar. Dari foto oleh Jeff Devine. Arus gelombangDriven Gelombang istirahat di sebuah band sempit air dangkal di sepanjang pantai, zona surfing. Setelah melanggar, gelombang terus sebagai dinding vertikal dekat air bergolak disebut membosankan yang membawa air ke pantai. Pada awalnya, bore lonjakan sampai di pantai, kemudian mundur. Air yang dibawa oleh membosankan yang tersisa di perairan dangkal di dalam zona breaker. Air dibuang di dalam zona breaker harus kembali lepas pantai. Hal ini dilakukan dengan pertama bergerak paralel ke pantai seperti arus sepanjang pantai. Kemudian ternyata dan mengalir lepas pantai tegak lurus pantai dalam sempit, rip arus deras. Itu robekan biasanya spasi ratusan meter terpisah (gambar 17.5). Biasanya ada sebuah band dari air yang lebih dalam antara zona breaker dan pantai, dan panjang yang shore saat berjalan di saluran ini. Kekuatan arus rip tergantung pada

pesisir sekarang

rip Current

rip Current

Zona breaker sejajar pantai sekarang Pantai Gambar 17.5 Sketsa arus rip yang dihasilkan oleh air dibawa ke pantai oleh ombak memecah.

halaman 305

17.2. TSUNAMI

297

tinggi dan frekuensi gelombang melanggar dan kekuatan angin darat. Robekan yang berbahaya bagi perenang waspada, terutama perenang miskin terombangambing bersama dalam gelombang dalam zona breaker. Mereka terbawa oleh bersamashore saat sampai mereka tibatiba dilakukan untuk laut dengan rip tersebut. berenang melawan rip adalah siasia, tetapi perenang dapat melarikan diri dengan berenang paralel ke pantai. gelombang tepi diproduksi oleh variabilitas energi gelombang mencapai pantai. Gelombang cenderung datang dalam kelompok, terutama ketika gelombang datang dari badai yang jauh. Selama beberapa menit pemutus mungkin lebih kecil dari ratarata, maka beberapa yang sangat besar gelombang akan pecah. Variasi menitkemenit di ketinggian pemutus menghasilkan variabilitas frekuensi rendah di saat bersamashore. Hal ini, pada gilirannya, drive gelombang frekuensi rendah yang melekat ke pantai, gelombang tepi. gelombang memiliki periode beberapa menit, panjang pantai panjang gelombang sekitar satu kilometer, dan amplitudo yang meluruh secara eksponensial lepas pantai (mencari 17.6). z x y (utara)

Gambar 17.6 sketsa dibantu komputer dari gelombang tepi. gelombang tersebut ada di pemutus zona dekat pantai dan di landas kontinen. Setelah Cutchin dan Smith (1973). 17,2 Tsunami Tsunami adalah gelombang laut frekuensi rendah yang dihasilkan oleh kapal selam bumi yang gempa. Gerakan tibatiba dasar laut lebih dari jarak seratus atau lebih kilometer menghasilkan gelombang dengan periode 1540 menit (gambar 17.7). Sebuah cepat perhitungan menunjukkan bahwa gelombang tersebut harus gelombang air dangkal, menyebarkan di kecepatan 180 m / s dan memiliki panjang gelombang 130 km dalam air 3,6 km dalam (Gambar 17.8). Ombaknya tidak terlihat di laut, tapi setelah melambat pada pendekatan ke pantai, dan setelah pembiasan oleh fitur sublaut, mereka bisa datang ke darat dan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

231/265

2/9/2017


gelombang ke ketinggian sepuluh meter atau lebih di atas permukaan laut. Dalam contoh ekstrim, besar tsunami Samudra Hindia 2004 menghancurkan ratusan desa, menewaskan Sedikitnya 200.000 orang. Shepard (1963, Bab 4) diringkas pengaruh tsunami berdasarkan studinya di Pasifik. 1. Tsunami tampaknya diproduksi oleh gerakan (gempa bumi) sepanjang kesalahan linear. 2. Tsunami dapat melakukan perjalanan ribuan kilometer dan masih melakukan kerusakan serius.

halaman 306

298

BAB 17. PROSES PESISIR DAN TIDES Perkiraan Waktu (jam) 05:00 06:00 07:00 08:00

KUNCI ALASKA ortogonal Front gelombang 02:30 A.M. S Submarine Kontur: m D 1800 N 3700 LSEBUAH 55 5500 AKU S 02:00 AL Uni Eropa TI AN 02:30 03:00 50 03:30 4000

Waimea mengukur

1.0 0.8

o

45

o

40

o

Tinggi (m)

0,4

o

0

04:00 3700 2700 1800

04:30

35 05:00

2700 20 ' 1800 06:20

7.314 12 10 ' 3.714 6.1 8.5 12m 3.7 06:22 4.6 5.2 22 0 ' 9105501802.4Waimea 7.6 2.1 06:24 4.6 2.4 910 1800 50 ' 1800 2700 2700 06:28 06:26 06:28 175 170 165 160 155 150 160 0 '50 ' 40 ' 30 ' 20 ' 10 ' Gambar 17.7 posisi Per Jam kiri dari tepi terkemuka tsunami yang dihasilkan oleh besar Gempa di Aleutian Trench pada 1 April 1946 01:59 waktu Hawaii (12:59 GMT). Kanan: top Sealevel direkam oleh alat pengukur sungai di muara Sungai Waimea. Kanan: lebih rendah Peta Kauai menunjukkan ketinggian dicapai oleh air (dalam meter di atas rendah rendah air) selama kontur tsunami, gelombang front, ortogonal, dan kapal selam. Kali merujuk waktu kedatangan dihitung dari gelombang pertama. Setelah Shepard, MacDonald, dan Cox (1950). o

05:30 30 H AW 06:00 AI IAN AKU S 25 LSEBUAH 06:30 ND S 20 07:00 o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

O

3. Gelombang pertama tsunami tidak mungkin menjadi yang terbesar. 4. amplitudo gelombang yang relatif besar menuju ke pantai dari pegunungan bawah laut. Mereka yang menuju ke pantai yang relatif rendah lembah bawah laut, tersedia fitur meluas ke air yang dalam. 5. amplitudo gelombang menurun dengan kehadiran terumbu karang yang berbatasan pantai. 6. Beberapa teluk memiliki efek penyaluran, namun muara panjang menipiskan gelombang. 7. Gelombang dapat menekuk pulaupulau sekitar melingkar tanpa kehilangan besar energi, tetapi mereka jauh lebih kecil pada pantat memanjang, adalah sudut lahan. model numerik yang digunakan untuk meramalkan ketinggian tsunami di seluruh laut cekungan dan genangan pantai. Misalnya, noaa Center untuk Tsunami Penelitian menggunakan Metode Memisahkan paling Model Tsunami (Titov dan Gon Zalez, 1997). Model ini menggunakan grid bersarang untuk mengatasi gelombang tsunami,

halaman 307


232/265

2/9/2017


17.3. badai

299

Gambar 17.8 gelombang Tsunami empat jam setelah besar gempa M9 Cascadia lepas pantai Washington pada 26 Januari 1700 dihitung oleh terbataselemen, model numerik. Maksimum openlaut tinggi gelombang, sekitar satu meter, adalah utara Hawaii. Setelah Satake et al. (1996). merambat gelombang di cekungan laut, dan kemudian menghitung runup ketika gelombang datang darat. Hal ini diinisialisasi dari model deformasi tanah yang menggunakan magnitude gempa diukur dan lokasi untuk menghitung perpindahan vertikal dari dasar laut. The memaksa dimodifikasi sekali gelombang diukur dekat Gempa oleh stasiun dasar laut mengamati. 17,3 badai Badai angin bertiup lebih dangkal, landas kontinen air tumpukan melawan pantai. Kenaikan permukaan laut dikenal sebagai gelombang badai. beberapa proses penting: 1. Ekman transportasi oleh angin sejajar pantai mengangkut air ke arah pantai menyebabkan kenaikan permukaan laut. 2. Angin bertiup ke arah pantai mendorong air langsung ke arah pantai. 3. Gelombang runup dan interaksi gelombang air lainnya transportasi menuju pantai menambah dua proses pertama. 4. gelombang Ujung dihasilkan oleh perjalanan angin di sepanjang pantai. 5. Tekanan rendah di dalam badai menimbulkan permukaan laut satu sentimeter untuk setiap penurunan milibar tekanan melalui efek terbalikbarometer. 6. Akhirnya, gelombang badai menambah pasang, dan pasang tinggi dapat mengubah surge lemah relatif menjadi satu jauh lebih berbahaya. Lihat Graber et al (2006) dan §15.5 untuk deskripsi Sirkulasi Lanjutan Model yang digunakan oleh Pusat Topan Nasional untuk memprediksi badai gelombang. Untuk pertama perkiraan kasar, angin bertiup di atas air dangkal menyebabkan kemiringan di proporsional permukaan laut untuk angin stres. ∂ζ τ 0 = ∂x ρgH

(17.4)

halaman 308

300

BAB 17. PROSES PESISIR DAN TIDES 5 4 1894 3

1904

1953

1916 1906 1928

2 Badai Surge (m) 1 Berarti Air Tinggi https://translate.googleusercontent.com/translate_f

233/265

2/9/2017


0 10

1 10 10 10 10 Frekuensi per tahun Gambar 17,9 Probabilitas (per tahun) distribusi kepadatan ketinggian vertikal badai di Hook dari Holland di Belanda. Fungsi distribusi adalah Rayleigh, dan probabilitas lonjakan besar diperkirakan oleh ekstrapolasi frekuensi diamati lebih kecil, lonjakan lebih umum. Setelah Wiegel (1964: 113). 3

10

2

10

1

2

3

4

mana ζ adalah permukaan laut, x adalah jarak horizontal, H adalah kedalaman air, T 0 adalah stres angin di permukaan laut, ρ adalah densitas air; dan g adalah percepatan gravitasi. Jika x = 100 km, U = 40 m / s, dan H = 20 m, nilai khas badai lepas pantai dari Pantai Teluk Texas, maka T = 2,7 Pa, dan ζ = 1,3 m di pantai. Gambar 17.9 menunjukkan frekuensi gelombang di Belanda dan grafis yang Metode untuk memperkirakan probabilitas kejadian ekstrem menggunakan probabilitas peristiwa lemah. 17.4 Teori Ocean Tides Tides telah begitu penting bagi perdagangan dan ilmu pengetahuan selama bertahun thou pasir dari tahun yang pasang telah memasuki bahasa kita seharihari: waktu dan pasang menunggu karena tidak ada, pasang surut dan aliran peristiwa, tandaair yang tinggi, dan mengubah gelombang pertarungan. 1. Tides menghasilkan arus yang kuat di banyak bagian dari laut. arus pasang surut dapat memiliki kecepatan hingga 5 m / s di perairan pantai, navigasi menghambat dan pencampuran perairan pesisir. 2. arus pasang surut menghasilkan gelombang internal atas gunung laut, lereng benua, dan midocean ridges. Gelombang menghilangkan energi pasang surut. melanggar internal yang gelombang dan arus pasang surut adalah kekuatan utama penggerak kelautan pencampuran. 3. Tidal pencampuran membantu mendorong sirkulasi dalam, dan itu mempengaruhi iklim dan perubahan iklim mendadak. 4. arus pasang surut dapat menangguhkan sedimen bawah, bahkan di laut dalam.

halaman 309

17.4. TEORI TIDES OCEAN

301

kerak 5. bumi elastis. Ini membungkuk di bawah pengaruh potensi pasang surut. Hal ini juga membungkuk di bawah berat pasang laut. Akibatnya, dasar laut, dan benua bergerak naik dan turun sekitar 10 cm dalam menanggapi pasang surut. Deformasi pengaruh bumi padat hampir semua tepat pengukuran geodesi. 6. Pasang Oceanic tertinggal potensi air pasangmenghasilkan. ini menghasilkan kekuatan yang mentransfer momentum sudut antara bumi dan produksi air pasang ing tubuh, terutama bulan. Sebagai hasil dari gaya pasang surut, rotasi bumi tentang itu sumbu memperlambat, meningkatkan panjang hari; rotasi bulan tentang bumi melambat, menyebabkan bulan bergerak perlahan menjauh dari bumi; dan rotasi bulan tentang itu sumbu memperlambat, menyebabkan bulan untuk menjaga yang sama sisi menghadap bumi seperti bulan berputar sekitar bumi. 7. Tides mempengaruhi orbit satelit. pengetahuan yang akurat dari pasang adalah diperlukan untuk menghitung orbit satelit altimetrik dan untuk mengoreksi pengukuran altimeter topografi laut. 8. pasukan Tidal di planet lain dan bintangbintang yang penting untuk memahami banyak aspek dinamika solarsystem dan bahkan dinamika galaksi. Untuk Misalnya, tingkat rotasi Merkurius, Venus, dan Io hasil dari pasang surut Pasukan. Pelaut telah dikenal selama setidaknya empat ribu tahun yang pasang terkait dengan fase bulan. Hubungan yang tepat, bagaimanapun, tersembunyi di balik banyak rumit faktor, dan beberapa pikiran ilmiah terbesar dari empat terakhir abad bekerja untuk memahami, menghitung, dan memprediksi pasang. Galileo, Descartes, Kepler, Newton, Euler, Bernoulli, Kant, Laplace, Airy, Lord Kelvin, Jeffreys, Munk dan banyak lainnya disumbangkan. Beberapa komputer pertama dikembangkan untuk menghitung dan memprediksi pasang. Ferrel membangun sebuah mesin pasangprediksi pada tahun 1880 yang digunakan oleh Coast Survey AS untuk memprediksi sembilan belas konstituen pasang surut. Di 1901, Harris diperpanjang kapasitas untuk 37 konstituen. Meskipun semua pekerjaan ini pertanyaan penting tetap: Apa amplitudo dan fase dari arus di setiap tempat di laut atau di sepanjang pantai? apa yang kecepatan dan arah arus pasang surut? Apa bentuk gelombang pada laut? Dimana energi pasang surut hilang? Menemukan jawaban atas ini sederhana pertanyaan sulit, dan yang pertama, akurat, peta global pasang laut dalam yang hanya diterbitkan pada tahun 1994 (LeProvost et al. 1994). Masalahnya adalah sulit karena https://translate.googleusercontent.com/translate_f

234/265

2/9/2017


pasang surut adalah gravitasi diri, dekatresonansi, tumpah air dalam berputar, elastis, laut basin dengan pegunungan, pegunungan, dan cekungan kapal selam. Memprediksi pasang di sepanjang pantai dan di pelabuhan jauh lebih mudah. Data dari air pasang pengukur ditambah teori pasang surut memaksa memberikan gambaran yang akurat dari pasang dekat pasang gauge. Tidal Potensi Tides dihitung dari persamaan hidrodinamika untuk samudra diri gravitasi pada berputar, bumi elastis. Kekuatan pendorong adalah gradien medan gravitasi dari bulan dan matahari. Jika bumi itu samudra planet tanpa tanah, dan jika kita mengabaikan pengaruh inersia dan arus, gravitasi gradien menghasilkan sepasang tonjolan air di bumi, satu di sisi

halaman 310

302


menghadapi bulan atau matahari, satu di sisi jauh dari bulan atau berjemur. Yang jelas derivasi dari pasukan diberikan oleh Pugh (1987) dan oleh Dietrich, Kalle, Krauss, dan Siedler (1980). Di sini saya mengikuti diskusi di Pugh (1987: §3.2). Perhatikan bahwa banyak buku oseanografi menyatakan bahwa air pasang diproduksi oleh dua proses: i) percepatan sentripetal di permukaan bumi seperti bumi dan lingkaran bulan sekitar pusat massanya, dan ii) daya tarik gravitasi massa di bumi dan bulan. Namun, derivasi dari potensi pasang surut tidak melibatkan percepatan sentripetal, dan konsep ini tidak digunakan oleh masyarakat astronomi atau geodesi. Bumi

P

r

r φ HAI

1

R

Celestial tubuh SEBUAH

Gambar 17.10 Sketsa koordinat untuk menentukan potensi air pasangmenghasilkan. Untuk menghitung amplitudo dan fase dari air pasang di sebuah planet laut, kami mulai dengan menghitung potensi air pasangmenghasilkan. Ini jauh lebih mudah daripada menghitung kekuatan. Mengabaikan untuk rotasi sekarang bumi, rotasi bulan tentang bumi menghasilkan potensial V M pada setiap titik di permukaan bumi γM (17,5) r 1 di mana geometri sketsa pada gambar 17.10, γ adalah konstanta gravitasi, dan M adalah massa bulan. Dari OPA segitiga pada gambar, V M =

r 1 2 = r 2 + R 2 2rR cosφ Menggunakan dalam (17,5) memberikan V M =

γM R {12 (

r r 2 } 1/2 R) cosφ + ( R)

(17.6)

(17,7)

r / R ≈ 1/60, dan (17,7) dapat diperluas di kekuasaan r / R menggunakan Legendre polinomial (Whittaker dan Watson, 1963: §15.1): V M =

γM R {1 + (

r r 2 (12) (3 cos 2 φ 1) + ···} R) cosφ + ( R)

(17.8)

Gaya pasang surut dihitung dari gradien spasial potensi. Itu Istilah pertama di (17,8) tidak menghasilkan kekuatan. Istilah kedua, ketika dibedakan sehubungan dengan (r cosφ) menghasilkan gaya konstan γM / R 2 sejajar dengan OA yang terus bumi di orbit sekitar pusat massa dari sistem bumibulan. Itu Istilah ketiga menghasilkan pasang surut, dengan asumsi persyaratan tingkat tinggi dapat diabaikan. Oleh karena itu potensi air pasangpembangkit adalah: V =


γMr 2 (3 cos 2 φ 1) 2R 3

(17.9)

235/265

2/9/2017


halaman 311


303

60

o

30

o

Z 0

o

30

o

Gambar 17.11 Komponen horisontal dari gaya pasang surut di bumi ketika pasangpembangkit tubuh berada di atas Khatulistiwa di Z. Setelah Dietrich et al. (1980: 413). Kekuatan pasangmenghasilkan dapat didekomposisi menjadi komponen tegak lurus P dan H sejajar dengan permukaan laut. Tides diproduksi oleh horisontal komponen. "Komponen vertikal seimbang dengan tekanan di dasar laut, namun rasio gaya horizontal per satuan massa gravitasi vertikal harus seimbang dengan kemiringan berlawanan dari permukaan laut, serta dengan kemungkinan perubahan dalam momentum saat ini "(Cartwright, 1999: 39, 45). Komponen horisontal, ditunjukkan pada Gambar 17.11, adalah: H =

1 ∂V 2G = 2φ dosa r ∂φ r

dimana G =

3 r 2 4γM ( R 3 )

