Makalah oseanografi fisik

BAB 11

SIRKULASI TERMOHALIN DILAUTAN

Disusun oleh

Asri Mursawal

Indah Permatasari

Khairul Tarmizi

Rahmatullah

Sabila Riska

Sandy Musviza

KOORDINATORAT KELUATAN DAN PERIKANAN

UNIVERSITAS SYIAH KUALA

BANDA ACEH

2012

BAB 11

SIRKULASI TERMOHALIN DI SAMUDRA

11.1 Aliran udara pada laut dan distribusi dari permukaan11.1.1 Panas, air tawar, dan perubahan daya apung11.1.2 Interpretasi dari distribusi suhu permukaan11.1.3 Tempat-tempat dari deep convection

11.2 Pengamatan dari siklus termohalin11.2.1 Kesimpulan dari distribusi11.2.2 skala waktu dan intensitas dari siklus termohalin

11.3 Dinamika model dari sirkulasi termohalin11.3.1 Kesimpulan skema sirkulasi abyssal dari teori Taylor-Proudman11.3.2 GFD Lab XIV: sirkulasi abyssal11.3.3 mengapa arus ke barat sangat terbatas?11.3.4 GFD Lab XV: sumber perputaran arus rendah pada basin

11.4 Pengamatan dari sirkulasi abyssal lautan11.5 Asal dan transpor pemanasan laut

11.5.1 Transpor pemanasan meridional11.5.2 Mekanisme dari transpor pemanasan laut dan pemisahan antara pemanasan laut Dan atmosfer

11.6 pengangkutan air tawar oleh laut11.7 Bacaan lebih lanjut11.8 Masalah

Sirkulasi termohalin adalah bagian dari sirkulasi laut diakibatkan oleh bertambahnya kedalaman yang menyebabkan hilangnya daya apung pada permukaan lintang kutub, seperti yang dibahas dalam Gambar. 11.1 Seperti yang kita lihat deep convection sangat terbatas pada daerah-daerah tertentu; khususnya bagian utara samudra Atlantik Utara dan di sekitar Antartika. Namun efeknya bersifat global. bentuk besar dari sirkulasi jungkir-balik (overtunning) meridional mengatur seberang equator dan bagian bumi yang sama dengannya. Tidak seperti sirkulasi yang dibawa oleh angin yang hanya terbatas beberapa kilometer atau lebih, sirkulasi termohalin memiliki peran utama dalam mengatur laut bagian abyssal (dasar). Sirkulasi angin dan daya apung (bab 10) memiliki peran penting dalam transportasi panas meridional. Namun, karena terjadi dalam waktu yang lama dan arus yang terlibat sangat sedikit, sirkulasi termohalin jauh lebih baik diamati atau dipahami. Kita akan mempelajari teori yang memiliki peran penting dalam membentuk konsep kita tentang pola sirkulasi dan mekanismenya.

Gambar 11.1 pertukaran udara pada laut dalam diatur oleh konveksi pada lintang kutub, disebabkan karena hilangnya daya apung (bertambah dingin dan/atau pemasukan garam) karena permukaan air perlahan semakin dalam. Akibatnya upwelling terjadi dalam skala besar, ditunjukkan pada tanda panah di tengah lapisan

Dalam bab ini, kita akan mendeskribsikan contoh dari panas aliran udara dilaut dan perubahan air tawar yang menyebabkan termohalin dan kemudian mendiskusikan pola aliran abyssal dari tingkat pengamatan seperti salinitas dan oksigen. Kita kemudian mengembangkan sebuah konsep sederhana dan melakukan percobaan dilaboratorium yang terkait percobaan termohalin dengan penjelasan yang dinamis, sirkulasi Taylor-Proudman membahas wind-driven dalam Bab 10. Model ini memprediksi adanya arus barat yang terbatas membawa fluida dari tempat asalnya yang keberadaannya dikonfirmasi oleh pengamatan. Akhirnya kita membahas peran wind-driven dan termohalin dalam perubahan panas meridional dan air tawar.

11.1. ALIRAN UDARA PADA LAUT DAN DISTRIBUSI PERMUKAANNYA11.1.1. panas, air tawar, dan perubahan daya apung

Sebagaimana dibahas dalam Bab 4, konveksi atmosfer dipicu oleh pemanasan pada permukaan. pengangkutan masa secara vertikal terbatas ke beberapa daerah didorong kuat oleh arus yang bergerak keatas akibat pemanasan laut dan massa tanah di daerah tropis, dengan luas daerah yang berbeda (pahami siklus meridional lautan pada gambar 5.21). Berbeda dengan atmosfer, laut memiliki tekanan atas yang disebabkan oleh aliran udara pada laut. Oleh karena itu konveksi laut menjadi yang paling lazim di daerah dingin, di mana stratifikasinya kecil, seperti kebanyakan di daerah garis lintang pada musim dingin, dimana densitas permukaan dapat meningkat disebabkan karena:

1. Pendinginan langsung yang menyebabkan berkurangnya suhu dan meningkatnya densitas. 2. Tidak terbentuknya air asin menjadi es, sehingga meningkatkan salinitas (dan meningkatkan

densitas) dari air langsung di bawah es.