(17.10)

(17,11)

Potensi pasang surut adalah simetris tentang garis bumibulan, dan menghasilkan tonjolan simetris. Jika kita membiarkan bumi laut yang tertutup untuk memutar, pengamat dalam ruang melihat dua tonjolan tetap relatif terhadap garis bumibulan sebagai berputar bumi. Ke sebuah pengamat di bumi, dua tonjolan pasang surut tampaknya berputar di sekitar bumi karena Bulan muncul untuk bergerak di sekitar langit di hampir satu siklus per hari. Bulan menghasilkan pasang tinggi setiap 12 jam dan 25,23 menit dari khatulistiwa jika bulan berada di atas khatulistiwa. Perhatikan bahwa gelombang tinggi tidak tepat dua kali per hari karena bulan juga berputar mengelilingi bumi. Tentu saja, bulan berada di atas khatulistiwa hanya dua kali per bulan lunar, dan ini mempersulit gambar sederhana kami pasang surut di bumi laut tertutup yang ideal. Selanjutnya, jarak bulan dari bumi R bervariasi karena orbit bulan berbentuk lonjong dan karena orbit elips tidak tetap. Jelas, perhitungan pasang semakin rumit dari kita mungkin berpikir. Sebelum melanjutkan, kami mencatat bahwa gaya pasang surut matahari yang berasal dengan cara yang sama. Kepentingan relatif dari matahari dan bulan yang

halaman 312

304


hampir sama. Meskipun matahari jauh lebih besar daripada bulan, jauh lebih jauh. 3 r 2 G matahari = G S = 4γS ( R sun 3 ) 3 r 2 G bulan = G M = 4γM ( R bulan 3 ) G S = 0,46051 G M

(17,12) (17,13) (17,14)

di mana R matahari adalah jarak ke matahari, S adalah massa matahari, R bulan adalah https://translate.googleusercontent.com/translate_f

236/265

2/9/2017


jarak ke bulan, dan M adalah massa bulan. Koordinat Matahari dan Bulan Sebelum kita bisa melangkah lebih jauh kita perlu mengetahui posisi bulan dan matahari relatif terhadap bumi. Deskripsi akurat tentang posisi dalam tiga dimensi sangat sulit, dan melibatkan misterius belajar istilah dan konsep dari mekanika langit. Di sini, saya parafrase disederhanakan deskripsi dari Pugh (1987). Lihat juga mencari 4.1. Sebuah sistem referensi alami untuk pengamat di bumi adalah sistem ekuatorial dijelaskan di awal Bab 3. Dalam sistem ini, deklinasi δ dari langit tubuh diukur utara dan selatan dari sebuah pesawat yang memotong ekuator bumi. jarak sudut sekitar pesawat diukur relatif terhadap titik pada ekuator langit ini yang tetap sehubungan dengan bintang. Inti nya dipilih untuk sistem ini adalah vernal equinox, juga disebut 'Pertama Point of Aries'. . . Sudut diukur ke arah timur, antara Aries dan khatulistiwa persimpangan meridian melalui benda langit yang disebut hak kenaikan dari objek. Deklinasi dan kenaikan yang tepat bersamasama menentukan posisi objek pada background langit ... [Rujukan alam lain] sistem menggunakan pesawat dari sukan bumi OLUSI mengelilingi matahari sebagai referensi. The langit perpanjangan ini Pesawat, yang ditelusuri oleh gerakan jelas tahunan matahari, disebut ekliptika. Mudah, titik di pesawat ini yang dipilih untuk referensi nol juga vernal equinox, di mana matahari melintasi khatulistiwa pesawat dari selatan ke utara sekitar 21 Maret setiap tahun. Celes benda esensial yang terletak lintang ekliptika dan bujur ekliptika. Sudut antara dua pesawat, dari 23,45 , disebut arah miring dari ekliptika. . . Pugh (1987: 72). ◦

Frekuensi pasang surut Sekarang, mari kita memungkinkan bumi untuk berputar sekitar sumbu kutub. Itu mengubah potensial pada geografis tetap koordinat di bumi adalah: cosφ = sin φ p sinδ + cosφ p cosδ cos (τ 1 180 ◦ )

(17,15)

di mana φ p adalah lintang di mana potensi pasang surut dihitung, δ adalah deklinasi bulan atau matahari utara khatulistiwa, dan τ 1 adalah sudut jam bulan atau berjemur. Sudut jam bujur di mana pesawat imajiner yang mengandung matahari atau bulan dan sumbu rotasi bumi melintasi Equator.

halaman 313


305

Periode sudut jam matahari adalah hari matahari dari 24 jam 0 m. Periode dari sudut jam lunar adalah hari lunar 24 jam 50,47 m. Sumbu rotasi bumi adalah cenderung 23.45 ◦ sehubungan dengan pesawat dari bumi mengorbit sekitar matahari. Ini mendefinisikan ekliptika, dan deklinasi matahari bervariasi antara δ = ± 23,45 ◦ dengan jangka waktu satu tahun surya. Orientasi bumi sumbu rotasi presesi sehubungan dengan bintangbintang dengan periode 26 000 tahun. Rotasi bidang ekliptika menyebabkan δ dan vernal equinox untuk mengubah perlahan, dan gerakan yang disebut presesi ekuinoks. orbit bumi tentang matahari adalah elips, dengan matahari dalam satu fokus. saat itu di orbit di mana jarak antara matahari dan bumi adalah minimum disebut perigee. Orientasi elips di bidang ekliptika berubah perlahanlahan dengan waktu, menyebabkan perigee untuk memutar dengan jangka waktu 20 tahun 942. Karena itu R matahari bervariasi dengan periode ini. orbit Bulan juga elips, namun deskripsi orbit bulan jauh lebih rumit daripada deskripsi orbit bumi. Berikut adalah dasardasar. Itu orbit bulan terletak pada bidang miring pada sudut ratarata 5,15 ◦ relatif terhadap bidang ekliptika. Dan deklinasi bulan bervariasi antara δ = 23,45 ± 5,15 ◦ dengan jangka waktu satu bulan tropis 27,32 hari matahari. Sebenarnya kecenderungan dari orbit bulan bervariasi antara 4,97 ◦ , dan 5.32 ◦ . Bentuk orbit bulan juga bervariasi. Pertama, perigee berputar dengan periode dari 8,85 tahun. Eksentrisitas orbit memiliki nilai ratarata 0,0549, dan itu bervariasi antara 0,044 dan 0,067. Kedua, bidang berputar orbit bulan sekitar sumbu bumi rotasi dengan periode 18,613 tahun. kedua proses menyebabkan variasi dalam R bulan . Perhatikan bahwa saya tidak tepat sedikit dalam menentukan posisi matahari dan bulan. Lang (1980: § 5.1.2) memberikan definisi yang lebih tepat. Mengganti (17,15) menjadi (17,9) memberikan: V =

γMr 2 1 3 sin 2 φ p 1) (3 sin 2 δ 1) R 3 4 [( + 3 sin 2φ p sin 2δ cosτ 1 + 3 cos 2 φ p cos 2 δ cos 2τ 1 ] (17,16)


237/265

2/9/2017


Persamaan (17.16) memisahkan periode potensi pasang surut bulan menjadi tiga berdamai dengan masa dekat 14 hari, 24 jam, dan 12 jam. Demikian pula surya potensial memiliki periode dekat 180 hari, 24 jam, dan 12 jam. Jadi ada tiga kelompok yang berbeda dari frekuensi pasang: dua kali sehari, setiap hari, dan waktu yang lama, memiliki faktor lintang yang berbeda dosa 2 θ, 2θ dosa, dan (1 3 cos 2 θ) / 2, di mana θ adalah colintang (90 ◦ φ). Doodson (1922) diperluas (17,16) dalam serangkaian Fourier menggunakan cerdik dipilih frekuensi pada tabel 17.1. pilihan lain dari frekuensi fundamental yang mungkin, misalnya lokal, berarti, waktu matahari dapat digunakan sebagai pengganti lokal, berarti, waktu bulan. ekspansi Doodson, bagaimanapun, mengarah ke dekomposisi elegan konstituen pasang ke dalam kelompok dengan frekuensi yang sama dan variabilitas spasial. Menggunakan ekspansi Doodson, masingmasing konstituen dari air pasang memiliki frekuensi f = n 1 f 1 + n 2 f 2 + n 3 f 3 + n 4 f 4 + n 5 f 5 + n 6 f 6

(17,17)

halaman 314

306


Tabel 17.1 Frekuensi Tidal Fundamental Frekuensi Periode Sumber ◦ / jam f f f f f f

1 2 3 4 5 6

14.49205211 1 hari bulan 0.54901653 1 bulan 0.04106864 1 tahun 0.00464184 8,847 tahun ,00220641 18,613 tahun 0.00000196 20.940 tahun

Lokal ratarata waktu lunar bujur berarti bulan bujur berarti matahari Bujur dari perigee bulan Bujur dari bulan simpul menaik Bujur dari perigee matahari

di mana bilangan bulat n i adalah nomor Doodson. n 1 = 1, 2, 3 dan n 2 n 6 adalah antara 5 dan 5. Untuk menghindari angka negatif, Doodson menambahkan lima sampai n 2 ··· 6 . Setiap gelombang pasang yang memiliki frekuensi tertentu yang diberikan oleh sejumlah Doodson adalah disebut konstituen pasang surut, kadangkadang disebut pasang parsial. Sebagai contoh, principal, dua kali per hari, bulan pasang memiliki jumlah 255,555. Karena sangat modulasi jangka panjang dari arus oleh perubahan perigee matahari begitu kecil, Doodson terakhir jumlah n 6 biasanya diabaikan. Jika permukaan laut berada dalam kesetimbangan dengan potensi pasang surut, yang berarti kita mengabaikan inersia dan arus dan menganggap tidak ada tanah (Cartwright 1999: 274), yang konstituen pasang surut terbesar akan memiliki amplitudo yang diberikan dalam tabel 17.2. Melihat yang pasang dengan frekuensi dekat satu atau dua siklus per hari dibagi menjadi erat baris spasi dengan jarak dipisahkan oleh siklus per bulan. Setiap garisgaris ini adalah lanjut dibagi menjadi baris dipisahkan oleh siklus per tahun (angka 17,12). Selanjutnya, masingmasing baris dibagi menjadi jalur yang dipisahkan oleh sebuah siklus per 8,8 tahun, dan seterusnya. Tabel 17.2 Konstituen Tidal Principal Tidal Jenis

Nama

n

n

Setengah hari lunar Principal surya Principal eliptik Lunar lunisolar

n = 2 M S N K

2 2 2 2

Harian lunisolar lunar Principal surya Principal lunar elliptic

n = 1 K O P Q

panjang Periode n = 0 sekali dua minggu mf Bulanan mm Setengah tahun ssa

Keseimbangan amplitudo † Periode (m) (Hr)

n

3

n

n

0 2 1 2

0 2 0 0

0 0 1 0

0 0 0 0

0.242334 0.112841 0.046398 0.030704

12,4206 12,0000 12,6584 11,9673

1 1 1 1

1 1 1 2

0 0 2 0

0 0 0 1

0 0 0 0

0.141565 0.100514 0.046843 0.019256

23,9344 25,8194 24,0659 26,8684

0 0 0

2 1 0

0 0 2

0 1 0

0 0 0

0.041742 0.022026 0.019446

327,85 661,31 4.383,05

1

2

4

5

1

2

2

2 2

1

1

1

1

1

1

† amplitudo dari Apel (1987)


238/265

2/9/2017


halaman 315


307

10

2

N

10

M

S

2

2

K

2

2

1

2N μ

ν

2

10

ε 2 3N

0

α β λ γ δ 2

2

2

26

η ζ

R

2

2

2

2

1

10

2

2

2

2

Amplitudo (cm) 10

L T

2

2T

2

2

2

28 29 Frekuensi (deg / hr)

27

10

2

30

31

32

S

2

K

10

1

2

T

2

10

0

R

2

2T

Amplitudo (cm) 10

2

1

10 29,80 2

29.85

29.90

29.95 30.00 30.05 30,10 30,15 30,20 Frekuensi (deg / hr) Gambar 17.12 Atas: Spektrum pasang kesetimbangan dengan frekuensi dekat dua kali per hari. Spektrum dibagi menjadi kelompokkelompok dipisahkan oleh sebuah siklus per bulan (0,55 deg / hr). Menurunkan: Spektrum diperluas dari S kelompok, menunjukkan membelah pada siklus per tahun (0,04 deg / hr). Pemisahan terbaik dalam gambar ini adalah pada siklus per 8,847 tahun (0,0046 deg / hr). dari Richard Eanes, Pusat Space Research, University of Texas. 2

Jelas, ada sangat banyak kemungkinan konstituen pasang surut. Mengapa air pasang dibagi menjadi banyak konstituen yang ditunjukkan pada gambar 17,12? Untuk menjawab pertanyaan, orbit elips kira bulan berada di bidang ekuator bumi. Kemudian δ = 0 Dari (17,16), potensi pasang surut pada khatulistiwa, di mana φ p = 0, adalah: γMr 2 1 V = cos (4πf 1 ) (17.18) R 3 4 Jika ellipticity dari orbit kecil, R = R 0 (1 + ǫ), dan (17.18) adalah sekitar V = a (1 3ǫ) cos (4πf 1 )

(17.19)

di mana a = (γMr 2 ) / (4R 3 ) adalah konstan. ǫ bervariasi dengan jangka waktu 27,32 hari, dan kita dapat menulis ǫ = cos b (2πf 2 ) di mana b adalah konstanta kecil. Dengan ini penyederhanaan, (17,19) dapat ditulis: V = a cos (4πf 1 ) cos 3AB (2πf 2 ) cos (4πf 1 ) V = a cos (4πf 1 ) [cos 2π (2f 3AB 1 f 2 ) + cos 2π (2f 1 + f 2 )]

(17.20a) (17.20b)

halaman 316

308


yang memiliki spektrum dengan tiga baris di 2f 1 dan 2f 1 ± f 2 . Oleh karena itu, lambat modulasi amplitudo potensial pasang surut pada dua siklus per hari bulan menyebabkan potensi untuk dibagi menjadi tiga frekuensi. Ini adalah amplitudo cara radio termodulasi AM bekerja. Jika kita menambahkan perubahan lambat dalam bentuk orbit, kita mendapatkan lebih banyak lagi hal bahkan dalam hal ini kasus yang sangat ideal dari sebuah bulan dalam khatulistiwa orbit. Jika Anda sangat jeli, Anda akan menyadari bahwa spektrum pasang surut pada Gambar 17.12 tidak terlihat seperti spektrum lautgelombang gelombang laut di mencari 16,6. Gelombang laut memiliki semua frekuensi yang mungkin, dan spektrum mereka https://translate.googleusercontent.com/translate_f

239/265

2/9/2017


kontinu. Tides telah frekuensi yang tepat ditentukan oleh orbit bumi dan bulan, dan spektrum mereka tidak terusmenerus. Ini terdiri dari garis diskrit. ekspansi Doodson ini termasuk 399 konstituen, dimana 100 adalah jangka waktu yang panjang, 160 harian, 115 dua kali per hari, dan 14 adalah tiga kali per hari. Sebagian besar memiliki sangat amplitudo kecil, dan hanya yang terbesar termasuk dalam tabel 17.2. Terbesar pasang diberi nama oleh Sir George Darwin (1911) dan namanama yang termasuk dalam meja. Jadi, misalnya, kepala sekolah, dua kali per hari, pasang lunar, yang memiliki Doodson jumlah 255,555, adalah M 2 pasang, yang disebut Mdua pasang. 17,5 Prediksi Tidal Jika pasang di laut yang dalam kesetimbangan dengan potensi pasang surut, pra pasang surut diksi akan jauh lebih mudah. Sayangnya, pasang yang jauh dari keseimbangan. Gelombang air dangkal yang pasang tidak bisa bergerak cukup cepat untuk bersaing dengan matahari dan bulan. Di khatulistiwa, air pasang akan perlu untuk menyebarkan sekitar dunia dalam satu hari. Hal ini memerlukan kecepatan gelombang sekitar 460 m / s, yang hanya mungkin dalam laut 22 km dalam. Selain itu, benua mengganggu propagasi gelombang. Bagaimana untuk melanjutkan? Kita bisa memisahkan masalah prediksi pasang surut menjadi dua bagian. Pertama penawaran dengan prediksi pasang di pelabuhan dan air dangkal di mana pasang bisa diukur dengan alat pengukur pasang surut. Yang kedua berkaitan dengan prediksi pasang di laut dalam di mana pasang diukur dengan altimeter satelit. Prediksi pasang surut Pelabuhan dan Shallow Water Dua metode yang digunakan untuk memprediksi pasang masa depan di sebuah stasiun pasanggauge menggunakan pengamatan terakhir dari permukaan laut diukur pada alat ukur. Metode Harmonic ini adalah metode tradisional, dan masih banyak bekas. Metode ini biasanya menggunakan 19 tahun data dari alat pengukur pasang pesisir dari yang amplitudo dan fase dari masingmasing konstituen pasang surut (harmonik pasang surut) dalam catatan pasanggage dihitung. Frekuensi yang digunakan dalam analisis adalah ditentukan di muka dari frekuensi dasar yang diberikan dalam tabel 17.1. Meskipun sederhana, teknik ini telah kelemahan dibandingkan dengan Metode respon dijelaskan di bawah. 1. Lebih dari 18,6 tahun data yang diperlukan untuk menyelesaikan modulasi pasang lunar. 2. akurasi Amplitudo dari 10 3 istilah terbesar mengharuskan setidaknya 39 frekuensi ditentukan. Doodson ditemukan 400 frekuensi yang dibutuhkan untuk akurasi amplitudo 10 4 istilah terbesar.

halaman 317

17,5. PREDIKSI PASANG SURUT

309

3. Nonpasang variabilitas memperkenalkan kesalahan besar menjadi amplitudo dihitung dan fase konstituen pasang surut lemah. Pasang surut lemah telah ampli Tudes lebih kecil dari variabilitas pada frekuensi yang sama karena proses lainnya seperti angin mengatur dan arus dekat pengukur pasang. 4. Pada banyak port, air pasang adalah nonlinear, dan banyak konstituen lebih pasang yang penting. Untuk beberapa port, jumlah frekuensi sangat rumit. Ketika pasang merambat ke dalam air yang sangat dangkal, terutama muara sungai, mereka lebih curam dan menjadi nonlinear. Ini menghasilkan harmonik dari orig yang frekuensi inal. Dalam kasus ekstrim, gelombang masuk steepens begitu banyak leading edge hampir vertikal, dan gelombang merambat sebagai soliter gelombang. Ini adalah membosankan pasang surut. Metode Response Metode ini, yang dikembangkan oleh Munk dan Cartwright (1966), menghitung hubungan antara pasang diamati di beberapa titik dan potensi pasang surut. Hubungan adalah masuk spektral antara konstituen pasang besar dan potensi pasang surut di setiap stasiun. masuk yang diasumsikan fungsi perlahan bervariasi dari frekuensi sehingga masuk dalam dari konstituen utama dapat digunakan untuk menentukan respon di dekatnya frekuensi. Pasang masa depan dihitung dengan mengalikan potensi pasang surut oleh fungsi masuk. 1. Teknik ini hanya membutuhkan beberapa bulan data. 2. Potensi pasang surut mudah dihitung, dan pengetahuan tentang fre pasang surut quencies tidak diperlukan. 3. masuk adalah Z (f) = G (f) / H (f). G (f) dan H (f) adalah Fourier mengubah data pengukur potensial dan air pasang, dan f adalah frekuensi. 4. masuk tersebut terbalik ditransformasikan untuk mendapatkan pengakuan sebagai fungsi sebuah tion waktu. 5. Teknik ini bekerja hanya jika gelombang merambat gelombang sebagai linear.