Apakah parcel air yang tenggelam tergantung pada anomaly daya apungnya (seperti yang dijelaskan dalam Bagian 4.2.1), dijelaskan pada persamaan 4-3, yang kita adopsi kembali:

b=−gσ−σ0

ρref

(11-1)

di mana g adalah percepatan gravitasi, dan σ−σ 0adalah perbedaan densitas antara parcel air dan

daerah sekitarnya (lihat Persamaan 9-5.). Seperti yang dibahas dalam Bagian 9.1.3, daya apung air laut pada permukaan tergantung pada T dan distribusi S. Untuk menentukan apakah konveksi akan terjadi kita harus mempertimbangkan perubahan panas dan jarak lintas air tawar pada permukaan laut, yang menginduksi T, S yang menyebabkan daya apung berubah, serta kolom air yang telah terpisahkan

Persamaan yang mengatur evolusi T dan S adalah:

DTDt

= −1ρref cw

∂ ε∂ z (11-2)

DSDt

=S∂ ε∂ z '

(11-3)

dimana Cw adalah kapasitas air panas (lihat Tabel 9.3), dan Q dan E masing-masing adalah, perubahan vertikal air panas dan air tawar yang disebabkan oleh konveksi aliran udara pada laut, pembentukan es, dan pencampuran vertikal di laut (seperti yang digambarkan pada Gambar 9.11.). Pada permukaan Q = Qnet, perubahan panas di seluruh permukaan laut (lihat Persamaan 11-5) dan ε = εpermukaan = E - P (penguapan dikurangi curah hujan, termasuk yang dialirkan kesungai dan proses pembentukan es) adalah perubahan air bersih segar yang melintasi permukaan laut. Secara khusus Q dan kekurangan E dengan kedalaman di tambahkan dengan lapisan dari nilai-nilai permukaan. Perhatikan bahwa tanda minus di Persamaan. 11-2 merupakan panas yang hilang dari laut (Qnet> 0), yang menyebabkan suhu menurun.

Persamaan daya apung dapat disimpulkan dengan mengambil D / Dt dari Pers. 11-1 dan menggunakan Pers. 9-5, 11-2, 11-3 dan diperoleh

DbDt

=−gρref

[ αT

Cw

∂ Q∂ z

+ρ ref βs S∂ ε∂ z ]=−∂ B

∂ z '

di mana B adalah perubahan veritikal daya apung, yang memungkinkan kita untuk mengidentifikasi perubahan daya apung air laut:

Surface= gρref

( α T

Cw

Q net+ρref βs S ( E−P ))(11−4 )

dimana αT, βS didefinisikan dalam Pers. 9-3 dan 9-4. Satuan perubahan daya apung m2 s-3, diman kecepatan × percepatan. Kita melihat bahwa perubahan daya apung terdiri dari komponen termal dan haline.

Perubahan panas melalui permukaan laut sendiri terdiri dari beberapa komponen:

Qnet = QSW + QLw +Qs +QL (11-5)

Perkiraan berbagai istilah dari pengamatan ditunjukkan pada Gambar 11.2, 11.3, dan 11.4. dalam satuan Wm-2.

Perubahan gelombang pendek adalah akibat radiasi matahari mencapai permukaan laut dan menembus laut (laut memiliki Albedo rendah, lihat Tabel 2.2), yang mencapai 100-200 meter, tergantung pada kecerahan air. perubahan gelombang panjang adalah perubahan radiasi gelombang

Thermal Haline

shortwave longwave Sensible Flux Latent Flux

panjang pada permukaan akibat radiasi oleh laut sesuai dengan hukum “blackbody” Eq. 2-2, dari atmosfer dingin dan lapisan penguapan air.

Perubahan panas yang sering terjadi adalah perubahan panas melalui permukaan laut akibat pertukaran turbulensi. Hal ini tergantung pada kecepatan angin dan Perbedaan suhu aliran udara kelaut sesuai dengan rumus (perkiraan) berikut:

Qs = airCpCSU10 (SST – T air)

GAMBAR 11.2. Atas: daerah rata-rata perpindahan panas ke laut akibat isolasi Q sw, dan kehilangan radiasi gelombang panjang QLW, perubahan panas tampak QS, dan perubahan panas tersembunyi QL, dihitung oleh DaSilva, Young, dan Levitus (1995) menggunakan data COADS. Rendah: perubahan panas bersih dihitung melalui permukaan laut dari data di atas (garis utuh) dan perubahan panas bersih dibatasi untuk memberikan panas dan pengangkutan air tawar (fresh water) oleh laut yang sesuai perhitungan independen dari transportasi. Daerah di bawah kurva yang lebih rendah seharusnya menjadi nol, tetapi 16Wm-2 untuk kasus tak terbatas (garis utuh) dan -3 Wm-2 untuk kasus terbatas (garis putus-putus). Dari Stewart (2005).

dimana ρair adalah kerapatan udara di permukaan, cS adalah keseimbangan koefisien massal tergantung pada perpindahan panas (yang biasanya memiliki nilai sekitar 10 -3), cp adalah spesifik panas udara, Tair dan U10 adalah, suhu udara dan kecepatan angin pada ketinggian 10m dan SST adalah suhu permukaan laut. Perhatikan bahwa jika SST> Tair, QS> 0 dan perubahan panas keluar dari laut yang menyebabkan dingin. Suhu rata-rata keseluruhan permukaan laut memang 1 atau 2 derajat lebih hangat dari atmosfer dan sebagainya, pada rata-rata, panas akan ditransfer dari laut ke atmosfer; lihat kurva daerah rata-rata di Gambar. 11.2.

Perubahan panas tersembunyi adalah perubahan panas yang disebabkan penguapan air. Uap air meninggalkan laut akhirnya mengembun menjadi tetesan air membentuk awan, seperti yang dijelaskan dalam Bab 4 dan pada Gambar. 11,5, lepasnya panas tersembunyi akibat penguapan ke atmosfer. perubahan panas laten tergantung pada kecepatan angin dan kelembaban relatif menurut Persamaan 11-6,

QL = air Le cL u10 (q* (SST) – qair), (11-7)

dimana CL adalah transfer keseimbangan koefisien massal untuk uap air (seperti cS dalam Pers. 11-6, biasanya memiliki nilai ~ 10-3), Le adalah penguapan panas latent, qair adalah kelembapan spesifik (dalam kg uap per kg udara), dan q* adalah kelembaban tertentu di titik jenuh yang tergantung pada SST (lihat Bagian 4.5.1). Angin kencang dan penguapan udara kering jauh lebih banyak mengandung air daripada angin lemah dan udara lembab. Hilangnya penguapan energi dengan sensitivitas suhu dari kejenuhan tekanan penguapan air. (lihat Gambar 1.5.) dan tingginya peningkatan seiring dengan kerapatan uap antara laut dan udara. Pada lintang yang lebih tinggi di mana pengangkutan penguapan tidak telalu penting dan pengangkutan panas, yang bisa memiliki arti sendiri menjadi lebih penting (lihat Gambar 11,3).