240/265

2/9/2017


Prediksi pasang surut untuk Prediksi DeepAir pasang deeplaut telah jauh lebih sulit daripada prediksi pasang air dangkal karena tide gauges yang jarang digunakan di dalam air. Semua ini berubah dengan peluncuran Topex / Poseidon. satelit ditempatkan ke orbit yang didesain khusus untuk pemantau ing pasang laut (Parke et al. 1987), dan sistem altimetrik itu cukup akurat untuk mengukur banyak konstituen pasang surut. Data dari satelit miliki sekarang digunakan untuk menentukan pasang deeplaut dengan akurasi ± 2 cm. Untuk kebanyakan tujuan praktis, pasang sekarang dikenal akurat untuk sebagian besar lautan. Dua jalan menyebabkan pengetahuan baru pasang dalam air menggunakan altimetri. Prediksi Menggunakan Teori hidrodinamik Murni perhitungan teoritis pasang tidak begitu akurat, terutama karena disipasi energi pasang surut tidak dikenal. Namun demikian, perhitungan teoritis memberikan wawasan proses yang mempengaruhi pasang surut laut. Beberapa proses harus dipertimbangkan: 1. Pasang di salah satu cekungan laut mengganggu medan gravitasi bumi, dan massal di tonjolan pasang surut menarik air di cekungan laut lainnya. diri yang tarik gravitasi dari arus harus disertakan.

halaman 318

310


2. Berat dari air di tonjolan pasang surut cukup besar bahwa itu deformasi dasar laut. bumi deformasi sebagai padat elastis, dan deformasi memanjang ribuan kilometer. 3. cekungan laut memiliki resonansi alami dekat dengan frekuensi pasang surut. Tonjolan pasang surut gelombang air dangkal pada laut berputar, dan propa gerbang sebagai pasang berputar di sekitar tepi cekungan. Jadi pasang adalah tumpah hampir resonansi air di lembah laut. Sebenarnya pasang ketinggian di dalam air bisa lebih tinggi dari nilainilai ekuilibrium dicatat dalam Tabel 17.2. 4. Tides yang hilang oleh gesekan bawah terutama di laut dangkal, dengan mengalir di atas gunung laut dan pegunungan di tengah laut, dan oleh generasi di gelombang ternal lebih gunung laut dan di tepi rak kontinental. Jika pasang surut yang memaksa berhenti, gelombang akan terus tumpah di laut cekungan selama beberapa hari. 5. Karena air pasang adalah gelombang air dangkal di manamana, kecepatannya tergantung kedalaman. Tides merambat lebih lambat lebih dari pegunungan di tengah laut dan dangkal laut. Oleh karena itu, jarak antara titiktitik grid dalam model numerik harus sebanding dengan kedalaman dengan jarak sangat dekat pada rak kontinental (LeProvost et al. 1994). 6. Gelombang internal yang dihasilkan oleh pasang surut menghasilkan sinyal kecil di laut permukaan dekat frekuensi pasang surut, tetapi tidak faseterkunci dengan potensi. Kebisingan dekat frekuensi gelombang menyebabkan katup spektral di spektrum elevasi permukaan laut pertama kali terlihat oleh Munk dan Cartwright (1966). kebisingan karena dalam air, pasang surut yang dihasilkan, gelombang internal. Altimetri Ditambah Metode Response Beberapa tahun data altimeter dari Topex / Poseidon telah digunakan dengan metode respon untuk menghitung pasang laut dalam hampir di manamana equatorward dari 66 ◦ (Ma et al. 1994). Altimeterlangkah sured ketinggian permukaan laut di geosentrik pada setiap titik di sepanjang sub satelit melacak setiap 9,97 hari. Sampling sementara alias pasang surut ke panjang frekuensi, tetapi periode alias adalah justru dikenal dan pasang bisa pulih (Parke et al. 1987). Karena catatan tidal lebih pendek dari 8 tahun, data altimeter digunakan dengan metode respon untuk mendapatkan prediksi untuk waktu yang lebih panjang. solusi terbaru oleh sepuluh kelompok yang berbeda, memiliki akurasi ± 2,8 cm di dalam air (Andersen, Woodworth, dan Flather, 1995). Pekerjaan telah mulai membaik pengetahuan tentang pasang di perairan dangkal. Altimetri Ditambah Model Numerik Data Altimeter dapat digunakan langsung dengan model numerik dari pasang untuk menghitung pasang di semua bidang laut dari air dalam semua jalan ke pantai. Sehingga teknik ini sangat berguna untuk menentukan pasang di dekat pantai dan di atas lautlantai fitur mana altimeter track tanah terlalu banyak spasi untuk sampel pasang baik dalam ruang. model Tide menggunakan grid terbataselemen yang mirip dengan yang ditunjukkan pada gambar 15.3. numerik barubaru ini perhitungan oleh (LeProvost et al 1994;. LeProvost, Bennett, dan Cartwright, 1995) memberi pasang global dengan akurasi ± 23 cm dan resolusi spasial penuh.


241/265

2/9/2017


halaman 319

17,5. PREDIKSI PASANG SURUT 60

M

o

20 120

2

40 3002030 20 0 60 10 180 10 20 30 60 40 12040 120 30 50 300 50 604060 30 10 30 50 50 0 20 240 40 30 30 20 20 20 50 0 300

30

o

20

0

o

311

30300

70 60 50 40 30 30 20 80 20 0 300 30 240 40 5070 60

40 50 40 30 20 180 120 10 30 0 60 20 240 180 40 60 50 20 20 30 120180 20 10 30 40 300 60 10 10 60 60 30 10 20 20 20 60 120 180 120 60 0 Gambar 17,13 peta Global M pasang dihitung dari Topex / Poseidon pengamatan ketinggian permukaan laut dikombinasikan dengan metode respon untuk mengekstraksi informasi pasang surut. Baris lengkap kontur fase pasang surut konstan, selang kontur adalah 30 . Garis putusputus adalah garis amplitudo konstan, selang kontur adalah 10 cm. Dari Richard Ray, nasa Goddard Space Flight Center. 30

o

2040 18030 50 40 6020 240 30 120 120 20 180 10

o

o

o

o

o

o

o

2

◦

Peta diproduksi dengan metode ini menunjukkan fitur penting dari deeplaut pasang (gambar 17,13). pasang terdiri dari puncak yang berputar berlawanan sekitar cekungan laut di belahan bumi utara, dan di di berlawanan rection di belahan bumi selatan. Tempat amplitudo minimum disebut amphidromes. pasang tertinggi cenderung sepanjang pantai. Peta juga menunjukkan pentingnya ukuran cekungan laut. Itu semidiurnal (12 periode hr) pasang yang relatif besar di semua cekungan laut. Tapi yang diurnal (24 periode jam) Pasang kecil di Atlantik dan relatif besar di Pasifik dan Samudra Hindia. Atlantik terlalu kecil untuk memiliki resonansi tumpah dengan periode dekat 24 jam. Tidal Pembuangan Tides menghilang 3,75 ± 0,08 TW kekuasaan (Kantha, 1998), yang 3,5 TW yang hilang di laut, dan jumlah yang lebih kecil di atmosfer dan bumi padat. disipasi meningkatkan panjang hari sekitar 2,07 milidetik per abad, hal itu menyebabkan sumbu semimayor dari bulan orbit meningkat 3,86 cm / tahun, dan bercampur massa air di laut. Perhitungan disipasi dari Topex / Poseidon pengamatan pasang yang sangat dekat dengan perkiraan dari bulanlaser mulai, obser astronomi vations, dan catatan gerhana kuno. Hasil perhitungan menunjukkan bahwa kirakira dua pertiga dari energi pasang surut M2 didisipasikan di rakrak dan di laut dangkal, dan sepertiga ditransfer ke gelombang internal dan dihamburkan di laut dalam (misalnya bert dan ray, 2000). 85 sampai 90% dari energi dari K1 pasang didisipasikan dalam air dangkal, dan hanya sekitar 1015% ditransfer ke gelombang internal di laut dalam (LeProvost 2003, komunikasi pribadi). Secara keseluruhan, pengetahuan kita tentang pasang sekarang cukup baik bahwa kita bisa mulai menggunakan informasi tersebut untuk mempelajari pencampuran di laut. Hasil terbaru menunjukkan

halaman 320

312


yang "pasang barangkali bertanggung jawab untuk sebagian besar pencampuran vertikal di laut "(Jayne et al. 2004). Ingat, pencampuran membantu mendorong abyssal yang sirkulasi di laut seperti yang dibahas di §13.2 (Munk dan Wunsch, 1998). Siapa akan berpikir bahwa pemahaman tentang pengaruh laut di iklim akan membutuhkan pengetahuan yang akurat tentang pasang? https://translate.googleusercontent.com/translate_f

242/265

2/9/2017


17,6 Konsep Penting 1. Gelombang merambat ke dalam air dangkal yang dibiaskan oleh fitur dari dasar laut, dan mereka akhirnya memecah di pantai. Gelombang pecah berkendara dekat pantai arus termasuk arus panjang pantai, arus rip, dan tepi ombak. 2. lonjakan Badai didorong oleh angin kencang di badai dekat dengan pantai. Itu amplitudo gelombang adalah fungsi dari kecepatan angin, kemiringan dasar laut, dan propagasi badai. 3. Tides penting untuk navigasi; mereka mempengaruhilangkah geodesi akurat surements; dan mereka mengubah orbit dan rotasi planet, bulan, dan bintang di galaksi. 4. Tides diproduksi oleh kombinasi waktu bervariasi potensial gravitasi esensial dari bulan dan matahari dan kekuatan sentrifugal yang dihasilkan seperti bumi berputar tentang pusat massanya dari sistem bumibulanberjemur. 5. Tides memiliki enam frekuensi fundamental. air pasang adalah superposisi ratusan konstituen pasang surut, masingmasing memiliki frekuensi yang jumlahnya dan selisih lima frekuensi fundamental. 6. pasang air dangkal diperkirakan menggunakan gelombang pengukuran yang dilakukan di pelabuhan dan lokasi lain di sepanjang pantai. catatan pasang surut hanya beberapa bulan Durasi dapat digunakan untuk memprediksi pasang bertahuntahun ke depan. 7. Tides di dalam air dihitung dari pengukuran altimetrik, espe cially Topex / pengukuran Poseidon. Akibatnya, pasang air yang dalam yang dikenal hampir di manamana dengan akurasi mendekati ± 2 cm. 8. disipasi energi pasang surut di transfer laut momentum sudut dari bulan ke bumi, menyebabkan hari menjadi lebih lama. 9. disipasi Tidal bercampur massa air, dan itu adalah penggerak utama dari dalam, meridionalmenjungkirbalikkan sirkulasi. Tides, sirkulasi abyssal, dan iklim terkait erat.

halaman 321

Referensi

Alley RB 2000. bukti Icecore perubahan iklim mendadak. Prosiding National Academy of Sciences 97 (4): 13311334. Apel JR 1987. Prinsip Samudera Fisika. New York: Academic Press. Lapisan Batas Anderson JD 2005. Ludwig Prandtl ini. Fisika Hari ini 58 (12): 4248. Andersen OB, PL Woodworth, dan RA Flather. 1995. Interkomparasi laut barubaru ini model pasang. J. Geophysical Research 100 (C12): 25,26225,282. Arthur RS 1960. Sebuah tinjauan perhitungan arus laut di khatulistiwa. Laut dalam Penelitian 6 (4): 287297. Atlas R., RN Hoffman, dan SC Bloom. 1993. Permukaan kecepatan angin di atas lautan. Di: Atlas pengamatan satelit yang terkait dengan perubahan global. Disunting oleh RJ Gurney, JL Foster dan CL Parkinson. 129140. Cambridge: University Press. Baker DJ 1981. instrumen Samudera dan desain eksperimen. Dalam Evolusi Fisik Oseanografi: Survei Ilmiah di Honor dari Henry Stommel. Disunting oleh BA Warren dan C. Wunsch. 396433. Cambridge: Massachusetts Institute of Technology Press. Barnett TP, M. Latif, NE Graham, M. Flugel, S. Pazan, dan W. Putih. 1993. enso dan prediktabilitas enso terkait. Bagian I: Prediksi permukaan laut khatulistiwa Pasifik temperatur dalam model lautatmosfer hybrid digabungkan. Journal of Climate 6: 1545 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

243/265

2/9/2017


1566. Barnier B., L. Siefridt, dan P. Marchesiello. 1995. Thermal memaksa untuk laut global Model sirkulasi menggunakan klimatologi tiga tahun ECMWF analisis. Jurnal Marine Sistem 6: 393380. Barnston AG, Y. Hea, dan MH Glantz. 1999. Keterampilan prediktif dari statistik dan Dynami Model kal Iklim di Prakiraan SST selama 19971998 El Ni~no Episode dan 1998 La Ni~na Onset. Buletin Meteorologi American Society 80 (2): 217243. Batchelor GK 1967. Sebuah Pengantar Dinamika Fluida. Cambridge: University Press. Baumgartner A., dan E. Reichel. 1975. Dunia Air Balance. New York: Elsevier. Beardsley RC, AG Enriquez, CA Friehe, dan CA Alessi. 1997. Interkomparasi dari pesawat dan pelampung pengukuran kecepatan angin dan stres angin saat tersenyum. majalah Atmosfer dan Kelautan Teknologi 14: 969977. Behringer DW, M. Ji dan A. Leetmaa. 1998. Sebuah ditingkatkan ditambah model untuk enso pra diksi dan implikasi untuk inisialisasi laut: Bagian 1: Data laut asimilasi. Bulanan Cuaca Ulasan 126 (4): 10131021. Bennett AF Metode Inverse 1992. di Physical Oceanography. Universitas Cambridge Tekan. Berlinski D. 1996. Akhir ilmu materialis. Forbes secepatnya (2 Desember, 1996): 146 160. Binder RC Mekanika 1949. Fluid. Kedua ed. New York: PrenticeHall. 313

halaman 322

314

REFERENSI

Bjerknes J. 1966. mungkin respon dari Hadley sirkulasi atmosfer untuk khatulistiwa anomali suhu laut. Tellus 4: 820929. Bjerknes J. 1972. skala besar respon atmosfer terhadap 19641965 Pacific hangatkhatulistiwa ing. Journal of Physical Oceanography 2 (3): 212217. Bjerknes V. dan JW Sandström. 1910. Dinamis Meteorologi dan Hidrografi, Bagian I. Statika. Carnegie Institution of Washington DC, Publication No. 88. Bleck R. 2002. Model sirkulasi umum samudera dibingkai in hybrid isopycnicCartesian koordinat. Laut Modeling 4: 5588. Blumberg AF, dan GL Mellor. 1987. Penjelasan dari laut tiga dimensi circu Model lation. Dalam: TigaDimensi Model Pantai Samudera. Disunting oleh NS Heaps. 116. Washington, DC: American Geophysical Union. Obligasi G., H. Heinrich, W. Broecker, L. Labeyrie, J. McManus, J. Andrews, S. Huon, R. Jantschik, S. Clasen, C. SIMET, K. Tedesco, M. Klas, G. Bonani, dan S. Ivy. 1992. Bukti untuk pembuangan besar dari gunung es ke Atlantik Utara laut selama terakhir periode glasial. Nature 360, 245. Boville BA, dan PR Gent. 1998. Sistem NCAR Iklim Model, Versi Satu. majalah Iklim 11 (6): 11151130. Bowden KF 1962. Turbulensi. Dalam: The Sea Volume 1. Diedit oleh MN Hill. 802825. New York: Interscience Penerbit, John Wiley and Sons. Bracewell RN 1986. Fourier Transform dan Aplikasi Its. Kedua, revisi ed. New York: McGrawHill Publishing Company. Brauer A., GH Haug, et al. 2008. Sebuah pergeseran angin tibatiba di Eropa Barat saat onset dari periode dingin Dyas Muda. Nature Geoscience 1 (8): 520523. Broecker WS 1987. kejutan menyenangkan di rumah kaca? Nature 328: 123126. Broecker WS 1997. termohalin sirkulasi, tumit Achilles dari sistem iklim kita: Akankah buatan manusia CO mengganggu keseimbangan saat ini? Ilmu 278 (5343): 15821588. Bryan K. 1969. Sebuah metode numerik untuk studi lautan dunia. Jurnal Compu tational Fisika 4: 347376. Bryden HL dan TH Kinder. 1991. pertukaran dua lapisan Mantap melalui Selat Gibraltar. Deep Sea Penelitian 38 Tambahan 1A: S445S463. Carritt DE, dan JH Carpenter. 1959. Komposisi air laut dan salinity yang masalah chlorinitydensity. National Academy of SciencesNational Research Council, Laporkan 600: 6786. Cartwright DE 1999. Tides: A History Ilmiah. Cambridge, University Press. Cazenave A., dan JY Royer. 2001. Aplikasi untuk Geofisika laut. Di satelit Al timetry dan bumi Sciences. 407439. San Diego: Academic Press. Cess RD, MH Zhang, P.Minnis, L.Corsetti, EG Dutton, BW Forgan, DP Garber, WL Gates, JJ Hack, EF Harrison, X. Jing, JT Kiehl, CN panjang, J.J. Morcrette, GL Potter, V. Ramanathan, B. Subasilar, CH Whitlock, DF Young, dan Y. Zhou. 1995. Penyerapan radiasi matahari oleh awan: Pengamatan terhadap model. Ilmu 267 (5197): 496499. Chambers DP, BD Tapley, dan Stewart, RH 1998. Mengukur perubahan penyimpanan panas di ekuator Pasifik: Perbandingan antara Topex altimetri dan Tropical Atmo sphereOcean pelampung. Journal of Geophysical Research 103 (C9): 18,59118,597. Charnock H. 1955. Angin stres pada permukaan air. Quarterly Journal Kerajaan Meteorologi Masyarakat 81: 639640. Chelton DB, JC Ries, BJ Haines, LL Fu, dan PS Callahan. 2001. Satelit Altimetri. Dalam: Satelit Altimetri dan Ilmu Bumi: Sebuah buku pegangan teknik dan aplikasi. Editor: L.L. Fu dan A. Cazenave. Academic Press: 1131. 2


244/265

2/9/2017


halaman 323

REFERENSI

315

Chen D., SE Zebiak, AJ Busalacchi, dan MA Cane. 1995. Sebuah ditingkatkan proceedure untuk El Ni~no peramalan: Implikasi untuk prediktabilitas. Ilmu 269 (5231): 16991702. Chereskin TK, dan D. Roemmich. 1991. Perbandingan diukur dan angin yang diturunkan Ekman transportasi pada 11 N di Samudera Atlantik. Journal of Oceanography Fisik 21 (6): 869878. Chen D., SE Zebiak, AJ Busalacchi, dan MA Cane. 1995. Sebuah ditingkatkan proceedure untuk El Ni~no peramalan: Implikasi untuk prediktabilitas. Ilmu 269 (5231): 16991702. Chou S.H., E. Nelkin, et al. 2004. Perbandingan panas laten fluks lebih samudra global untuk empat produk fluks. Journal of Climate 17 (20): 39733989. Gereja JA 2007. Oceans: Sebuah Perubahan Sirkulasi? Ilmu 317 (5840): 908909. Clarke GL, GC Ewing, dan CJ Lorenzen. 1970. Spectra cahaya backscattered dari laut yang diperoleh dari pesawat sebagai ukuran konsentrasi klorofil. Ilmu 167: 11191121. Coakley JA, dan FP Bretherton. 1982. Cloud penutup dari scanner data resolusi tinggi: Mendeteksi dan memungkinkan untuk bidang terisi sebagian pandang. Journal of Geophysical. Kembali pencarian 87 (C7): 49174932. Cooley JW, PA Lewis, dan PD Welch. 1970. cepat Fourier transform algoritma: pertimbangan pemrograman dalam perhitungan sinus, cosinus dan transformasi Laplace. Jurnal of Sound and Vibration 12: 315337. Couper A. Editor. 1983. The Times Atlas of the Oceans. New York: Van Nostrand Reinhold Company. Cox MD 1975. Sebuah model baroklinik laut dunia: Hasil awal. Dalam: Numer Model ical Ocean Circulation: 107120. Washington, DC: National Academy of Ilmu. Cromwell T., RB Montgomery, dan ED Stroup. 1954. Equatorial terpendam di Pacific Laut diungkapkan oleh metode baru. Ilmu 119 (3097): 648649. CushmanRoisin B. 1994. Pengantar Geofisika Fluid Dynamics. Englewood Cliffs: Prentice Hall. Cutchin DL, dan RL Smith. 1973. Kontinental gelombang rak: variasi frekuensi rendah di permukaan laut dan arus selama Oregon landas kontinen. Journal of Physical Oceanog raphy 3 (1): 7382. R. 1991. Analisis Data Atmospheric Daley. Cambridge: University Press. Danabasoglu G., JC McWilliams, dan PR Gent. 1994. Peran pelacak mesoscale mengangkut dalam sirkulasi laut global. Ilmu 264 (5162): 11231126. Dansgaard W., SJ Johnsen, HB Clausen, D. DahlJohnsen, N. Gunderstrup, CU Ham mer, C. Hvidberg, J. Steffensen, A. Sveinbjrnsobttir, J. Jouze dan G. Bond. 1993. Bukti untuk ketidakstabilan umum iklim masa lalu dari 250kyr catatan inti es. Alam 364: 218220. Darnell WL, F. Staylor, SK Gupta, dan F, M. Denn. 1988. Estimasi insola permukaan tion menggunakan data satelit mataharisinkron. Journal of Climate 1 (8): 820835. Darnell WL, WF Staylor, SK Gupta, NA Ritchey, dan AC Wilbur. 1992. musiman variasi anggaran radiasi permukaan berasal dari International satelit Cloud Clima Data tology Proyek C1. Journal of Geophysical Research 97: 15,74115,760. Darwin Sir GH 1911. The Tides dan Kindred Fenomena di Tata Surya. 3rd ed. London: John Murray. DaSilva A., CC Young, dan S. Levitus. 1995. Atlas permukaan data kelautan 1994. Vol. 1: Algoritma dan prosedur. National Oceanic and Atmospheric Administration Melaporkan. Davis RA 1987. Oseanografi: Sebuah Pengantar Lingkungan Laut. Dubuque: Wm. C. Brown Penerbit. ◦

halaman 324

316

REFERENSI

Davis RE, R. DeSzoeke, dan P. Niiler. 1981. Variabilitas di atas laut selama mil. Bagian II: Pemodelan respon lapisan campuran. DeepSea Penelitian 28A (12): 14531475. Davis RE, DC Webb, LA Regier, dan J. Dufour. 1992. Otonomi Lagrangian Sirkulasi Explorer (alace). Jurnal Atmosfer dan Kelautan Teknologi 9: https://translate.googleusercontent.com/translate_f

245/265

2/9/2017


264285. Defant A. 1961. Fisik Oseanografi. New York: Macmillan Company. Dietrich G., K. Kalle, W. Krauss, dan G. Siedler. 1980. General Oceanography. Ed 2. Diterjemahkan oleh Susanne dan Hans Ulrich Roll. New York: John Wiley and Sons (Wiley Interscience). Dittmar W. 1884. Laporan penelitian ke dalam komposisi air laut, yang dikumpulkan oleh HMS Challenger. Challenger Laporan, Fisika dan Kimia 1. Dobson GMB 1914. pendakian Percontohan balon di sekolah terbang pusat, Upavon, selama tahun 1913. Quarterly Journal of Royal Society Meteorologi 40: 123135. Domingues CM, JA Gereja, et al 2008. perkiraan Peningkatan pemanasan ataslaut dan multidekade kenaikan permukaan laut. Nature 453 (7198): 10901093. Doodson AT 1922. pengembangan Harmonic dari potensi air pasangmenghasilkan. Prosiding dari Royal Society of London A 100: 305329. Dorman CE dan RH Bourke. 1981. Curah hujan di atas Samudera Atlantik, 30 S 70 N. Bulanan Cuaca Ulasan 109: 554563. Dritschel DG, M. de la T. Juarez dan MHP Ambaum. 1999. tiga dimensi Sifat yg berpusar arus turbulen atmosfer dan kelautan. Fisika Cairan 11 (6): 15121520. Dushaw BD, PF Worcester, BD Cornuelle, dan BM Howe. 1993. Pada persamaan untuk kecepatan suara di air laut. Jurnal dari Acoustical Society of America 93: 255275. Ebbesmeyer CC, dan WJ Ingraham. 1992. Sepatu tumpahan di Pasifik Utara. EOS, Trans tindakan American Geophysical Union 73 (34): 361, 365. Ebbesmeyer CC, dan WJ Ingraham. 1994. Pacific mainan bahan bakar tumpahan laut jalur saat penelitian. Transaksi EOS American Geophysical Union 75 (37): 425, 427, 430. Eden C., dan J. Willebrand. 1999. kepadatan Netral ditinjau kembali. DeepSea Penelitian Bagian II: Studi topikal di Oceanography. 46: 3354. Egbert GB dan RD Ray 2000. disipasi signifikan dari energi pasang surut di laut dalam disimpulkan dari data altimeter satellit. Nature 405: 775778. Ekman VW 1905. Pada pengaruh rotasi bumi pada arus laut. Arkiv untuk Matematik, Astronomi, och Fysik: 2 (11). Emery W., dan P. Schussel. 1989. Perbedaan global antara kulit dan permukaan laut massal suhu. EOS: Transaksi dari American Geophysical Union 70 (14): 210 211. Feynman RP, RB Leighton, dan M. Sands. 1964. Feynman Lectures on Physics. AddisonWesley Publishing Company. Fofonoff NP, dan RC Millard. 1983. Algoritma untuk perhitungan tepatdasar ikatan air laut. unesco Teknis Papers di Ilmu Kelautan 44. Friedman RM 1989. Mengambil alih Weather. Vilhelm Bjerknes dan Konstruksi yang dari Meteorologi modern. Ithaca dan London: Cornell University Press. Friedrichs MAM, dan MM Hall. 1993. Jauh sirkulasi di daerah tropis Atlantik Utara. Jurnal Marine Penelitian 51 (4): 697736. Freilich MH, dan RS Dunbar. 1999. Keakuratan NSCAT 1 vektor angin: Com parisons dengan pelampung Data Nasional Buoy Center. Jurnal Geofisika disampaikan ◦

◦

halaman 325

REFERENSI

317

Garabato ACN, KL Polzin, BA Raja, KJ Heywood, dan M. Visbeck. 2004. Meluasnya Intens Turbulent Pencampuran di Samudera Selatan. Ilmu 303 (5655): 210213. Garabato ACN, DP Stevens, AJ Watson, dan W. Roether. 2007. Hubungan arus pendek dari yang menjungkirbalikkan sirkulasi di Antartika melingkari kini. Nature 447 (7141): 194197. Gargett AE, dan G. Holloway. 1992. Sensitivitas model laut GFDL untuk berbeda difusivitas panas dan garam. Journal of Physical Oceanography 22 (10): 11581177. Garrett C. 2006. Turbulent dispersi di laut. Kemajuan dalam Oseanografi 70 (24): 113125. Gates WL, A. HendersonSellers, GJ Boer, CK Folland, A. Kitoh, BJ McAvaney, F. Semazzi, N. Smith, AJ Weaver, dan Q.C. Zeng. 1996. Iklim ModelEvaluasi. Dalam: Perubahan Iklim 1995. Diedit oleh JT Houghton, LGM Filho, BA Callander, N. Harris, A. Kattenberg dan K. Maskell. 229284. Cambridge: University Press. Gates WL 1992. AMIP: The Atmospheric Model Interkomparasi Project. buletin Amer ican Meteorological Society 73: 19621970. Gent PR, dan JC McWilliams. 1990. Isopycnal pencampuran dalam model sirkulasi laut. Journal of Physical Oceanography 20: 150155. Gleckler PJ, dan B. Weare. 1997. Ketidakpastian di dunia permukaan laut fluks panas clima tologies berasal dari ketaatan kapal. Journal of Climate 10: 27632781. Gill AE 1982. SuasanaOcean Dynamics. New York: Academic Press. Gnadadesikan A. 1999. Sebuah model prediktif sederhana untuk struktur pycno samudera kemerosotan. Ilmu 283 (5410): 20772079. Goldenberg SB, dan JJ O'Brien. 1981. Bulanan Cuaca Ulasan 109: 1190. Goldstein S. 1965. Perkembangan modern di Fluid Dynamics: Dua Volume. New York: Dover Publications. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

246/265

2/9/2017


Gordon HR, DK Clark, JW Brown, OB Brown, RH Evans, dan WW Broenkow. 1983. konsentrasi pigmen Fitoplankton di Tengah Atlantic Bight: perbandingan dari penentuan kapal dan czcs perkiraan. Fisika Terapan 22 (1): 2036. Gouretski V., dan K. Jancke. 1995. A konsisten prawoce Data hidrografi yang ditetapkan untuk selatan Atlantic: Data Station dan bidang grid. woce Laporan No. 127/95. Graber HC, VJ Cardone, RE Jensen, DN Slinn, SC Hagen, AT Cox, MD Powell, dan C. Grassl. 2006. Prakiraan Pesisir dan Badai Surge Prediksi untuk Tropical Siklon: Sebuah Program Kemitraan tepat waktu. Oseanografi 19 (1): 131141. Grassl H. 2000. Status dan perbaikan dari model sirkulasi umum ditambah. Ilmu 288 (5473): 19911997. Gregg MC 1987. Diapycnal pencampuran dalam termoklin: Ulasan A. Journal of Geophysical Penelitian 92 (C5): 5,2495,289. Gregg MC 1991. Studi tentang pencampuran di laut: sejarah singkat. Oseanografi 4 (1): 3945. Hackett B., LP Roed, B. Gjevik, EA Martinsen, dan LI Eide. 1995. Sebuah tinjauan dari Metocean Modeling Project (mompop) Bagian 2: studi validasi Model. Dalam: kuantitatif Keterampilan Penilaian tive Pesisir Samudera Model. Disunting oleh DR Lynch dan AM Davies. 307327. Washington DC: American Geophysical Union. Haidvogel DB, dan A. Beckmann. 1998. model numerik laut pesisir. Dalam Sea, Volume 10. Diedit oleh KH Brink dan AR Robinson. 457482. New York: John Wiley and Sons. Haidvogel DB dan A. Beckmann. 1999. Pemodelan Sirkulasi Numerik Samudra. London, Imperial College Press.

halaman 326

318

REFERENSI

Balai MM, dan HL Bryden. 1982. perkiraan langsung dan mekanisme transformasi panas laut pelabuhan. DeepSea Penelitian 29: 339359. Harrison DE 1989. Pada iklim rata bulanan stres angin dan stres angin bidang keriting atas laut dunia. Journal of Climate 2: 57. Harrison DE, dan NK Larkin. 1996. permukaan laut coads sinyal tekanan: A dekatglobal yang el Ni~no lihat komposit dan time series, 19461993. Journal of 9 Iklim (12): 3025 3055. Harrison DE dan NK Larkin 1998. El Ni~noSouthern Oscillation suhu permukaan laut dan anomali angin, 19461993. Ulasan Geofisika 36 (3): 353399. Hartmann DL 1994. global Fisik Klimatologi. Tekan akademik. Hasselmann K. 1961. Pada transfer energi nonlinear dalam gravitasigelombang spektrum Part 1. teori umum. Jurnal Mekanika fluida 12 (4): 481500. Hasselmann K. 1963a. Pada transfer energi nonlinear dalam spektrum gelombang gravitasi. Bagian 2. teorema Konservasi; gelombangpartikel analogi; ireversibilitas. Jurnal Me Fluid mekanika 15 (2): 273281. Hasselmann K. 1963b. Pada transfer energi nonlinear dalam spektrum gelombang gravitasi. Bagian 3. Evaluasi fluks energi dan interaksi membengkaklaut untuk spektrum Neumann. Jurnal Mekanika fluida. 15 (3): 385398. Hasselmann K. 1966. diagram Feynman dan aturan interaksi hamburan gelombanggelombang proses. Ulasan of Geophysical. 4 (1): 132. Hasselmann K. 1970. Angindriven inersia osilasi. Dinamika Fluida Geofisika 1: 1 463502. Hasselmann K., TP Barnett, E. Bouws, H. Carlson, DE Cartwright, K. Enke, JA Ewing, H. Gienapp, DE Hasselmann, P. Kruseman, A. Meerburg, P. Mller, DJ Olbers, K. Richter, W. Jual, dan H. Walden. 1973. Pengukuran pertumbuhan angin gelombang dan membengkak pembusukan selama Joint Laut Utara Gelombang Project (jonswap). Ergnzungsheft zur Deutschen Hydrographischen Zeitschrift Reihe A (8) (Nr 12.): 95. Hasselmann K., dan S. Hasselmann. 1991. Pada pemetaan nonlinear dari gelombang laut spektrum menjadi spektrum gambar aperture radar sintetik dan inversi. jurnal Geophysical Research C96 10,71310,729. Tumpukan NS, Editor. 1987. TigaDimensi Model Pantai Samudera. Washington DC: American Geophysical Union. Hinze JO 1975. Turbulensi. Ed 2. New York: McGrawHill. Hirst AC, SP O'Farrell, dan HB Gordon. 2000. Perbandingan dari ocean digabungkan Model atmosfer dengan dan tanpa kelautan adveksi eddydiinduksi. Bagian I: Oceanic spinup dan integrasi kontrol. Journal of Climate 13 (1): 139163. Hoffman D., dan OJ Karst. 1975. Teori distribusi Rayleigh dan beberapa yang aplikasi. Journal of Ship Penelitian 19 (3): 172191. Hogg N., J. McWilliams, P. Niiler dan J. Harga. 2001. Tujuan 8Untuk menentukan proses penting dan saldo untuk dinamika sirkulasi umum. Dalam: 2001 Laporan WOCE AS. College Station, Texas, AS woce Office: 5059. Holloway G. 1986. Eddies, gelombang, sirkulasi, dan pencampuran: mekanika geofluid statistik. Ulasan tahunan Mekanika Fluida 18: 91147. Holloway G. 1986. Estimasi eddy kelautan mengangkut dari satelit altimetri. Alam 323 (6085): 243244. Holloway G. 1994. Mewakili eddy memaksa dalam model. woce Catatan 6 (3): 79. Horikawa K. 1988. Nearshore Dynamics dan Proses Pesisir. Tokyo: Universitas Tokyo Tekan. Houghton JT 1977. Fisika Atmosfer. Cambridge: University Press. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