GAMBAR 11.3. peta keseluruhan dari QSW + QLW, QL dan QS di permukaan laut dalam Wm-2. Daerah dimana perubahan meningkat keatmosfer, warna hijau, daerah di mana perubahan meurun kelaut,warna coklat teduh. Interval kontur adalah 50 Wm-2. Dari Kalnay et al. (1996)

GAMBAR 11,4. Peta keseluran dari perubahan rata-rata panas Qnet, lintas permukaan laut dalam Wm-2. daerah di mana perubahan meningkat, ke atmosfer, yang berbayang hijau, daerah di mana perubahan menurun, ke laut, yang berbayang coklat. Interval kontur adalah 50 Wm-2. Dari Kalnay et al. (1996).

Hal ini sangat sulit untuk langsung mengukur istilah yang membentuk persamaan 11-5. perkiraan dapat dibuat dengan menggabungkan pengukuran in situ (bila tersedia), satelit pengamatan, dan output dari model numerik hasil pengamatan. Daerah perkiraan rata-rata persamaan. 11-5 ditunjukkan pada Gambar. 11.2. Kita melihat bahwa puncak QSW di daerah tropis agak seimbang

karena proses penguapan QL dan terjadinya radiasi gelombang panjang QLW, dan Qs hanya memiliki sedikit kontribusi. Perhatikan bahwa radiasi matahari adalah satu-satunya yang membuat laut panas. Sumber utama pendinginan adalah QL. ini merupakan ciri khas besar yang dapat diperkirakan dengan mencatat pengangkutan bersih H2O dalam penguapan harus merupakan hal yang sama (lihat Gambar 11.5.). ini menunjukkan bahwa perubahan atas energi dalam bentuk tersembunyi adalah:

QL ≤dmdt

GAMBAR 11.5. Panas dalam bentu tersembunyi dari dalam yang diambil dari laut untuk penguapan air yang kemudian dilepas ke atmosfer ketika uap mengembun untuk membentuk hujan.

di mana Le adalah penguapan panas dan m adalah massa air yang jatuh meter per persegi (catatan bahwa tingkat curah hujan dan memiliki satuan kecepatan, paling sering dinyatakan dalam meter per tahun). Memasukkan nilai-nilai numerik dari Tabel 9.3, hasil persamaan sebelumnya 71Wm -2 untuk my-1 curah hujan. Hal ini secara luas dalam dengan Gambar 11.2, karena tahunan artinya curah sekitar 1 my-1.

Perhatikan bahwa jika laut tidak mengalami pemanasan atau pendinginan dalam jangka waktu yang lama, perubahan aliran panas udara ke laut terintegrasi di atas permukaan laut, daerah dibawah terus menerus berada pada garis hitam seperti pada Gambar 11.2 harus nol. Pada kenyataanya karena ketidakpastian dalam data, adalah 16Wm-2. Ini merupakan perubahan yang ridak realistis, kita dapat menyimpulkan dengan mudah sebagai berikut. Jika laut yang memanas akibat perubahan aliran udara kelaut maka besaran Qnet untuk kedalaman h dari waktu ke waktu adalah ∆t, yang menghangatkan (dengan asumsi itu menjadi tercampur) dengan jumlah ∆T diberikan, Lihat Persamaan. 11-2:

∆ T=Qnet ∆ t

h ρref cw

atau 0,750C untuk setiap 1Wm-2 dari ketidakseimbangan global yang berkelanjutan untuk jangka waktu 100 tahun, dengan asumsi h = 1 km, dan data dalam Tabel 9.3. ini adalah 12 0C jika ketidakseimbangan adalah 16Wm-2! “pengamatan” pemanasan laut pada saat termoklin selama setengah Abad ke-20 adalah beberapa hampir tidak terlihat persepuluh a0C. dengan sangat jelas Qnet

terlihat melebihi yang padakenyataannya sangat dekat dengan nol. Dengan demikian, pada panel bawah dari Gambar 11.2, a dibatasi (disesuaikan) daerah rata-rata perkiraan Qnet ditunjukkan oleh garis putus-putus, daerah di bawah yang dekat dengan nol. Ini jauh lebih mungkin untuk distribusi.

Kita sekarang melihat bahwa keuntungan dari pemanasan laut di daerah tropis dan kerugian di lintang tinggi, seperti terlihat layaknya.

Distribusi geografis dari Qnet dan E - P ditunjukkan pada Gambar 11.4 dan 11.6. keseluruhan keduanya mendekati nol sempurna. Kami biasanya melihat pendinginan dari laut di subtropics bagian utara dan lintang tinggi, dan khususnya daerah yang mengalami pendinginan selama Kuroshio dengan pertambahan aliran Gulf, melebihi 100Wm-2 dalam rata-rata tahunan. yang terakhir ini adalah tempat dimana, pada musim dingin, udara yang sangat dingin bertiup ke laut dari daerah dingin dan dimana arus barat laut terbatas yang membawa air hangat dari daerah tropis didaerah lintang tinggi. Seperti daerah yang kehilangan panas tidak seprti halnya di bumi bagian selatan karena penjajaran dari darat dan sebagian besar tidak memiliki laut. Selain itu, karena “pengambilan” dari laut jauh lebih besar, suhu aliran udara kelaut berbeda dank arena itu perubahan aliran udara kelaut harus berkurang. pada daerah tropis kami mengamati pemanasan laut karena radiasi pendek gelombang matahari.

Pola dari E – P, Gambar 11.6, menunjukkan kelebihan penguapan selama curah hujan di daerah subtropis, yang menyebabkan salinitas tinggi terlihat pada Gambar 9.4. Pengendapan melebihi penguapan di daerah tropis (pada sirkulasi Hadley), dan juga di lintang tinggi. Hal ini menciptakan anomaly pada permukaan air tawar (cf. lihat Gambar. 9.4) dan kejadian ini menstabilkan kolom air.

Pendapat lain dari sirkulasi termohalin dapat dilihat pada Gambar 11.7 yang menunjukkan perubahan rata-rata daya apung udara yang mengalir kelaut Bsurface yang didefinisikan pada Persamaan 11-4, dan komponen termal dan haline yang menyebabkan hal tersebut. Kehilangan daya apung dari puncak laut pada daerah subtropis, namun kita tidak melakukan pengamatan kedalaman lapisan yang bercampur di lintang ini (lihat Gambar 9.10). ternyata kehilangan daya apung tidak cukup kuat untuk “menyelesaikan” stratifikasi yang kuat dari termoklin utama (cf. Gambar 9.7). terlihat jelas dari Gambar 11.7 bahwa komponen haline menyeimbangkan lautan kutub (curah hujan lebih tinggi daripada penguapan pada daerah lintang tinggi), tetapi pada umumnya lebih lemah daripada kontribusi termal terhadap perubahan daya apung. Namun demikian, dalam iklim saat ini, lemahnya statifikasi di lautan kutub memungkin daya apung yang hilang untuk memicu konveksi deep-reaching dengan terjadinya pertukaran udara dilaut bagian abyssal. Dalam iklim masa lalu diperkirakan bahwa pasokan air dingim ke kutub berbeda (karena, untuk kelembaban,transportasi atmosfer meningkat pada iklim hangat atau hancurnya es kutub yang meningkatkan air dingin) dan bisa menjadi pendorong penting dari iklim variabilitas (lihat Bagian 12.3.5)

GAMBAR 11.6. peta kejadian penguapan rata-rata (E), curah hujan (P), dan penguapan dikurangi curah hujan (E - P) diseluruh dunia. Dalam peta bawah, E> P atas daerah hijau, P> E di atas area coklat. Kontur Interval adalah 0,5my-1. Dari Kalnay et al. (1996).

GAMBAR 11.7 daerah rata-rata daya apung (garis hitam tebal) dan (garis putus-putus) termal dan haline (garis tipis) komponen yang menebusnya, Eq. 11-4 dalam satuan m2 s-3. Data dari Arnaud Czaja (Imperial College). Perhatikan bahwa perubahan panas 50 Wm-2 kira-kira sama dengan perubahan daya apung dari 2 × 10-8 m2 s-3. Data dari Kalnay et al. (1996).

Akhirnya kita mencatat bahwa komponen pada gambar. 11.4, 11.6, dan 11.7 hanya menunjukkan perubahan daya apung yang berhubungan dengan pertukaran udara yang mengalir ke laut; efek diabaikan, misalnya air asin, tidak terjadinya pembentukan es yang diduga menjadi penyebab utama dalam bertambahnya air di sekitar Antartika. Es yang mengalir ke equator di lapisan permukaan Ekman (di sebelah kiri angin di belahan bumi selatan) meninggalkan air asin dan karenanya padat belakang, yang rentan terhadap penguapan.

11.1.2. Interpretasi Distribusi Suhu Permukaan

Pengamatan distribusi SST ditunjukkan pada Gambar 9.3, 9.14, 9.15, dan 9.16 dipertahankan oleh (i) perubahan panas melalui permukaan laut, (ii) perubahan panas melalui campuran Lapisan dasar dengan upwelling/downwelling, dan (iii) adveksi horizontal.

Pertama, mari kita menganggap garis lintang tropis. Gambar. 11,8 menggambarkan aspek penting dari kontribusi perubahan udara yang mengalir ke laut. Kita mengambil sebuah Tair suhu rata-rata udara = 270C yang menghasilkan kelembaban tertentu sekitar 15 g kg-1 jika kelembaban relatif 70%. Dengan asumsi kecepatan rata-rata angin 3ms-1, kontribusi dari QSW, QLW, QS, dan QL diplot sebagai fungsi SST menggunakan rumus Pers. 11-6 dan 11-7. Radiasi gelombang pendek yang masuk mencapai permukaan diasumsikan 341 Wm-2 dan diimbangi kembali radiasi QLW, kehilangan panas QS

(ketika SST> 270C) dan QL menguap. Karena QL meningkat sangat tajam dengan suhu batas alami di tropis SST yang tergantung pada radiasi yang tersedia dan kecepatan angin. Untuk parameter yang dipilih, pasokan energi dan kerugian pada SST sekitar 300C. Pada suhu sedikit di atas batas ini, penguapan yang terjadi jauh lebih besar akibat radiasi matahari, pembatasan SST. Penguapan timbale balik menjelaskan mengapa suhu tropis begitu stabil. Pada kenyataannya bahkan sebagian energi dibawa turun ke laut dan energi matahari diserap dalam beberapa meter tepat di permukaan. Namun demikian, batas SST digambarkan pada proses permukaan dalam Gambar 11.8 sangat berperan dalam mengatur suhu permukaan di daerah tropis.

GAMBAR 11.8. Kontribusi dari perubahan udara yang mengalir ke laut: QSW, radiasi matahari yang masuk, dan QLW, QS, dan QL yang memyebabkan hilangnya energi (lihat Persamaan 11-5), diplot sebagai fungsi dari SST menggunakan rumus massal, Pers. 11-6 dan 11-7.