247/265

2/9/2017


halaman 327

REFERENSI

319

Houghton JT, LGM Filho, BA Callander, N. Harris, A. Kattenberg, dan K. Maskell. 1996. Perubahan Iklim 1995: The Science of Perubahan Iklim. Universitas Cambridge Tekan. Hoyt DV, dan KH Schatten. 1997. Peran Matahari di Perubahan Iklim. Oxford: Oxford University Press. Huffman GJ, RF Adler, B. Rudolf, U. Schneider, dan PR Keehm. 1995. pra global perkiraan cipitation didasarkan pada teknik untuk menggabungkan perkiraan berbasis satelit, hujan mengukur analisis, dan informasi model NWP curah hujan. Journal of Climate 8: 1284 1295. Huffman GJ, RF Adler, PA Arkin, A. Chang, R. Ferraro, A. Gruber, J. Janowiak, A. McNab, B. Rudolf, dan U. Schneider. 1997. The Global Pengendapan Klimatologi Proyek (gpcp) Data curah hujan gabungan ditetapkan. Buletin Meteorolog Amerika ical Masyarakat 78 (1): 520. Ichiye T., dan J. Petersen. 1963. anomali curah hujan tahun 19571958 musim dingin di khatulistiwa pusat daerah gersang Pacific. Jurnal dari Society Meteorologi Jepang Seri II, 41: 172182. Biro Hidrografi Internasional 1953. Batas laut dan samudera, 3rd ed. Khusus Laporan No. 53, Monte Carlo. IPCC Panel Antarpemerintah tentang Perubahan Iklim. 2007. Perubahan Iklim 2007: The Dasar Ilmu Fisika. Kontribusi Kelompok Kerja I ke Assessment Keempat Laporan dari Panel Antarpemerintah tentang Perubahan Iklim. [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, KB Averyt, M. Tignor dan HL Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, Inggris dan New York, NY, USA, 996 pp. Iselin C. 1936. Sebuah studi dari peredaran Barat Atlantik Utara. Oceanog fisik raphy dan Meteorologi. 6 (4): 101. Isemer HJ, dan L. Hasse. 1987. Bunker Iklim Atlas Atlantik Utara. Volume 2. Berlin: SpringerVerlag. Jackett DR, dan TJ McDougall. 1997. Variabel kepadatan netral untuk lautan di dunia. Journal of Physical Oceanography 27: 237263. Jan van Oldenborgh G., MA Balmaseda, L. Ferranti, TN Stockdale, dan DLT An derson. 2005. Melakukan enso ECMWF Musiman Prakiraan Model mengungguli statistik Prakiraan Model selama 15 tahun terakhir? Journal of Climate 18 (16): 32403249. Jarosz E., DA Mitchell, DW Wang, dan WJ Teague. 2007. BawahUp Penentuan AirSea Momentum Efek bawah Mayor Siklon Tropis. Ilmu 315 (5819): 17071709. Jayne SR, LCS Laurent dan ST Gille. 2004. Koneksi antara laut ke bawah pography dan iklim bumi. Oseanografi 17 (1): 6574. Jelesnianski CPJ, PC Chen, dan WA Shaffer. 1992. aduk: Sea, danau, dan darat lonjakan dari badai. noaa Laporan Teknis NWS 48. Jerlov NG 1976. Kelautan Optik. Amsterdam: Elsevier Scientific Publishing Company. Ji M., A. Leetmaa, dan V. Kousky. 1996. Ditambah Model prediksi enso selama 1980an dan 1990an di Pusat Nasional untuk Prediksi Lingkungan. jurnal Iklim 9 (12): 31053120. Ji M., DW Behringer, dan A. Leetmaa. 1998. Sebuah ditingkatkan ditambah model untuk enso prediksi tion dan implikasi untuk inisialisasi laut. Bagian II: Model digabungkan. buletin American Meteorological Society 126 (4): 10221034. Johns E., DR Watts, dan HT Rossby. 1989. Sebuah tes dari geostrophy di Gulf Stream. Journal of Geophysical Research 94 (C3): 32113222.

halaman 328

320

REFERENSI

Johns TC, RE Carnell, JF Crossley, JM Gregory, JFB Mitchell, CA Senior, SFB https://translate.googleusercontent.com/translate_f

248/265

2/9/2017


Trett, dan RA Wood. 1997. Kedua Hadley Centre ditambah lautatmosfer GCM: model deskripsi, spinup dan validasi. Iklim Dynamics 13 (2): 103134. Joseph J., dan H. Pengirim. 1958. Uber mati horizontale difusi im Meere. Deutsches hidro graphiches Zeitung 11: 4977. Josey SA, EC Kent, dan PK Taylor. 1999. Wawasan baru ke dalam anggaran panas laut Masalah penutupan dari analisis udaralaut fluks klimatologi soc. Journal of Climate 12: 28562880. JPOTS Bersama Panel pada Tabel Oseanografi dan Standar. 1981. Salinitas praktis skala 1978 dan persamaan internasional keadaan air laut tahun 1980. Paris: UNESCO Makalah teknis di Marine Science 36: 25. JPOTS Bersama Panel pada Tabel Oseanografi dan Standar. 1991. Pengolahan Oceano grafis Station data. Paris: UNESCO. Kalnay E., M. Kanamitsu, R. Kistler, W. Collins, D. Deaven, L. Gandin, M. Iredell, S. Saha, G. White, J. Kaos, Y. Zhu, M. Chelliah, W. Ebisuzaki, W. Higgins, J. Janowiak, KC Mo, C. Ropelewski, J. Wang, A. Leetmaa, R. Reynolds, R. Jenne, dan D. Joseph. 1996. NCEP / NCAR 40tahun proyek analisis ulang. Buletin American Meteorological Masyarakat 77: 437471. Kantha LH 1998. TidesA perspektif modern. Laut Geodesi 21: 275297. Kent EC, dan PK Taylor. 1997. Penghargaan dari Skala Beaufort. Jurnal Atmosfer dan Teknologi Oceanic 14 (2): 228242. Kerr RA 1998. Model menang besar dalam meramalkan El Ni~no. Ilmu 280 (5363): 522523. Kerr RA 2002. jari Salt mencampur laut. Ilmu 295 (5561): 1.821. Kiehl JT, dan KE Trenberth. 1996. rata anggaran tahunan bumi global yang energi. Buletin American Society Meteorologi 78 (2): 197208. Kilpatrick KA, GP Podesta, dan R. Evans. 2001. Sekilas noaa yang / nasa maju Resolusi algoritma radiometer Pathfinder sangat tinggi untuk suhu permukaan laut dan Database pertarungan terkait. Journal of Geophysical Research 106: 91799198. Kistler RE, E. Kalnay, W. Collins, S. Saha, G. White, J. wol, M. Chelliah, dan W. Ebisuzaki. 2000. NCEP / NCAR 50 tahun reanalysis. Buletin Mete Amerika orological Masyarakat 82: 247267. Komen GJ, L. Cavaleri, M. Donelan, K. Hasselmann, S. Hasselmann, dan PAEM Jans sen. 1996. Dinamika dan Pemodelan Ocean Waves. 1 paperback ed. Cambridge: University Press. Kullenberg B. 1954. Vagn Walfrid Ekman 18741954. Jurnal du Conseil internasional pour l'eksplorasi de la mer 20 (2): 140143. Kumar A., A. Leetmaa, dan M. Ji. 1994. Simulasi variabilitas atmosfer diinduksi oleh suhu permukaan laut dan implikasi bagi pemanasan global. Ilmu 266 (5185): 632634. Kundu PK Mekanika 1990. Fluid. San Diego: Academic Press. Kunze E., dan JM Toole. 1997. pasang surut didorong vortisitas, diurnal geser, dan turbulensi atas Fieberling Seamount. Journal of Physical Oceanography 27 (2): 2,6632,693. Lagerloef GSE, G. Mitchum, R. Lukas, dan P. Niiler. 1999. Tropical Pacific dekat permukaan perkiraan saat ini dari data altimeter, angin dan drifter. Journal of Geophysical Re pencarian 104 (C10): 23,31323,326. Domba H. 1945. hidrodinamika. 6, pertama edisi Amerika. New York: Dover Publications. Lang KR 1980. Astrophysical Formula: A Compendium untuk Fisikawan dan Astrophysi cist. Ed 2. Berlin: SpringerVerlag.

halaman 329

REFERENSI

321

Langer J. 1999. Computing dalam fisika: Apakah kita mengambil terlalu serius? Atau tidak serius cukup? Fisika Hari ini 52 (7): 1113. Langmuir I. 1938. gerak Permukaan air yang disebabkan oleh angin. Ilmu 87: 119123. Larson R. 2002. EDiaktifkan buku teks: Biaya yang lebih rendah, fungsi yang lebih tinggi. Silabus 15 (10): 44. Latif M., A. Sterl, E. MaierReimer, dan MM Junge. 1993. Struktur dan prediktabilitas El Ni~no / fenomena Osilasi Selatan dalam model lautatmosfer digabungkan. Journal of Climate 6: 700708. Lawrence MG, J. Landgraf, P. Jckel, dan B. Eaton. 1999. Artefak di atmosfer global modeling: Dua contoh terbaru. Transaksi EOS American Geophysical Union 80 (11): 123, 128. Bersandar J., J. Beer, dan R. Bradley. 1995. Rekonstruksi radiasi matahari sejak 1610: Implikasi perubahan iklim. Geophysical Research Letters 22 (23): 31953198. Ledwell JR, AJ Watson dan Hukum CS 1998. Pencampuran pelacak di pycnocline tersebut. majalah of Geophysical Research 103 (C10): 21,499421,529. Leetmaa A., dan AF Bunker. 1978. grafik Updated dari stres angin ratarata tahunan, con vergences di lapisan Ekman dan Sverdrup mengangkut di Atlantik Utara. majalah Kelautan Penelitian 36: 311322. Leetmaa A., JP McCreary, dan DW Moore. 1981. arus Equatorial; observasi dan teori. Dalam: Evolusi Fisik Oseanografi. Disunting oleh BA Warren dan C. Wunsch. 184196. Cambridge: Massachusetts Institute of Technology Press. LeProvost C., ML Genco, F. Lyard, P. Vincent, dan P. Canceil. 1994. Spektroskopi dari pasang surut dunia laut dari model hidrodinamika elemen hingga. jurnal Geophysical Penelitian 99 (C12): 24,77724,797. https://translate.googleusercontent.com/translate_f

249/265

2/9/2017


LeProvost C., AF Bennett dan DE Cartwright. 1995. pasang laut untuk dan dari Topex / Poseidon. Ilmu 267 (5198): 639647. Levitus S. 1982. Klimatologi Atlas of the World Ocean. noaa Profesional Kertas 13. Levitus S. 1994. Ocean World Atlas 1994 cdrom data Set. noaa National Oceanographic Pusat Data. Lewis EL 1980. Praktis Skala Salinitas 1978 dan pendahulunya. IEEE Journal of Oceanic Teknik oe5: 38. Daftar RJ 1966. Smithsonian Meteorologi Tables. Ed 6. Washington DC: The Smithso Lembaga nian. Liu WT 2002. Kemajuan dalam aplikasi scatterometer. Journal of Oceanography 58: 121 136. LonguetHiggins MS, dan OM Phillips. 1962. efek kecepatan Tahap dalam gelombang tersier interaksi. Jurnal Mekanika fluida. 12 (3): 333336. Lynch DR, JTC Ip, CE Naimie, dan FE Werner. 1996. circu pesisir Komprehensif Model lation dengan aplikasi untuk Teluk Maine. Continental Shelf Penelitian 16 (7): 875906. Lynn RJ, dan JL Reid. 1968. Karakteristik dan sirkulasi air yang dalam dan abyssal. DeepSea Penelitian 15 (5): 577598. McAvaney BJ, C. Covey, S. Joussaume, V. Kattsov, A. Kitoh, W. Ogana, AJ Pitman, AJ Weaver, RA Kayu dan Z.C. Zhao. 2001. Evaluasi Model. Dalam: Iklim Perubahan 2001: Dasar Ilmiah. Kontribusi Kelompok Kerja 1 untuk Ketiga Laporan Penilaian dari Panel Antarpemerintah tentang Perubahan Iklim. Editeb oleh JT Houghton, Y. Ding, DJ Griggs, N. Noguer, PJ vd Linden, X. Dai, K. Maskell dan CA Johnson. Cambridge, University Press: 881. MacKenzie KV 1981. persamaan jangka Sembilan untuk kecepatan suara di laut. Jurnal Acoustical Society of America 70: 807812.

halaman 330

322

REFERENSI

McDougall TJ 1987. permukaan netral. Journal of Physical Oceanography 17 (11): 1950 1964. McDougall TJ dan R. Feistel 2003. Apa yang menyebabkan lapse rate adiabatik? Laut dalam Penelitian Bagian I: Penelitian Oseanografi Papers 50 (12): 15231535. McIntyre ME 1981. Di 'gelombang momentum' mitos. Journal of Fluid Mechanics 106: 331347. McNally GJ, WC Patzert, AD Kirwan, dan AC Vastano. 1983. dekat permukaan circu lation dari Pasifik Utara menggunakan satelit dilacak melayang pelampung. Journal of Geophysical Penelitian 88 (C12): 7,5077,518. McPhaden MJ 1986. khatulistiwa terpendam: 100 tahun penemuan. EOS Transans tindakan Amererican Geophysical Union 67 (40): 762765. McPhaden MJ, AJ Busalacchi, R. Cheney, JR Donguy, KS Gage, D. Halpern, M. Ji, P. Julian, G. Meyers, GT Mitchum, PP Niiler, J. Picaut, RW Reynolds, N. Smith K. Takeuchi. Suasana 1998. Tropical Ocean Global (textsctoa) sistem mengamati: Satu dekade kemajuan. Journal of Geophysical Research 103: 14,16914,240. McPhaden MJ 1999. Kejadian dan evolusi 19971998 El Ni~no. Ilmu 283 (5404): 950954. McPhaden MJ, SE Zebiak, dan MH Glantz. 2006. enso sebagai Konsep Mengintegrasikan di Ilmu bumi. Ilmu 314 (5806): 17401745. Ma XC, CK Shum, RJ Eanes, dan BD Tapley. 1994. Penentuan pasang laut dari tahun pertama pengukuran altimeter Topex / Poseidon. Journal of Geophysical Penelitian 99 (C12): 24,80924,820. MalanotteRizzoli P., Ed. 1996. Pendekatan modern untuk data Asimilasi di Ocean mod eling. Amsterdam: Elsevier. Maltrud ME, RD Smith, AJ Semtner, dan RC Malone. 1998. global eddymenyelesaikan simulasi laut didorong oleh 19851995 angin atmosfer. Journal of Geophysical Penelitian 103 (C13): 30,82530,852. Margules M. 1906. Uber Temperaturschichtung di stationarbewegter und ruhender Luft. Meteorologische Zeitschrift 241244. Marotzke J., dan JR Scott. 1999. konvektif pencampuran dan sirkulasi termohalin. Journal of Physical Oceanography 29 (11): 29622970. Marotzke J. 2000. iklim mendadak perubahan dan termohalin sirkulasi: Mekanisme dan prediktabilitas. Prosiding National Academy of Sciences 97 (4): 13471350. Martrat B., JO Grimalt, NJ Shackleton, L. de Abreu, MA Hutterli, dan TF Stocker. 2007. Siklus Empat Iklim Berulang Jauh dan Permukaan Air Destabilizations di Iberia Margin. Ilmu 317 (5837): 502507. Matthäus W. 1969. Zur entdeckungsgeschichte des Äquatorialen Unterstroms im Atkantis chen Ozean. Beitrage Meereskunde 23: 3770. Maury MF 1855. Geografi Fisik Laut. Pemain harpa. Mei DA, MM Parmenter, DS Olszewski, dan BD McKenzie. 1998. pro Operasional cessing laut satelit retrievals suhu permukaan di Oceanographic Office Naval. Buletin Meteorologi American Society 79 (3): 397407. Mellor GL, dan T. Yamada. 1982. Pengembangan model penutupan turbulensi untuk geografis masalah cairan fisik. Ulasan Geofisika dan Antariksa Fisika 20 (4): 851875. Panduan Mellor GL 1998. Pengguna untuk tiga dimensi, persamaan primitif, Numerik https://translate.googleusercontent.com/translate_f

250/265

2/9/2017


Ocean Model Versi 1998. Princeton, Princeton University: 41. Menard HW, dan SM Smith. 1966. Hypsometry provinsi cekungan laut. jurnal Geophysical Research 71: 43054325.

halaman 331

REFERENSI

323

Mercier H., M. arhan dan JRE Lutjeharm. 2003. Ataslapisan sirkulasi di bagian timur Khatulistiwa dan Samudera Atlantik Selatan pada JanuariMaret 1995. DeepSea Penelitian 50 (7): 863887. Merryfield WJ, G. Holloway, dan AE Gargett. 1999. Sebuah model laut global dengan ganda difusi pencampuran. Journal of Physical Oceanography 29 (6): 11241142. Miles JW 1957. Pada generasi gelombang permukaan dengan arus geser. Journal of Fluid Mekanika. 3 (2) 185204. Millero FJ, G. Perron, dan JF Desnoyers. 1973. Kapasitas Panas solusi air laut dari 5 sampai 35 C dan 0,0522 / chlorinity. Journal of Geophysical Research 78 (21): 44994506. Millero FJ, C.T. Chen, A. Bradshaw, dan K. Schleicher. 1980. Sebuah tekanan tinggi baru persamaan keadaan untuk air laut. DeepSea Penelitian 27A: 255264. Millero FJ, dan A. Poisson. 1981. Internasional persamaan satu suasana negara seawater.DeepSea Penelitian 28A (6): 625629. Millero FJ 1996. Kimia Oceanography (2nd ed). New York, CRC Press. Millero FJ, R. Feistel, et al. 2008. Komposisi Standard air laut dan definisi ReferensiKomposisi Skala Salinitas. Deep Sea Penelitian Bagian I: Penelitian Oseanografi Papers 55 (1): 5072. Montgomery RB, dan ED Stroup. 1962. Equatorial Waters dan Arus pada 150 W di JuliAgustus, 1952. Baltimore: The Johns Hopkins Press. Morel A. 1974. Porperties Optical air murni dan air laut murni. Dalam: Aspek optik Ilmu samudra. Disunting oleh NG Jerlov dan ES Nielson. 124. Tekan akademik. Moskowitz L. 1964. Perkiraan spektrum daya untuk laut sepenuhnya dikembangkan untuk angin kecepatan 20 sampai 40 knot. Journal of Geophysical Research 69 (24): 51615179. Moum JN, dan DR Caldwell. 1985. pengaruh lokal pada turbulensi geseraliran dalam khatulistiwa laut. Ilmu 230: 315316. Munk WH 1950. Pada sirkulasi laut angindriven. Jurnal Meteorologi 7 (2): 7993. Munk WH, dan E. Palmen. 1951. Sebuah catatan pada dinamika Antartika melingkari Arus. Tellus 3: 5355. Munk WH 1966. resep Abyssal. DeepSea Penelitian 13: 707730. Munk WH, GR Miller, FE Snodgrass, dan NF Barber. 1963. perekaman Directional dari membengkak dari badai yang jauh. Transaksi filosofis Royal Society of London 255 (1062): 505584. Munk WH, dan DE Cartwright. 1966. spektroskopi Tidal dan prediksi. Filosofis Transaksi Royal Society London Seri A. 259 (1105): 533581. Munk WH, RC Spindel, A. Baggeroer, dan TG Birdsall. 1994. Pulau Heard feasi tes tanggung. Jurnal dari Acoustical Society of America 96 (4): 23302342. Munk W., P. Worcester, dan C. Wunsch. 1995. Samudera Acoustic Tomography. Cambridge: University Press. Munk W. dan C. Wunsch 1998. Abyssal resep II. DeepSea Penelitian 45: 19762009. NAS National Academy of Sciences. 1963. Ocean Wave Spectra: Prosiding dari Confer ence. Englewood Cliffs, New Jersey: PrenticeHall. Neal VT, S. Neshyba, dan W. Dennis. 1969. stratifikasi termal di Samudra Arktik. Ilmu 166 (3903): 373374. Nerem RS, E. Leuliette, dan A. Cazenave. 2006. Hadirhari perubahan permukaan laut: Ulasan A. Comptes Rendus Geosciences 338 (1415): 10771083. Neumann G., dan WJ Pierson. 1966. Prinsip Fisik Oseanografi. Jersey baru: PrenticeHall. ◦