Pada iklim subtropis, prinsip penguapan kehilangan panas yang lama (lihat Gambar 11.3) dan sedikit bervariasi sepanjang tahun. Karena isolasi dari siklus musiman, ada berkurangnya energi pada musim dingin dan kelebihan energi pada musim panas. Seiring dengan pendinginan ke atmosfer, upwelling dari fluida dingin pada daerah subkutub dalam gyres membantu mempertahankan suhu permukaan tetap rendah pada daerah kutub lintang. Pada daerah lintang sangat tinggi mengakibatakan hilangnya daya apung dari laut pada daerah yang stratifikasinya sangat lemah. Hal ini, dapat memicu mendalamnya jangkauan konveksi yang menyebabkan dalamnya lapisan campuran dan bisa terbentuknya pertukaran udara didaerah abyssal.

Turbulensi Skala kecil di laut memungkinkan terjadinya perubahan suhu di permukaan sampai lapisan yang lebih dalam, seperti sketsa pada Gambar. 9.11. Angin menghasilkan turbulensi yang menyebabkan kondisi isothermal di atas 20-50 m dari laut dengan diskontinuitas yang nyata di dasar. Faktor utama dalam menentukan sifat distribusi permukaan adalah pola Ekman yang ditampilkan dalam Gambar. 10.11. Misalnya, di daerah khatulistiwa pertukaran angin yang membawa Ekman jauh dari khatulistiwa yang membawa air dingin naik dari bawah. Suhu permukaan mungkin sebenarnya lebih rendah di sepanjang khatulistiwa daripada utara atau selatan.

Seperti pertimbangan dari keseimbangan energi di permukaan, angin-pembawa Ekman dan turbulensi, memberikan penjelasan utama dari banyak fitur distribusi SST dan variasi musiman yang ditunjukkan pada Gambar 9.3, dan pencerminan variasi yang terdapat dalam radiasi matahari yang dipengaruhi oleh perubahan udara yang mengalir ke laut dan panas, adveksi (baik horizontal dan vertikal), dan pencampuran dari lapisan yang lebih dalam. Proses ini sering kali diartikan dalam model jangka waktu vertikal satu-dimensi yangberusaha menampilkan proses pengangkutan panas dan daya apung melalui lapisan campuran, oleh angin dan konveksi yang dibawa oleh turbulensi, dan laut dalam dan gerak vertikal.

Hal ini juga patut dicatat bahwa Atlantik utara lebih hangat dari Pasifik Utara dan laut bagian selatan pada lintang yang sama dalam musim yang sama. Kehangatan relatif Atlantik ke Pasifik diperkirakan merupakan konsekuensi dari perbedaan pola angin permukaan. Di Utara Atlantic lingkaran angin (sepanjang perluasan dari arus barat terbatas yang cenderung mengalir) kemiringannya jauh lebih banyak daripada di Pasifik, yang menyebabkan aliran Gulf membawa permukaan air hangat ke lintang paling utara di Atlantik.

11.1.3 Tempat-tempat dari konveksi dalamPerbandingan dari gambar 11.4 dan 11.6 dengan Gambar. 9.10 memperlihatkan bahwa tidak

ada hubungan langsung antara pola daya apung dari udara yang mengalir ke laut dan pola campuran lapisan dalam. Hal ini karena kekuatan pokok dari stratifikasi memiliki peran penting sebagai “prasyarat” dari konveksi laut. Campuran lapisan terdalam terlihat di belahan bumi bagian kutub pada saat musim dingin dan dengan fakta dalam pada laut Labrador dan Greenland pada atlantik utara, di mana sering mencapai kedalaman lebih dari 1 km. Di sini stratifikasi laut cukup lemah dan gaya yang cukup kuat memperdalam jangkauan konveksi dan membawa fluida dari laut dalam ke permukaan. Perhatikan bahwa tidak terjadi percampuran lapisan dalam di Samudra Pasifik Utara. Air di permukaan Pasifik utara relatif segar (perhatikan misalnya berapa segar air dipermukaan pasifik daripada atlantik pada gambar 9.4) dan tetap memiliki daya apung ketika air tersebut dingin. Percampuran lapisan dibagian dalam di wilayah yang luas dari laut bagian selatan di musim dingin juga diamati, tetapi dengan pertimbangan tempat yang dangkal daripada tempat di utara atlantik bagian utara

Fakta-fakta dari pengamatan percampuran lapisan dalam dan distribusinya dapat dilihat pada pembahasan Bagian 11.2.1, menunjukkan bahwa konveksi yang mencapai ke dalam laut abyssal hanya di Atlantik (Labrador dan Laut Greenland) dan juga di Laut Weddell, seperti yang ditandai pada Gambar. 11.9. daerah-daerah tersebut, meskipun daerah bagian kecil yang terbatas, tetapi memiliki pengaruh yang besar dalam mengatur dan mengendalikan daerah abyssal. Percampuran tersebut memegang peranan utama dalam variasi iklim (lihat pada pembahasan 12.3.5). pengamatan menunjukkan bahwa ada fitur umum tertentu dan kondisi yang mempengaruhi daerah untuk terjadinya konveksi deep-reaching. pertama, ada gaya atmosfer yang kuat karena pergerakan permukaan dari kondisi termal dan/atau haline (lihat gambar 11.4). Dengan demikian daerah laut yang terbuka, dimana dingin, angin kering dari permukaan tanah atau permukaan es bertiup melalui air menyebabkan pengaruh besar yang membuat sensible dan panas tersembunyi dan pergerakan kelembaban. Kedua, stratifikasi di bawah lapisan permukaan-campuran lemah, yang mungkin menyebakan terjadinya konveksi. Dan ketiga, lemahnya stratifikasi air yang mendasari membawa kearah atas permukaan jadi kita bisa membaca dan langsung membuka daya apung yang hilang dari permukaan. Kondisi terakhir ini disukai oleh sirkulasi cyclonic dengan densitas permukaan, yang berbentuk “kubah terbalik'' ke permukaan yang dibawa ke atas oleh Ekman melalui gyres subkutub (Gbr. 10.11). tempat dimana konveksi dalam terjadi, gradien daya apung vertikal lemah yang diamati (lihat Gambar 11.9 dengan plot N, Eq. 9-6, pada kedalaman 200 m atas laut) dan kubah isopycnals sampai ke permukaan (lihat Gambar 9.7.).