◦

◦

◦◦

◦

halaman 332


251/265

2/9/2017


324

REFERENSI

Newton P. 1999. Sebuah panduan untuk manajemen planet. Nature 400 (6743): 399. Niiler PP, RE Davis, dan HJ Putih. 1987. Karakteristik Airberikut campuran lapisan drifter. DeepSea Penelitian 34 (11): 18671881. Niiler PP, AS Sybrandy, K. Bi, PM Poulain, dan D. Bitterman. 1995. Pengukuran air berikut kemampuan berlubangkaus kaki dan drifter tristar. DeepSea Penelitian 42 (11/12): 19511964. GR utara dan S. Nakamoto. 1989. Formalisme untuk membandingkan desain estimasi hujan. Jurnal Atmosfer dan Kelautan Teknologi. 6 (6): 985992. Oberhuber JM 1988. atlas An berdasarkan coads kumpulan data: Anggaran panas, daya apung dan energi kinetik turbulen di permukaan laut global. MaxPlanckInstitut für Meteorologie: Laporkan 15. Terbuka 1989a University. Laut Sirkulasi. Oxford: Pergamon Press. Terbuka 1989b University. Air laut: Komposisi Its, Properties dan Perilaku. Oxford: Pergamon Press. Terbuka 1989c University. Gelombang, Tides dan Shallow WaterProses. Oxford: Pergamon Tekan. Oppenheim AV dan RW Schafer. 1975. Digital Signal Processing. Englewood Cliffs, New Jersey: PrenticeHall. Orsi AH, T. Whitworth dan WD NOWLIN. 1995. Pada tingkat meridional dan front of Antartika melingkari kini. DeepSea Penelitian 42 (5): 641673. Orsi AH, GC Johnson, dan JL Bullister. 1999. Sirkulasi, pencampuran, dan produksi Antartika Air Bawah. Kemajuan dalam Oseanografi 43 55109. Pacanowski R., dan SGH Philander. 1981. Parameterization dari pencampuran vertikal di numer model ical lautan tropis. Journal of Physical Oceanography 11: 14431451. Pacanowski RC, dan SM Griffies. 1999 MOM 3.0 Manual. Noaa / Geofisika Fluid Dynamics Laboratory, Princeton. Parke ME, RH Stewart, DL Farless, dan DE Cartwright. 1987. Pada pilihan orbit untuk satelit altimetrik untuk mempelajari sirkulasi laut dan pasang. Journal of Geophysical Penelitian 92: 11,69311,707. Parker RL 1994. Geophysical Inverse Teori. Princeton: Princeton University Press. Pedlosky J. 1987. Geophysical Fluid Dynamics. Ed 2. Berlin: Springer Verlag. Pedlosky J. 1996. Teori Sirkulasi Samudra. Berlin: SpringerVerlag. Percival DB, dan AT Walden. 1993. Analisis spektral untuk Aplikasi Fisik: Multi lancip dan Teknik Konvensional univariat. Cambridge: University Press. Philander SGH, T. Yamagata, dan RC Pacanowski. 1984. interaksi udaralaut tidak stabil di daerah tropis. Journal of Atmospheric Research 41: 604613. Philander SG 1990. El Ni~no, La Ni~na, dan Osilasi Selatan. Tekan akademik. Phillips OM 1957. Pada generasi gelombang angin bergolak. Jurnal Me Fluid mekanika. 2 (5): 417445. Phillips OM 1960. Pada dinamika gelombang gravitasi goyah amplitudo terbatas. Bagian I. Interaksi dasar. Jurnal Mekanika fluida 9 (2): 193217. Picaut J., F. Masia, dan Yd Penhoat. model konseptual 1997. Sebuah adveksireflektif untuk sifat osilasi ENSO. Ilmu 277 (5326): 663666. Pickard GL, dan WJ Emery. 1990. Deskriptif Fisik Oseanografi: Sebuah Pengantar. 5 ed diperbesar. Oxford: Pergamon Press. Pierson WJ, dan L. Moskowitz. 1964. Suatu usulan bentuk spektral untuk angin sepenuhnya maju laut berdasarkan teori kesamaan SA Kitaigordskii. Journal of Geophysical. Penelitian 69: 51815190.

halaman 333

REFERENSI

325

Pinet PR 2000. Undangan untuk oseanografi. 2nd Edition. Sudbury, Massachusetts: Jones dan Bartlett Publishers. Polzin KL, JM Toole, JR Ledwell, dan RW Schmitt. 1997. Variabilitas Spasial bergolak pencampuran di laut abyssal. Ilmu 276 (5309): 9396. Posting DE dan LG Votta. 2005. ilmu Komputasi menuntut paradigma baru. Fisika Hari ini 58 (1): 3541. Powell MD, PJ Vickery dan TA Reinhold. 2003. koefisien drag Reduced angin tinggi kecepatan di siklon tropis. Nature 422 (6929): 279283. Tekan WH, SA Teukolsky, WT Vetterling, dan BP Flannery. 1992. Numerical Recipes di FORTRAN. Ed 2. Cambridge: University Press. PrestonThomas H. 1990. Skala Suhu Internasional 1990 (nya90). Metrolo gia 27 (1): 310. Proudman J. 1916. Pada gerakan padatan dalam vortisitas memiliki cair. Prosiding Royal Society (London) A 92: 408424 Pugh DT 1987. Tides, Lonjakan, dan Mean Sea Level. Chichester: John Wiley. Rahmstorf S. 1995. Bifurcations sirkulasi termohalin Atlantik dalam menanggapi perubahan dalam siklus hidrologi. Nature 378: 145149. Ralph EA, dan PP Niiler. 2000. arus angin yang digerakkan di Pasifik tropis. jurnal Oseanografi fisik 29 (9): 21212129. Ramanathan V., B. Subasilar, GJ Zhang, W. Conant, RD Cess, JT Kiehl, H. Grassl, https://translate.googleusercontent.com/translate_f

252/265

2/9/2017


dan L. Shi. 1995. Hangat renang anggaran panas gelombang pendek awan memaksa: A fisika hilang? Ilmu 267 (5197): 499503. Rasmusson EM, dan TH Carpenter. 1982. Variasi suhu permukaan laut tropis dan bidang angin permukaan terkait dengan Osilasi Selatan / El Ni~no. Bulanan Cuaca Ulasan 110: 354384. Rasmusson EM, dan JM Wallace. 1983. Aspek Meteorologi dari El Ni~no / Southern Osilasi. Ilmu 222: 11951202. Reid RO 1948. Arus khatulistiwa Pasifik timur sebagai dikelola oleh stres angin. Jurnal Penelitian Kelautan 7 (2): 7599. Reynolds O. 1883. Sebuah penyelidikan eksperimental dari keadaan yang menentukan apakah gerakan air akan langsung atau berlikuliku, dan hukum perlawanan di saluran paralel. Transaksi filosofis, Royal Society London 174: 935. Reynolds RW, dan DC Marsico. 1993. Sebuah ditingkatkan realtime laut global permukaan yang beriklim analisis K arakteristik. Journal of Climate 6: 114119. Reynolds RW, dan TM Smith. 1994. Peningkatan analisis suhu permukaan laut global menggunakan interpolasi optimum. Journal of Climate 7: 929948. Reynolds RW, dan TM Smith. 1995. Sebuah resolusi tinggi laut global klimatologi permukaan. Journal of Climate 8 (6): 15711583. Reynolds RW, NA Rayner, TM Smith, DC Stokes, W. Wang. 2002. Sebuah ditingkatkan di situ dan SST satelit analisis untuk iklim. Journal of Climate 15: 16091625. Rhines PB 1984. Catatan pada sirkulasi umum dari laut. Dalam: A Celebration di Geofisika dan Oseanografi1982. 8386. Scripps Institution of Oceanography. Richardson EG 1961. Dinamika Real Cairan. Ed 2. London: Edward Arnolds. Richardson PL 1981. Eddy energi kinetik di Atlantik Utara dari drifter permukaan. Journal of Geophysical Research. 88 (C7): 43554367. Richardson PL 1993. Tracking Samudra Eddies. American Scientist 81: 261271. Richardson PL 2008. Pada sejarah meridional menjungkirbalikkan sirkulasi skema diagram. Kemajuan Dalam Oseanografi 76 (4): 466486.

halaman 334

326

REFERENSI

Cincin Grup RH Backus, GR Flierl, DR Kester, DB Olson, PL Richardson, AC Vastano, PH Wiebe, dan JH Wormuth. 1981. Gulf Stream cincin dingincore: mereka fisika, kimia, dan biologi. Ilmu 212 (4499): 10911100. Rintoul SR, dan C. Wunsch. 1991. Mass, panas, oksigen dan nutrisi fluks dan anggaran di Samudra Atlantik Utara. DeepSea Penelitian 38 (Tambahan 1): S355S377. Riser SC, L. Ren, et al. 2008. Salinitas di ARGO. Oseanografi 21 (1): 5667. Robinson AR, SM Glenn, MA Spall, LJ Walstad, GM Gardner, dan WG Leslie. 1989. Peramalan Gulf Stream liku dan cincin. Transaksi EOS Amerika Geophysical Union 70: (45). Roed LP, B. Hackett, B. Gjevik, dan LI Eide. 1995. Sebuah tinjauan dari Modeling Metocean Proyek (mompop) Bagian 1: Model studi perbandingan. Dalam: Keterampilan kuantitatif Assessment ment Pesisir Samudera Model. Disunting oleh DR Lynch dan AM Davies. 285305. Washington DC: American Geophysical Union. Ropelewski CF, dan MS Halpert. 1987. curah hujan global dan regional terkait dengan El Ni~no / Southern Oscillation. Bulanan Cuaca Ulasan 115: 16061626. Rossby CC 1936. Dinamika arus laut stabil dalam terang cairan eksperimental mekanika. Makalah di Oseanografi dan Meteorologi fisik, Massachusetts Institute Teknologi dan Woods Hole Oceanographic Institution. 5 (1): 43. Rossow WB dan RA Schiffer. 1991. Isccp Cloud Data Products. Buletin Ameri bisa Meteorologi Society, 72 (1): 220. Rudnick, DL, TJ Boyd, RE Brainard, GS Carter, GD Egbert, MC Gregg, PE Holloway, JM Klymak, E. Kunze, CM Lee, MD Levine, DS Luther, JP Martin, MA Merrifield, JN Moum, JD Nash, R. Pinkel, L. Rainville, TB Sanford. 2003. Dari Tides untuk Mixing Sepanjang Hawaii Ridge. Ilmu 301 (5631): 355357. Sabine CL, RA Feely, N. Gruber, RM Key, K. Lee, JL Bullister, R. Wanninkhof, CS Wong, DWR Wallace, B. Tilbrook, FJ Millero, T.H. Peng, A. Kozyr, T. Ono dan AF Rios. 2004. Oceanic Sink untuk antropogenik CO . Ilmu 305 (5682): 367371. Sandwell DT, dan WHF Smith. 2001. batimetri Estimasi. Dalam: Satelit Altimetri dan Ilmu Bumi. Disunting oleh L.L. Fu dan A. Cazanave. 441457. San Diego: Tekan akademik. Satake K., K. Shimazaki, Y. Tsuji, dan K. Ueda. 1996. Waktu dan ukuran gempa bumi raksasa di Cascadia disimpulkan dari catatan tsunami Jepang Januari 1700. Nature 379 (6562): 246249. Saunders PM dan NP Fofonoff. 1976. Konversi dari tekanan untuk kedalaman di laut. DeepSea Penelitian 23: 109111. Saunders PM 1986. Keakuratan pengukuran salinitas, oksigen dan suhu di laut dalam. Journal of Physical Oceanography 16 (1): 189195. Schmitt RW, H. Perkins, JD Boyd, dan MC Stalcup. 1987. CGARAM: Sebuah investigasi yang termohalin tangga di barat tropis Atlantik Utara. DeepSea Penelitian 34 (10): 16551665. Schmitt RW, PS Bogden, dan CE Dorman. 1989. Penguapan dikurangi curah hujan dan fluks density untuk Atlantik Utara. Journal of Physical Oceanography 19: 12081221. Schmitt RW 1994. Siklus laut air tawar. Pembangunan JSC Ocean Observing Sistem 2


253/265

2/9/2017


Panel, Texas A & M University, College Station, Texas: 40. Schmitz WJ 1996. Di Ocean World Sirkulasi: Volume I. Beberapa Fitur Global / Atlantik Utara Sirkulasi. Woods Hole Oceanographic Institution, Laporan Teknis WHOI9603. Schubert SD, RB Rood, dan J. Pfaendtner. 1993. Sebuah berasimilasi dataset untuk Bumi aplikasi ilmu. Buletin American Society Meteorologi 74 (12): 23312342.

halaman 335

REFERENSI

327

Selby JEA, dan RA McClatchey. 1975. transmisi Atmospheric 0,2528,5 um: Kode Komputer lowtran Laboratories 3. Angkatan Udara Cambridge Research, Optical Laporan Laboratorium Fisika Teknis TR750255. Layanan RF 1996. Batu kimia jejak pedagang kuno. Ilmu 274 (5295): 20122013. Sette OE, dan JD Isaacs. 1960. Simposium "The Changing Samudera Pasifik pada tahun 1957 dan 1958 ". California Koperasi Oceanic Perikanan Investigasi Laporan VII: 13217. Shamos MH 1995. Mitos Ilmiah Literasi. New Brunswick: Rutger Universitas Tekan. Shchepetkin AF dan JC McWilliams. 2004. Regional Oceanic Pemodelan Sistem: A spliteksplisit, bebas permukaan, topografimengikutikoordinat model laut. laut mod Elling 9: 347404. Shepard FP, GA MacDonald dan DC Cox. 1950. tsunami tanggal 1 April 1946. Bulletin dari Scripps Institution of Oceanography 5 (6): 391528. Shepard FP 1963. Submarine Geologi. Ed 2. New York: Harper dan Row. Slingo JM, KR Sperber, JS Boyle, J.P. Ceron, M. Dix, B. Dugas, W. Ebisuzaki, J. Fyfe, D. Gregory, J.F. Gueremy, J. Hack, A. Harzallah, P. Inness, A. Kitoh, WKM. Lau, B. McAvaney, R. Madden, A. Matthews, TN Palmer, C.K. Park, D. Randall, dan N. Renno. 1995. Atmospheric Model Interkomparasi Project (AMIP): Intraseasonal Osilasi di 15 Atmospheric General Model Sirkulasi (Hasil Dari AIMP Diagnostik subproyek). Organisasi Meteorologi Dunia / Dunia Riset Iklim Program, WCRP88 (WMO / TD No. 661). Slutz RJ, SJ Lubker, JD Hiscox, SD Woodruff, RL Jenne, DH Joseph, PM Steurer, dan JD Elms. 1985: Komprehensif SamudraSuasana Kumpulan Data; Rilis 1. noaa Lingkungan Research Laboratories, Program Penelitian Iklim, Boulder, Colorado :, 268. (NTIS PB86105723). Smagorinski J. 1963. percobaan sirkulasi Umum dengan persamaan primitif I. dasar percobaan. Bulanan Cuaca Ulasan 91: 99164. Smith RD, ME Maltrud, FO Bryan dan MW Hecht. 2000. Simulasi numerik dari Utara Samudera Atlantik pada 1/10 . Journal of Physical Oceanography 30 (7): 15321561. Smith SD stres 1980. Angin dan fluks panas di atas laut di angin kencang. jurnal Oseanografi Fisik 10: 709726. Smith SD 1988. Koefisien untuk permukaan laut tegangan angin, fluks panas dan profil angin sebagai fungsi kecepatan angin dan suhu. Journal of Geophysical Research 93: 15,467 15.472. Smith TM, TR Karl dan RW Reynolds. 2002. Bagaimana akurat adalah simulasi iklim? Ilmu 296 (5567): 483484. Smith TM, dan RW Reynolds. 2004. Peningkatan rekonstruksi diperpanjang sst (1854 1997). Journal of Climate 17 (6): 24662477. Smith WHF, dan DT Sandwell. 1994. batimetri prediksi dari al satelit padat timetry dan batimetri kapal jarang. Journal of Geophysical Research 99 (B11): 21,80321,824. Smith WHF dan DT Sandwell 1997. dasar laut global topografi dari satelit altimetri dan kedalaman kapal sounding. Ilmu 277 (5334): 19561962. Snodgrass FE 1964. Presisi digital tide gauge. Ilmu 146 (3641): 198208. Soulen RJ, dan KAMI Fogle. 1997. Suhu sisik bawah 1 kelvin. Fisika Hari ini 50 (8 Bagian 1): 3642. Gagap D., R. Tokmakian, A. Semtner, dan C. Wunsch. 1996. Seberapa baik 1/4 global yang Model sirkulasi mensimulasikan pengamatan kelautan skala besar? Journal of Geophysical Penelitian 101 (C10): 25,77925,811. ◦