GAMBAR 11.9. Stratifikasi tahunan rata-rata laut pada kedalaman 200 m, yang diukur dengan N/fref: yaitu, frekuensi daya apung, Eq. 9-6, dinormalisasi dengan nilai referensi parameter Coriolis, fref:= 10-4 s-1. Perhatikan bahwa N/fref:. 20 daerah di mana percampuran lapisan yang mendalam (cf. Gambar 9.10.). daerah yang dalam jangkauan konveksinya ditandai di Laut Labrador, Laut Greenland, Mediterania Barat dan Laut Weddell.

Pengamatan dari kedalaman konveksi

Pengamatan di laut selama konveksi sangat langka karena tidak kondisi yang tidak ramah pada saat konveksi musim dingin terjadi (lihat foto-foto yang diambil dari kapal penelitian di Laut Labrador pada musim dingin, yang diperlihatkan pada Gambar 11.10). pengamatan yang paling hebat pada daerah konveksi dalam adalah laut Labrador. Gambar. 11.11 menunjukkan bagian dari σ dan N melalui Laut Labrador hanya sebelumnya (musim gugur 1996) selama/setelah musim dingin deep convection. Pada bulan Oktober kita melihat stratifikasi lapisan dekat-permukaan, beberapa 500 m atau lebih dalam, overlaying yang relatif tercampur dengan bagus lapisan lanjutan, dibentuk sebelum konveksi. Pada bulan Maret tahun berikutnya, bagaimanapun, konveksi dipicu oleh pendinginan dari permukaan yang telah merusak lapisan yang terstratifikasi, pencampuran menengah, permukaan fluida dan terutama mengarah ke tercampur bagian 200 km beberapa di batas horisontal di tempat, 1500 m secara mendalam. Sama seperti pada studi kami dari konveksi air hangat dari bawah dijelaskan dalam Bagian 4.2.4, pendinginan laut dari atas menghasilkan konveksi yang mengembalikan cairan ke keadaann stabilitas netral dengan kolom tercampur di mana N → 0. Seperti yang diperlihatkan dibawah ini (tidak ditampilkan tetapi mirip dengan Oktober bagian Gambar. 11.11) campuran tersebut memiliki ''telah ditutup-tutupi oleh cairan'' fluida berstatifikasi dari samping. Massa air yang terbentuk oleh konveksi di musim dingin sebelumnya, sekarang sebagai subsurface bolus dari fluida yang mana pada bulan-bulan dan tahun berikutnya diambil ke bagian dalam laut. Proses tersebut sama seperti cerobong asap, tapi mungkin lebih baik digambarkan sebagai analog dengan cara di mana ular menelan telur, seperti sketsa dalam pengaturan diagram skematik keluar dari fase konveksi jauh di dalam laut ditunjukkan pada Gambar. 11.12.11.2. Pengamatan sirkulasi termohalin

Aliran waktu abyssal di laut begitu lemah sehingga tidak dapat diukur secara langsung. Namun sirkulasi abyssal, dan proses konveksi, meninggalkan tanda-tanda dalam distribusi sifat air, yang mana dapat diambil kesimpulan

11.2.1. Kesimpulan dari distribusi yang telah diamati

Massa air yang dipengaruhi oleh konveksi dalam ditandai dengan T dan S adalah nilai-nilai karakteristik wilayah pembentukannya, bersama dengan factor-faktor lain yang membentuknya, seperti tritium dari senjata atom tahun 1960-an dan chlorofluorocarbons (CFC) dari industri dan keperluan rumah tangga. Factor-faktor tersebut dapat berasal jauh dari wilayah pembentukan, kebanyakan factor-faktor luar tersebut terbawa melalui laut. Zona rata-rata bagian T dan S di Samudera Atlantik ditunjukkan pada Gambar. 11.13; lihat juga bagian hidrografi bersama 250W di Atlantik ditunjukkan pada Gambar. 9.9. Kita melihat tiga lapisan yang berbeda dari dalam dan abyssal air laut, dari sumber yang berbeda. Meluncur ke bawah dari permukaan dalam laut selatan hingga kedalaman 1 km adalah Antarctic Intermediate Water (AAIW), dengan salinitas yang rendah (34.4 psu) di dekat permukaan, sedikit lebih rendah dibandingkan suhu air atas dan di bawah. Air ini tampaknya berasal dari sekitar 550S dan berhubungan dengan daerah lapisan campuran jauh di dalam laut sirkumpolar terlihat pada Gambar. 9.10. pada

GAMBAR 11.10. Woods Hole pada pemotongan Knorr kapal dengan kondisi Laut Labrador yang keras selama musim dingin laut Labrador Konveksi Percobaan Jauh (Feb-Mar, 1997) pengamatan ditunjukkan pada Gambar. 11.11. seperti gelombang yang ditunjukkan di atas menyebabkan es terus-menerus membangun-up di kapal, seperti yang dapat dilihat di bagian bawah. Data dari Bob Pickart, WHOI.