◦

halaman 336


254/265

2/9/2017


328

REFERENSI

Starr VP 1968. Fisika Negatif Viskositas Fenomena. New York: McGrawHill. Steig EJ Perubahan 2006. Iklim: Koneksi selatanutara. Nature 444 (7116): 152153. Stern ME 1960. 'fountain garam' dan konveksi termohalin. Tellus 12: 172175. Stewart I. 1992. Peringatanmenangani dengan benar! Nature 355: 1617. Stewart RH 1980. Samudera teknik pengukuran gelombang. Dalam: Sea Air Interaksi, instrumen KASIH dan Metode. Disunting oleh LHF Dobson dan R. Davis. 447470. New York: Plenum Press. Stewart RH 1985. Metode satelit Oseanografi. University of California Press. Stewart RH 1995. Prediktabilitas dari Texas Pola Curah Hujan di Waktu Timbangan dari Enam sampai Dua belas Bulan: A Review. Dalam: The Perubahan Iklim dari Texas: Keterprediksian dan Implikasi untuk Edited Future oleh J. Norwine, JR Giardino, GR Utara dan JB Valdes. College Station, Texas: Texas A & M University. 3847 Stocker TF, dan O. Marchal. 2000. perubahan iklim mendadak di komputer: Apakah itu nyata? Prosiding National Academy of Sciences 97 (4): 13621365. Stokes GG 1847. Pada teori gelombang osilasi. Transaksi Cambridge 8: 441473. Stommel H. 1948. Intensifikasi ke arah barat dari arus laut angindriven. transaksi tions, American Geophysical Union 29 (2): 202206. Stommel H. 1958. sirkulasi abyssal. DeepSea Penelitian 5 (1): 8082. Stommel H., AB Arons, dan AJ Faller. 1958. Beberapa contoh pola aliran stasioner di cekungan dibatasi. Tellus 10 (2): 179187. Stommel H., dan AB Arons. 1960. Pada sirkulasi abyssal dari dunia lautII. Sebuah model ideal dari pola sirkulasi dan amplitudo di cekungan samudera. Laut dalam Penelitian 6: 217233. Stommel HM, dan DW Moore. 1989. Sebuah Pengantar Angkatan Coriolis. Cambridge: University Press. Stott PA, SFB Tett, GS Jones, MR Allen, JFB Mitchell dan GJ Jenkins 2000. Kontrol eksternal dari 20th Century Suhu oleh Alam dan antropogenik pendorong. Ilmu 290 (5499): 21332137. Strub PT, TK Chereskin, PP Niiler, C. James, dan MD Levine. 1997. Altimeter berasal variabilitas kecepatan permukaan di California Sistem sekarang 1. Evaluasi resolusi kecepatan altimeter Topex. Journal of Geophysical Research 102 (C6): 12,72712,748. Kelompok Kerja SUN pada Simbol, Unit dan Tata nama di Fisik Oseanografi. 1985. Internasional Sistem satuan (SI) di oseanografi. iapso Paris: Unesco Techni cal Makalah di Marine Science 45: 124. Sverdrup HU 1947. Angindriven arus di laut baroklinik: dengan aplikasi ke arus khatulistiwa Pasifik timur. Prosiding National Academy of Ilmu 33 (11): 318326. Sverdrup HU, MW Johnson, dan RH Fleming. 1942. The Oceans: Fisika mereka, Kimia, dan Biologi Umum. Englewood Cliffs, New Jersey: PrenticeHall. SWAMP Grup Sea Wave Modeling Project. 1985. Ocean Wave Modeling. New York: Plenum Press. Swenson KR, dan AE Shaw. 1990. Sistem Argos: Pemantauan lingkungan di dunia ment. Oseanografi 3 (1): 6061. Takayabu YN, T. Ihuchi, M. Kachi, A. Shibata, dan H. Kanzawa. 1999. terminasi mendadak bangsa 199798 El Nino dalam menanggapi osilasi MaddenJulian. Nature 402 (6759): 279282.

halaman 337

REFERENSI

329

Tapley BD, dan M.C. Kim. 2001. Aplikasi untuk geodesi. Dalam Satellite Altimetri dan Ilmu Bumi. Disunting oleh L.L. Fu dan A. Cazenave. 371406. San Diego: Academic Tekan. Taylor GI 1921. Percobaan dengan cairan berputar. Prosiding Royal Society (London) A 100: 114121. Taylor PK Editor. 2000. Interkomparasi dan validasi fluks energi lautatmosfer bidang: Laporan Akhir Program Penelitian Bersama Iklim Dunia dan Ilmiah Com mittee pada Kelompok Kerja Penelitian di Laut Air laut flux, Dunia Riset Iklim Program Laporan WCRP112: 303. Taylor PK, EF Bradley, CW Fairall, D. Legler, J. Schultz, RA Weller dan GH Putih. 2001. fluks Permukaan dan situs referensi permukaan. Dalam: Mengamati Oceans di abad ke 21. Disunting oleh CJ Koblinsky dan NR Smith. Melbourne, Biro Meteorologi: 177197. Tchernia P. 1980. Deskriptif Regional Oceanography. Oxford: Pergamon Press. Tennekes H., dan JL Lumley. 1990. A Course Pertama di Turbulensi. Boston: MIT Press. Thurman HV 1985. Pengantar Oseanografi. ed keempat. Columbus: Charles E. Merrill Perusahaan penerbit. Titov VV dan FI Gonzalez. 1997. Implementasi dan pengujian Metode Memisahkan https://translate.googleusercontent.com/translate_f

255/265

2/9/2017


Tsunami (paling) model. Sumbangan Noaa Pacific Marine Laboratorium Lingkungan 1927: 14. Toggweiler JR 1994. sirkulasi menjungkirbalikkan The laut. Fisika Hari ini 47 (11): 4550. Toggweiler JR dan J. Russell 2008. Samudera sirkulasi dalam iklim pemanasan. Nature 451 (7176): 286288. Tolmazin D. 1985. Elemen Dinamis Oceanography. Boston: Allen dan Unwin. Tomczak M., dan JS Godfrey. 1994. Oseanografi Regional: Sebuah Pengantar. London: Pergamon. Tomczak M. 1999. Beberapa aspek historis, teoritis dan diterapkan air kuantitatif analisis massa. Jurnal Penelitian Kelautan 57 (2): 275303. Trenberth KE, dan DJ Shea. 1987. Pada evolusi Oscillation Selatan. Bulanan Cuaca Ulasan 115: 30783096. Trenberth KE, WG besar, dan JG Olson. 1989. koefisien drag yang efektif untuk mengevaluasi stres angin di atas lautan. Journal of Climate, 2: 15071516. Trenberth KE, WG besar, dan JG Olson. 1990. Rerata siklus tahunan di laut global stres angin. Journal of Physical Oceanography 20 (11): 17421760. Trenberth KE, dan A. Salomo. 1994. keseimbangan panas dunia: panas mengangkut di atmosfer dan laut. Iklim Dynamics 10 (3): 107134. Trenberth KE 1997. Penggunaan dan penyalahgunaan model iklim. Nature 386 (6621): 131133. Trenberth KE 1997. Definisi El Ni~nno. Buletin Meteorologi Amerika Masyarakat 78 (12): 27712777. Trenberth KE dan JM Caron. 2001. Perkiraan meridional atmosfer dan kelautan panas mengangkut. Journal of Climate 14 (16): 34333443. Uchida H., S. Imawaki, dan J.H. Hu. 1998. Perbandingan dari Kuroshio kecepatan permukaan berasal dari altimeter satelit dan melayang Data pelampung. Journal of Oceanography 54: 115122. Uppala SM, dan PW Kållberg, AJ Simmons, U. Andrae, V. Da Costa Bechtold, M. Fiorino, JK Gibson, J. Haseler, A. Hernandez, GA Kelly, X. Li, K. Onogi, S. Saarinen, N. Sokka, RP Allan, E. Andersson, K. Arpe, MA Balmaseda, ACM Beljaars, L. Van De Berg, J. Bidlot, N. Bormann, S. Caires, F. Chevallier, A. Dethof, M. Dragosavac, M. Fisher, M. Fuentes, S. Hagemann, E. Holm, BJ Hoskins, L.

halaman 338

330

REFERENSI

Isaksen, PAEM Janssen, R. Jenne, AP McNally, J.F. Mahfouf, J.J. Morcrette, NA Rayner, RW Saunders, P. Simon, A. Sterl, KE Trenberth, A. Untch, D. Vasiljevic, P. Viterbo, J. Woollen. 2005. Era40 reanalisis. Quarterly Journal dari Royal Society Meteorologi 131 (612): 29613012. Ursell F. 1950. Pada bentuk teoritis laut membengkak pada bumi berputar. Pemberitahuan bulanan Royal Astronomical Society, Geofisika Tambahan 6 (1): G1G8. van Meurs P. 1998. Interaksi antara dekatinersia campuran arus lapisan dan meso yang skala: Pentingnya variabilitas spasial di bidang vortisitas. Journal of Physical Oseanografi 28 (7): 13631388. Vesecky JF, dan RH Stewart. 1982. Pengamatan fenomena permukaan laut menggunakan citra dari SEASAT radar aperture sintetis: Penilaian. Journal of Geo Penelitian fisik 87 (C5): 33973430. von Arx WS 1962. Sebuah Pengantar Fisik Oseanografi. Membaca, Massachusetts: AddisonWesley. WAMDI Grup S. Hasselmann, K. Hasselmann, E. Bauer, PAEM Janssen, GJ Komen, L. Bertotti, P. Lionello, A. Guillaume, VC Cardone, JA Greenwood, M. Reistad, L. Zambresky, dan JA Ewing. 1988. ModelA WAM gelombang generasi ketiga Model prediksi. Journal of Physical Oceanography 18: 17751810. Warren BA 1973. bagian hidrografi Transpacific di Latitudes 43 S dan 28 S: The scorpio EkspedisiII. Deep Water. DeepSea Penelitian 20: 938. Program WCRP Iklim Dunia Penelitian. 1995. Prosiding Lokakarya Global Ditambah Model Sirkulasi Umum. Organisasi Meteorologi Dunia / Dunia cli kawin Program Penelitian, WCRP87 (WMO / TD Nomor 655). Weaver AJ dan C. HillaireMarcel 2004. Pemanasan Global dan Berikutnya Ice Age. Ilmu 304 (5669): 400402. Webb DJ, dan N. Suginohara. 2001. vertikal pencampuran di laut. Nature 409 (6816): 37. Webster F. 1968. Pengamatan inersiaperiode gerakan di laut dalam. ulasan Geofisika 6 (4): 473490. Webster PJ, dan R. Lukas. 1992. toga coare: The Ditambah SamudraSuasana Response Percobaan. Buletin American Society Meteorologi 73 (9): 13771416. Weller RA, JP Dean, J. Marra, JF Harga, EA Francis, dan DC Boardman. 1985. aliran tiga dimensi di atas laut. Ilmu 227: 15521556. Weller RA, dan AJ Plueddmann. 1996. Pengamatan struktur vertikal lapisan batas kelautan. Journal of Geophysical Research 101 (C4): 8,7898,806. Wentz PJ, S. Peteherych, dan LA Thomas. 1984. Fungsi model untuk radar laut lintas bagian di 14,6 GHz. Journal of Geophysical Research 89 (C3): 36893704. Barat GB 1982. Berarti bumi ellipsoid ditentukan dari SEASAT 1 pengamatan altimetrik. Journal of Geophysical Research 87 (B7): 55385540. Putih G. Editor. 1996. Lokakarya WCRP dari AirSea Flux Fields untuk Memaksa Model Samudera dan Memvalidasi GCMS. Jenewa: Organisasi Meteorologi Dunia Laporan WCRP95 (WMO / TD Nomor 762). ◦


◦

256/265

2/9/2017


Putih WB, dan DR Cayan. 1998. Kuasiperiodisitas dan global simetri di antar variabilitas suhu laut atas dekade. Journal of Geophysical Research 103 (C10): 21,33521,354. Whitham GB 1974. Linear dan Nonlinear Waves. New York: John Wiley. Whittaker ET, dan GN Watson. 1963. A Course Analisis Modern. 4 ed. Cam Jembatan: University Press. Whitworth T., dan RG Peterson. 1985. transportasi Volume Antartika melingkari Saat ini dari pengukuran tekanan bawah. Journal of Physical Oceanography 15 (6): 810816.

halaman 339

REFERENSI

331

Wiegel RL 1964. oceanographical Teknik. Englewood Cliffs, New Jersey: Prentice Aula. Wilson WD 1960. Persamaan untuk kecepatan suara di air laut. Journal of Acoustical Society of America 32 (10): 1357. Woodruff SD, RJ Slutz, RL Jenne, dan PM Steurer. 1987. Sebuah ocean komprehensif Data suasana ditetapkan. Buletin American Society Meteorologi 68: 12391250. Wooster WS 1960. Investigasi tersembunyi khatulistiwa. DeepSea Penelitian 6 (4): 263264. Wooster WS, AJ Lee, dan G. Dietrich. 1969. Redefinisi salinitas. DeepSea Penelitian 16 (3): 321322. Worthington LV 1981. massa air dari Samudera Dunia: Beberapa hasil dari skala baik sensus. Dalam: Evolusi Fisik Oseanografi: survei ilmiah untuk menghormati Henry Stommel. Disunting oleh BA Warren dan C. Wunsch. 4269. Cambridge: Massachusetts Institut Teknologi. Wunsch C. 1996. The Ocean Circulation Inverse Masalah. Cambridge: University Press. Wunsch C. 2002. Samudera pengamatan dan ramalan iklim problem.In: Meteorologi di Millenium, Diedit oleh RP Pearce. London: Royal Society Meteorologi: 233 245. Wunsch C. 2002b. Apa sirkulasi termohalin? Ilmu 298 (5596): 11791180. Wust G. 1964. utama ekspedisi laut dalam dan kapal penelitian 18731960. kemajuan dalam Oseanografi 2: 352. Wyrtki K. 1975. El Ni~noRespon dinamis dari khatulistiwa Samudera Pasifik ke atmo bulat memaksa. Journal of Physical Oceanography 5 (4): 572584. Wyrtki K. tingkat 1979. Sea variasi: pemantauan nafas Pasifik. EOS transaksi tions dari American Geophysical Union 60 (3): 2527. Wyrtki K. 1985. perpindahan air di Pasifik dan asalusul siklus El Ni~no. Journal of Geophysical Research 90 (C4): 71297132. Xie P., dan PA Arkin. 1997. curah hujan global: Sebuah analisis 17 tahun bulanan berdasarkan mengukur pengamatan, estimasi satelit, dan numerik Model output. Buletin Amerika Meteorological Society 78 (1): 25392558. Yelland M., dan PK Taylor. 1996. pengukuran stres angin dari laut terbuka. majalah Fisik Oseanografi 26 (4): 541558. Yelland MJ, BI Moat, PK Taylor, RW Pascal, J. Hutchings dan VC Cornell. 1998. pengukuran stres angin dari laut terbuka dikoreksi untuk distorsi aliran udara oleh kapal. Journal of Physical Oceanography 28 (7): 15111526. Yu X., dan MJ McPhaden. 1999. Analisis dinamis variabilitas musiman dan interannual di Pasifik khatulistiwa. Journal of Physical Oceanography 29 (9): 23502369. Zahn R. 1994. Inti korelasi. Nature 371 (6495): 289290.


257/265

2/9/2017


Indeks

vortisitas absolut, 200 , 200, 210 jurang, 211, 227 abyssal sirkulasi, 105, 211 , 211, 219 . 222 , 312 persamaan percepatan, 109 akurasi, 17 , 19 , 19, 88 altimeter, 157 , 170 Argos, 174 Suhu AVHRR, 90 peta, 92 Boussinesq pendekatan, 154 CTD, 97 meter arus, 181 density, 76 , 84 , 101 , 163 mendalam dari XBT, 96 koefisien drag, 48 sounders gema, 30 Prakiraan El Ni~no, 254 persamaan momentum, 153 negara, 88 kecepatan suara, 35 persamaan geostropik, 169 fluks dari model, 64 ICOADS, 62 radiasi, 58 geoid, 156 , 158 fluks panas, 59 model numerik, 255 , 257 pesisir, 264 digabungkan, 270 tekanan, 95 , 160 curah hujan, 64 , 251 salinitas, 73 , 76 , 93 , 94 dari titrasi, 93

sistem pelacakan satelit, 158 radiasi gelombang pendek, 60 gelombang badai, 265 temperatur, 77 ember, 90 peta permukaan laut, 92 Kapalinjection, 90 termistor, 90 XBT, 96 termometer merkuri, 88 platinum, 88 pasang, 308 310 , 312 topografi, 181 tinggi gelombang, 290 , 291 angin Beaufort, 44 dihitung, 47 scatterometer, 45 kapal, 46 SSM / I, 46 akustikdoppler profiler saat ini, 180 adiabatik, 85 Canggih Sangat Tinggi Ra Resolusi diometer (AVHRR), 58 , 60 . 90, 92 , 102 , 177 , 178 , 267 . 268 adveksi, 51 Agua satelit, 100 altimeter, melihat satelit altimetri amphidromes, 311 anomali tekanan atmosfer, 249 density, 163 permukaan laut suhu, 77, 92 . 159 , 243 , 245 , 253 sealevel, 159 332

halaman 341

INDEKS volume spesifik, 163 angin, 253 tegangan angin, 253 Antartika melingkari kini, 83 , 222 . 229 , 231 233 , 271 perhitungan, 271 , 272 Antartika Menengah Air, 225 , 226 Antartika Polar depan, 232 antisiklon, 135 Sistem Argos, 97 , 135 , 173 175 , 251 atmosfer lapisan batas, 43 sirkulasi atmosfer penyebab, 235 didorong oleh laut, 39 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

333 BruntVaisala frekuensi, 128, lihat station bility, frekuensi rumus massal, 58 apung, 87 , 103, 114 , 123 , 127 frekuensi, 128 fluks daya apung, 51 canyon, 27 karbon dioksida, 212 chlorinity, 74 zat hijau konsentrasi menghitung, 101 pengukuran dari ruang angkasa, 100 sirkulasi 258/265

2/9/2017


kondisi atmosfer menemukan sejarah, 215 transmitansi atmosfer, 56 betapesawat, 105, 207 , 239 , 262 Ekman Pumping, 206 dinamika fluida di, 206 aliran baroklinik, 163 aliran barotropic, 163 cekungan, 27 grafik batimetri ETOPO2, 34 GEBCO, 33 bathythermograph (BT), 70 , 95 dibuang (XBT), 95 , 268 bore, 296 air bawah, 215 Antartika, 225 227 Atlantik Utara, 211 , 213 , 233 arus batas, 105 lapisan batas, 115 Boussinesq pendekatan, 112 , 114 . 154 , 256 , 257 , 259 , 262 , 263 model kotak, 107, 168 pemutus dan gelombang tepi, 297 dan arus panjang pantai, 296 ketinggian, 294 , 295 terjun, 295 , 296 menumpahkan, 295 bergelombang, 295 jenis, 295

abyssal, 211 , 211, 219 , 222 , 312 dalam Antartika melingkari kini, 229 ideide dasar, 219 pentingnya, 212 pengamatan, 222 teori untuk, 219 222 Gulf Stream daerah resirkulasi, 194 meridional menjungkirbalikkan, 14 , 212, 215 217 , 258 , 269 , 271 , 312 Atlantik Utara, 192 Teori Sverdrup ini, 183 Circumpolar Deep Water komposisi, 230 Masalah penutupan, 122 konduktivitas, 75 pengukuran, 93 hukum konservasi, 103 kekekalan massa, 106 , 111 konservatif, 202 aliran konservatif, 202 sifat konservatif, 224 rak kontinental, 27 lereng benua, 27 persamaan kontinuitas, 111 , 112, 113 sistem koordinat, 104 βpesawat, 105 Cartesian, 104 fpesawat, 104

halaman 342

334

INDEKS

untuk matahari dan bulan, 304 dispersi hubungan, 274 koordinat bola, 105 melempem, 237 Air laut Copenhagen, 75 nomor Doodson, 306 core, 226 ganda difusi, 127 , 131 Metode inti, 225, 227 jari garam, 130 pelacak, 227 menyeret Coriolis kekuatan, 104, 110 , 136 , 139 , 153 koefisien, 48 , 48, 49 , 121 , 138 . Coriolis parameter, 120 , 122 , 134, 137 . 139 , 192 , 264 , 265 , 286 152 , 153 , 155 , 164 , 198 , 199 . bentuk, 202, 232 207 drifter, 2 , 149 , 173 , 182 dekat khatulistiwa, 238 akurasi pengukuran saat ini, CTD, 14 , 94 , 96 , 97 , 102 , 164 , 166 . 173 , 174 168 , 170 , 180 , 182 , 264 dan model numerik, 255 geser saat ini, 129 berlubangkaus kaki, 174 arus di Kuroshio, 170 sepanjang pantai, 296 di Pasifik, 140 , 141 rip, 296 pengukuran arus Ekman, permukaan, 237 142 pasang surut, 300 karet duckie, 179 gelombangdriven, 296 ketidakstabilan dinamis, 129 meteran dinamis, 160 Acara Dansgaard / Oeschger, 216 topografi yang dinamis, 155 data divalidasi, 17 bumi Data asimilasi, 46, 68 , 266 268 equinox, 305 Data set, 17 di ruang angkasa, 39 apa yang membuat data yang baik ?, 17 perigee dari, 305 declinations, 304 jarijari, 21 sirkulasi dalam, 105, 219 Tingkat rotasi, 108 Antartika melingkari kini, ilmu bumisistem, 8 229 sounders gema, 29 30 ideide dasar, 219 kesalahan dalam pengukuran, 30 pentingnya, 212 eddy difusivitas, 120 pengamatan, 222 eddy viskositas, 120 teori untuk, 219 222 Ekman lapisan, 115 , 135 143 , 151 , 164 . https://translate.googleusercontent.com/translate_f