GAMBAR 11.11. Top: Bagian dari kepadatan potensial, σ (berkontur), dan stratifikasi, ∂σ/∂z (berwarna), seluruh Laut Labrador pada bulan Oktober 1996, sebelum terjadinya konveksi, dan pada bulan Maret 1997, setelah dan selama musim dingin. Warna ungu menunjukkan daerah stratifikasi sangat lemah. Bawah: Sebuah peta horisontal kedalaman lapisan campuran diamati pada Februari-Maret, 1997, menunjukkan konveksi yang mencapai kedalaman lebih dari 1 km. Posisi bagian ditampilkan di bagian atas ditandai dengan garis putus-putus. Data dari Robert Pickart, WHOI.

Pada Kedalaman 2 km atau lebih, mengisi sebagian dari cekungan Atlantik adalah North Atlantic Deep Water (NADW), dengan salinitas tinggi (34.9 psu) yang berasal dari lintang utara, namun diidentifikasi setelah jauh ke selatan 400S dan seterusnya. Di bagian paling bawah dari laut

adalah Antarctic Bottom Water (AABW), salinitasnya rendah tetapi dingin (dan lebih padat) daripada NADW. Ini memberi kita gambaran dari bentuk pola berlapis yang tenggelam secara perlahan dan penyebaran horizontal air padat, yang diwakili oleh skematis panah pada Gambar. 11.1.

Faktor lain yang berguna dalam sirkulasi adalah oksigen terkarut. Permukaan air yang memiliki kejenuhan dalam kandungan oksigen (pada kenyataannya, mereka sedikit super-jenuh). Sebagai air meninggalkan permukaan (sumber oksigen), yang kandungan oksigen secara perlahan digunakan untuk aktivitas biologi.

GAMBAR 11.12. Skema diagram tiga fase laut terbuka konveksi dalam: (a) preconditioning, (b) konveksi dalam dan pencampuran, dan (c) sinking dan menyebar. Perubahan daya Apung melalui permukaan laut diwakili oleh panah keriting, dan stratifikasi yang mendasari / singkapan ditunjukkan oleh garis kontinyu. Volume cairan dicampur dengan konveksi berbayang. Dari Marshall dan Schott (1999).

GAMBAR 11.13. daerah rata-rata (00600W) suhu (atas) dan salinitas (bawah) distribusi di seluruh Samudera Atlantik. Antarctic Intermediate Water (AAIW), Antarctic Bottom Water (AABW), dan North Atlantic Deep Water (NADW) ditandai. Bandingkam daerah rata-rata dengan bagian hidrografi sepanjang 250W yang diperlihatkan pada Gambar 9.9.

Oleh karena itu, kandungan oksigen memberikan kita waktu dimana kita bisa mengukur “usia” air (yaitu, waktu air meninggalka permukaan); kerendahan kandungan yang “lebih tua” air. kandungan oksigen (dinyatakan sebagai persentase dari kejenuhan) untuk Samudra Atlantik dan Pasifik ditampilkan dalam Gambar 11.14, atas dan bawah, masing-masing..

GAMBAR 11.14. Zona rata-rata kejenuhan oksigen (dalam ml l-1) di Atlantik (00 – 600W) dan Pasifik (150-1900W) lautan.

Di Atlantik, air di laut dalam menunjukkan penuaan progresif dari utara ke selatan, menyiratkan sumber dominan dalam jauh di utara. Namun, air umumnya “Muda” (kejenuhan oksigen> 60%) dimana-mana kecuali pada kedalaman dangkal dari 1 km di lintang rendah, di mana “tua” air (dugaan kami) upwelling yang sangat lambat dari bawh (lihat isopycnals dalam Gambar 9.7). Bahwa air relatif muda dekat pantai Antartika, sekitar 400 -500S dan, terutama, di lintang utara tinggi, adalah bukti bahwa permukaan air sedang bercampur ke bawah pada wilayah Atlantik. Sebaliknya, lautan pasifik memotong seberangnya, Gambar 11.14 (bawah), air yang lebih muda ditunjukkan haya dekat antartik . Air dalam pada lintang utara tinggi memiliki kandungan oksigen yang sangat rendah, dari yang mana kita duga bahwa tidak ada tenggelamnya dari air permukaan di utara pasifik, kecuali di cekungan Arktik.

11.2.2. Skala waktu dan intensitas sirkulasi termohalin

Air yang ditetapkan (pakar oseanografi menggunakan istilah ”formed”) di daerah sumber ditandai pada Gambar 11.9 akan menyebar perlahan-lahan sebelum upwelling kembali ke permukaan untuk menyelesaikan rangkaian aliran massa. Perkiraan kekuatan sumber utama, NADW, sekitar 14 Sv (lihat Bagian 11.4). menggunakan sumber laju tersebut kita bisa membuat beberapa perkiraan dari indicator parameter dari kekuatan sirkulasi. Luas Samudra Atlantik kira-kira sekitar 10 14 m2. Kedalaman ventilasi laut mungkin 3 km (lihat Gambar. 11.13). Jadi salah satu perkiraan skala waktu

sirkulasi yang terjadi Adalah τ= volume lautperubahan volume

=1014 m2 x 3103m1.4 x 107 m3 s−1 ≃700 y kecepatan bersih

rendah horizontal pada laut dalam, kira-kira

v= perubahan volumekedalaman x lebar

= 1.4 x107 m3 s−1

3 x103 m x 5 x106 m≃10−3 ms−1

. Jika upwelling terjadi maka kecepatan

upwelling pada laut bagian basin adalah w= perubahan volumedaerahlautan

=1.4 x 107 m3 s−1

1014 m2 ≃4 m y−1

sepuluh kali lebih kecil dari tipe arus Ekman yang memompa tingkat didorong oleh angin (cf. Gambar. 10.11).