259/265

2/9/2017


densifikasi, 224 density, 84 mutlak, 84 akurasi, 88 anomali atau sigma, 84 persamaan negara, 87 permukaan netral, 87 potensial, 85 diapycnal pencampuran, 123, 125 , 127 difusif konveksi, 131

202 bawah, 136, 140 karakteristik, 148 upwelling pesisir, 145 didefinisikan, 135 mendalam, 139 Asumsi Ekman, 137 , 141 pengaruh stabilitas, 142 pengamatan, 142 permukaan laut, 135 139 konstanta permukaanlapisan, 138

halaman 343

INDEKS

335

teori, 136 di Atlantik Utara, 195 Ekman Nomor, 139 mengalir Ekman memompa, 2 , 145 147 , 149 , 205 . konservatif, 202 207 210 , 219 , 239 jenis, 105 didefinisikan, 147 aliran Misalnya, 208 apung, 51 Ekman transportasi, 143 145 , 186 , 232 . perhitungan langsung 236 , 299 embusan pengukuran Probe, 57 transportasi massal didefinisikan, 143 pengukuran radiometer, 58 menggunakan, 145 data global set untuk, 61 Volume transportasi didefinisikan, 144 Perhitungan tidak langsung El Ni~no, 240 246 rumus massal, 58 didefinisikan, 243 fluks panas laten peramalan, 251 , 253 perhitungan, 60 model atmosfer, 252 radiasi gelombang panjang net, 60 model digabungkan, 253 fluks panas yang masuk akal model kelautan, 252 perhitungan, 61 mengamati, 250 fluks air telekoneksi, 248 perhitungan, 60 teori, 244 penyesuaian fluks, 271 El Ni~noSouthern Oscillation (ENSO), koreksi fluks, 271 melihat Southern Oscillation form drag, 202, 232 Envisat, 33 seri Fourier, 279 persamaan keadaan, 87 Fourier Transform, 279 proses khatulistiwa, 236 gesekan, 104 El Ni~no, 240 kecepatan gesekan, 121 Ni~na, 240 dan stres angin, 121 terpendam, 237 laut sepenuhnya dikembangkan, 285 teori, 238 sirkulasi umum, 105 gelombang equatorially terjebak, 247 geoid, 32 , 32, 33 , 155 , 156 , 158 , 160 . equinox, 305 161 , 181 presesi, 305 kesalahan, 158 ERS satelit, 11 , 33 , 48 , 63 , 156 . undulations, 32, 33 , 155 251 , 269 , 292 dinamika fluida geofisika, 8 Persamaan Euler, 109 geofisika, 8 Pengukuran Eulerian, 179 geopotensial, 155 , 160 akustikdoppler profiler saat ini, anomali, 162 180 meter, 160 f pesawat, 104 permukaan, 160 , 161 dinamika fluida di, 205 Geosat, 11 , 33 , 156 , 290 TaylorProudman Teorema, 205 IkutiOn misi, 269 menjemput, 287 geostropik pendekatan, 3 , 152 , 169 mengapung, 175 keseimbangan geostropik, 151, 152, 181 ALACE, 175 dan gelombang Rossby, 248 Argo, 97 , 175 , 269 mengabaikan gesekan, 170


260/265

2/9/2017


halaman 344

336

INDEKS

keterbatasan, 169 GRACE, 143 , 156, 158 tidak dekat khatulistiwa, 170 , 239 gravitasi, 103 arus geostropik, 3 , 14 , 15 , 149 . efek rumah kaca, 55 163 kecepatan kelompok, 275 pengamatan altimeter dari, 126 Gulf Stream, 5 , 172 , 194 , 198 dan Ekman memompa, 145 , 208 dan mendalam pencampuran, 222 dan Ekman transportasi, 209 dan pencampuran, 125 dan tingkat tidak ada gerak, 170 sebagai arus batas barat, berasimilasi mod numerik 105 , 193 els, 267 dihitung dengan MICOM numerik dihitung dengan model numerik, 260 Model, 261 tidak bisa berubah, 169 perhitungan, 266 , 267 , 269 komentar pada, 164 penampang, 168 , 223 interior dalam, 219 permukaan kepadatan, 172 pusaran, 125 , 126 pusaran, 172 persamaan untuk, 153 155 , 160 prakiraan, 267 , 268 dari altimetri, 155 158 prakiraan, 272 dari data hidrografi, 158 172 Peta FranklinFolger dari, 13 dari kemiringan permukaan kepadatan, 171 adalah baroklinik, 163 di Gulf Stream, 170 dipetakan oleh Benjamin Franklin, 7 . di pedalaman laut, 207 9 , 13 di Pasifik, 210 dipetakan oleh mengapung, 193 diukur dengan altimetri, 170 , 181 dipetakan oleh Topex / Poseidon, 156 Teori Munk untuk, 198 timur laut dari Cape Hatteras, 170 tidak dekat khatulistiwa, 239 pengamatan, 192 relatif, 164 posisi, 266 , 267 relatif terhadap tingkat tidak ada gerak, 181 wilayah resirkulasi, 194 relatif terhadap bumi, 164 sketsa, 197 permukaan, 155 selatan dari Cape Cod, 164 Teori Sverdrup untuk, 197 Teori Stommel untuk, 189 kecepatan, 147 TS plot, 224 vertikal dan Ekman memompa, 207 transportasi, 192 , 214 vortisitas, 201 transportasi panas oleh, 213 kendala vortisitas, 205 , 206 kecepatan, 172 persamaan geostropik, 152, 153 vortisitas, 200 keterbatasan, 169 menggoyangkan, 266 transportasi geostropik, 189 gyres, 105 Global yang Conveyer Belt, 213 Global Samudera data Asimilasi Mantan anggaran panas, 51 periment distribusi geografis istilah, mengapung, 175 65 produk, 268 pentingnya, 52 curah hujan global yang hal, 51 , 53 peta, 61 melalui bagian atas atmosfer, Global yang Pengendapan Klimatologi Proyek, 69 64 zonal rata, 65

halaman 345

INDEKS

337

fluks panas, 2 , 47 , 51, 65 , 237 , 252 , 259 . dan Doppler akustik pro saat 261 , 267 , 270 , 272 filer, 180 dari icoads, 72 digunakan untuk salinitas, 93 dari model numerik, 64 , 65 hidrografi, 8 ratarata global, 67 kesetimbangan hidrostatik, 151 inframerah, melihat fluks inframerah es usia, 215 laten, melihat fluks panas laten ICOADS (internasional yang komprehensif Maksud tahunan, 68 lautatmosfer kumpulan data), pengukuran, 72 43 , 60 , 61, 62 , 65 , 92 , 93 , 243 pengukuran, 57 in situ, 11, 84 , 85 , 87 net, 67 , 70 , 72 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

261/265

2/9/2017


net melalui bagian atas atmosfer, inersia saat ini, 134, 135 , 147 68 , 70 , 71 gerak, 133 Oberhuber atlas, 253 osilasi, 3 , 134 poleward, 215 periode, 135, 142 , 148 masuk akal, melihat fluks panas yang masuk akal fluks inframerah, 68 surya, melihat insolation Ratarata tahunan, 56 unit, 52 faktor yang mempengaruhi, 54 zonal rata, 66 , 70 net, 55 penyimpanan panas, 69 insolation, 51, 53 , 70 musiman, 53 penyerapan, 65 transportasi panas ratarata tahunan, 54 , 67 perhitungan, 70 di permukaan, 65 metode langsung, 70 di atas atmosfer, 54 , 65 , 70 Metode residual, 70 seimbang dengan penguapan, 65 permukaan metode fluks, 70 perhitungan, 59 , 60 , 64 Global yang Conveyer Belt, 213 faktor yang mempengaruhi, 53 meridional, 68 , 68 peta, 59 kelautan, 213 maksimum, 40 Peristiwa Heinrich, 216 zonal rata, 62 , 65 , 66 Data hidrografi, 158 , 162 ketidakstabilan di Gulf Stream, 172 , 196 , 223 dan altimetri, 181 dinamis, 129 dan arus geostropik, 163 , 164 . International Bureau Hidrografi, 22 . 166 , 168 170 , 181 , 182 27 dan utara sirkulasi Atlantik, 192 International Hydrographic Organization dan potensi vortisitas, 202 tion, 34 dan Sverdrup transportasi, 186 mil laut internasional, 21 dan massa air, 225 Internasional satelit Cloud Clima Kerugian dari, 168 tology Project, 64 dari Carnegie, 185 Masalah inverse, 266 dari Endeavor, 164 , 168 radiasi, 99 bagian hidrografi, 171 , 176 permukaan isobarik, 153 stasiun hidrografi, 96, 161 163 , 167 Model isopycnal, 260 di Antartika melingkari skr permukaan isopycnal, 163 sewa, 230 isotropik turbulensi, 122

halaman 346

338

INDEKS

Jason, 33 , 63 , 156 , 157 , 181 , 269 , 290 akurasi, 33 , 157 Jason2, 156 jet, 105 JPOTS (Pengolahan Oceanographic Data Station), 88

dan Ekman memompa, 207 dan inersia osilasi, 148 dan fitoplankton, 145 arus, 237 arus dalam, 148 diperdalam oleh gelombang Kelvin, 244 khatulistiwa, 236 gelombang Kelvin, melihat gelombang, Kelvin eksternal memaksa dari, 2 , 82 Kuroshio, 43 , 99 lintang tinggi, 83 sebagai arus batas barat, di cekungan timur, 146 105 dalam model numerik, 253 keseimbangan geostropik di, 170 diukur dengan bathythermograph, diamati oleh drifter, 141 95 termoklin, 129 lintang pertengahan, 82 transportasi, 192 pencampuran dalam, 125 lebar, 192 pencampuran melalui dasar, 126 pertumbuhan musiman dan pembusukan, 82 La Ni~na, 240 246 pemanas surya dan fitoplankton, peramalan, 251 , 253 99 model atmosfer, 252 TS plot, 223 model digabungkan, 253 teori, 122 model kelautan, 252 tropis Pasifik, 83 mengamati, 250 upwelling melalui, 146 telekoneksi, 248 kecepatan dalam, 142 teori, 244 pembentukan massa air dalam, 223 Pengukuran Lagrangian, 172 pencampuran, 123 berlubangkaus kaki drifter, 174 gunung laut di atas, 222 satelit dilacak drifter permukaan, sepanjang permukaan konstandensity, 227 173 antara massa air, 224 , 225 pelacak, 175 dan metode core, 225 Sirkulasi Langmuir, 147 dan sirkulasi dalam, 225 fluks panas laten, 51, 56 dan waktu pembilasan, 107 dan fluks panas poleward, 215 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

262/265

2/9/2017


perhitungan, 60 lintang, 21 tingkat permukaan, 30, 32 , 127 , 153 , 155 . 162 ringan, 97 penyerapan, 97 linearitas, 19 bujur, 21

Ratarata horisontal, 125 126 Ratarata vertikal, 123 antara massa air, 223 , 226 oleh angin, 215 diapycnal, 123, 125 , 127 energi untuk, 215 khatulistiwa, 236 horisontal, 126 transportasi meridional, 68 di melingkari kini, 230 , 271 pusaran mesoscale, 105, 151 , 156 , 172 . dalam model numerik, 259 , 260 , 262 258 , 261 , 270 , 272 264 campuran lapisan, 81, 84 , 101 , 120 , 223 , 228 pesisir, 264 dan Ekman lapisan, 141 , 142 Skema GentMcWilliams, 271

halaman 347

INDEKS

339

Skema Mellor dan Yamada, 262 . asimilasi, 266 263 Harvard BukaOcean Model, 267 Pacanowski dan skema Philander, Mercator, 269 270 NLOM, 269 quasigeostropik, 267 atmosfer, 252 Skema Smagorinski, 264 pesisir, 262 di termoklin, 211 , 219 Dartmouth Teluk Maine Model, meningkatkan densitas, 224 262 diukur vertikal, 125 Princeton Ocean Model, 262 meridional, 122 ditambah, 253 , 269 kelautan, 123 akurasi, 270 dari perairan dalam, 125 , 211 , 215 , 219 . Sistem iklim Model, 270 221 , 233 penyesuaian fluks di, 270 272 dari panas ke bawah, 219 Hadley Pusat Model, 270 momentum, 120 , 121 Princeton Ditambah Model, 270 pelacak, 227 sirkulasi dalam, 222 tritium, 228 isopycnal, 260 pada permukaan kepadatan konstan, keterbatasan, 255 259 model mekanistik, 257 pasang surut, 39 , 103 , 125 , 215 , 219 , 300 .model cuaca numerik, 46 311 reanalysis dari, 47 vertikal, 19 , 28 , 123 , 227 Data dianalisa dari, 64 diukur, 125 sumber data dianalisa, 47 zonal, 122 kelautan, 252 Teori pencampuranpanjang, 15 , 121, 122 primitifpersamaan, 259 MODIS, 100 model iklim, 261 viskositas molekul, 116 Geofisika Fluid Dynamics Lab persamaan momentum, 108 pidato Model Modular Samudera koordinat Cartesian, 109 (MOM), 259 Jangka Coriolis, 110 Hybrid Koordinasi Ocean Model, jangka gravitasi, 110 259 bulan, 7 , 103 , 273 , 301 304 , 308 , 312 Paralel Samudra Program Model, koordinat, 304 259 Solusi Munk ini, 190 model simulasi, 257 , 257 spinup, 258 Botol Nansen, 96 badaigelombang, 264 mil laut, 21 Canggih Circulation Model, 265 NavierStokes persamaan, 109 Laut, danau, dan Overland lonjakan radiasi inframerah net, 51 Model, 265 radiasi gelombang panjang net, 60 prediksi pasang surut, 310 jalur netral, 87 Nyquist frekuensi kritis, 281 elemen permukaan netral, 87 permukaan netral, 87 observasi, 4 , 16 Atlantik Utara Deep Water, 94 , 216 . laut, 1 225 227 Samudera Atlantik, 22 model numerik, 4 didefinisikan, 22


263/265

2/9/2017


halaman 348

340 dimensi, 23 kekuatan dominan di, 103 fitur, 27 28 Samudra Hindia, 23 peta, 33 berarti salinitas, 79 rata suhu, 79 tonggak dalam pemahaman, 13 15 Samudra Pasifik, 22 proses dalam, 4 sirkulasi samudera abyssal, 211 , 211, 219 , 222 , 312 dalam Antartika melingkari kini, 229 ideide dasar, 219 pentingnya, 212 pengamatan, 222 teori untuk, 219 222 Gulf Stream daerah resirkulasi, 194 Teori Sverdrup ini, 183 eksperimen kelautan, 17 oceaniccirculation Meridional menjungkirbalikkan, 212 oseanografi, 8 era eksplorasi, 8 12 metode baru, 4 garis jalan, 188 perigee, 305 periodogram, 282 kecepatan fase, 274 oseanografi fisik, 8 gambaran besar, 3 tujuan, 2 dataran, 27 planet vortisitas, 199 potensi density, 85 temperatur, 84 , 85 potensial vortisitas, 202 konservasi konsekuensi, 204 konservasi, 203

INDEKS presisi, 19 tekanan pengukuran, 95 kuarsa Bourdon pengukur, 95 kristal kuarsa, 95 strain gage, 95 vibratron, 95 standar atmosfer, 75 unit, 153 gradasi tekanan horisontal, 104 pseudopasukan, 104 pycnocline, 83 quasigeostropik, 267 Quikscat, 45 , 63 kilauan, 98 curah hujan perhitungan, 60 kumulatif, 60 khatulistiwa, 235 global, 80 Peta, 61 atas lautan dingin, 244 pola, 243 tarif, 251 Texas, 250 tropis, 251 curah hujan dan ENSO, 249 mengurangi gravitasi, 247 Referensi Seawater, 76 referensi permukaan, 164 relatif vortisitas, 200 Reynolds Stres, 117 , 119 perhitungan, 119 Richardson Nomor, 129 pegunungan, 27 arus rip, 293 , 296 , 312 Gelombang Rossby, melihat gelombang, Rossby Karet Duckie Spill, 178 salinitas, 73, 74 akurasi, 88 , 93 berdasarkan chlorinity, 74

halaman 349

INDEKS

341

berdasarkan konduktivitas, 75 konservasi, 224 distribusi geografis, 77 pengukuran, 93 pengukuran dengan kedalaman, 95 praktis, 76 Praktis Skala Salinitas, 75 Referensi, 76 sederhana vs lengkap, 74 https://translate.googleusercontent.com/translate_f

264/265

2/9/2017


garam fingering, 131 sampling error, 17 , 18, 44 , 46 , 60 , 158 satelit altimetri, 156 , 290 , 310 kesalahan dalam, 157 peta dari dasar laut topografi, 33 sistem, 31 digunakan dalam mengukur kedalaman, 30 satelit dilacak permukaan drifter, 173 scatterometer Quikscat, 44 scatterometers, 44 , 45 , 47 , 49 , 59 ,


265/265

Introduction To Physical Oceanography-RobertH.Stewart (versIndonesia)

Recommend Documents