Jadi sirkulasi abyssal sangat lemah, begitu lemah sehingga meyebabkan tidak mungkin untuk diamati secara langsung. Memang kemajuan dalam menyimpulkan pola skala besar sirkulasi abyssal telah banyak dari penerapan teori pengamatan langsung, yang akan kita bahas sekarang.

11.3. MODEL DINAMIKA SIRKULASI TERMOHALIN

11.3.1. Kesimpulan skematis sirkulasi abyssal dari Taylor-Proudman pada bola bumi

Karena kurangnya pengamatan langsung aliran abyssal, teori telah menjadi panduan berharga dalam menyimpulkan sperti apa pola sirkulasi. Titik awal untuk kesimpulan teoritis adalah dua kesimpulan penting dari pengamatan yang dibahas di atas:

1. Air padat (dense water) terbentuk pada permukaan yang kecil, tingginya daerah lokalisasi dari laut di laut kutub. Jadi sirkulasi abyssal tampaknya disebabkan oleh sumber lokal, ditandai pada gambar 11.9. Tapi untuk setiap partikel air yang tenggelam, kita harus kembali ke permukaan. Distribusi properti ditinjau dalam Bagian 11.2.1 menunjukkan bahwa cabang kembali tidak terjadi dalam satu, atau, beberapa lokasi geografis. Kelihatannya adil untuk mendukung, oleh karena itu, ada penyebaran kompensasi upwelling secara luas pada skala dasar, sebagaimana digambarkan dalam diagram skematik yang digunakan untuk memperkenalkan bab ini, Gambar. 11.1

2. Aliran dalam adalah lambat dengan rentang waktu yang sangat panjang. Oleh karena itu akan berada di geostropik, hidrostatik, dan keseimbangan angin termal. Apalagi Pers. 10-12 sangat cocok, mengatakan kepada kita jika kolom fluida yang terbentang atau terjepit kemudian menghasilkan gerak meridional.

  Di daerah upwelling (yang kita bisa menduga, hampir semua laut) kolom fluida di jurang homogen harus berperilaku seperti kolom Taylor dan aliran geostropik pada skala planet akan menjadi divergen.

 

GAMBAR 11.15. Air tenggelam di wilayah lokal di lintang kutub (panah panjang tunggal menunjuk ke bawah) dengan kompensasi upwelling didistribusikan melalui cekungan (panah pendek yang mengarah ke atas). Kolom taylor di pedalaman karena itu bergerak menuju kutub, Persamaan 11-8. Gerakan poleward seimbang dengan aliran equatorward dalam arus batas barat.

Jadi untuk mengintegrasikan Persamaan. 10-12 dari bawah sampai pertengahan mendalam dalam kolom air, kita menemukan:

∫bottom

mid−depth

vdz= fβ

wmid−depth>0 (11-8)

Di mana kami telah menetapkan w bottom = 0 (dengan asumsi dasar datar) dan wmid-depth >0, diarahkan ke atas, sebagaimana pada gambar 11.1 dan 11.15. Jadi kolom fluida harus bergerak secara poleward, ke arah sumber massa air yang dalam.

Kita dapat menafsirkan hasil ini dalam diskusi kita tentang T-P pada bumi dalam Bab 10. Dimana akan kita temukan kolom Taylor di termoklin pada gyre subtropics yang bergerak ke equatorward untuk mengakomodasi Ekman yang dipompa dari atas oleh lingkaran angin. Dalam konteks ini kita menyimpulkan bahwa kolom abyssal di pedalaman laut harus bergerak poleward dalam menanggapi upwelling pada pertengahan kedalaman. Mengacu kembali ke Gambar. 10.15b dan hanya membalikkan tanda panah, kita melihat bahwa dengan memindahkan poleward, kolom Taylor akan meregangkan paralel ke arah Ω relatif terhadap, permukaan bola horizontal, menghasilkan upwelling yang dibutuhkan.

Bagaimana bisa bagian dalam sirkulsasi poleward ditutup? Jawabannya adalah bahwa, sekali lagi, kita harus mengandalkan arus barat yang terbatas untuk menghentikannya seperti sketsa pada Gambar. 11.15 dan dibahas dalam Bagian 11.3.3. Jadi, misalnya bagian dalam aliran poleward di Atlantik Utara dikembalikan ke selatan, bersama dengan sumber air, di perbatasan barat saat ini. Pertimbangan tersebut dipimpin Henry Stommel3 untuk skema klasik sirkulasi termohalin yang mendalam.

GAMBAR 11.16. Skema dari sirkulasi abyssal di laut yang disimpulkan oleh Stommel (1958) didasarkan pada pertimbangan Eq. 10-12 dan integral vertikal, Eq. 11-8. Dia membayangkan bahwa laut abyssal didorong tenggelam di dua daerah, Labrador-Laut Greenland dan Laut Weddell, diwakili oleh titik-titik hitam besar. Upwelling di bagian dalam laut menyebabkan gerak pole-ward dengan arus kembali dalam arus batas barat. Daerah yang diarsir merupakan daerah topografi ditinggikan (lihat. Gambar. 9.1).

ditunjukkan dalam gambar. 11.16 didorong tenggelam ke utara Atlantik utara dan laut Weddel di Antartika. Perhatikan bahwa bagian dalam aliran diarahkan poleward dimana-mana sesuai dengan persamaan 11-8. fluida dari daerah sinking terbawa dalam arus barat yang terbatas. Jadi hipotesis Stommel adanya arus terbatas di Atlantik utara mengalir ke selatan dengan dalam, pada aliran Gulf! Seperti yang kita akan bahas di bagian 11.4, hal ini kemudian dikonfirmasi oleh pengamatan langsung.

11.3.2. GFD Lab XV: sirkulasi abyssal

Sebuah percobaan laboratorium dapat digunakan untuk menggambarkan dengan jelas ide-ide dinamika yang mendukung skema sirkulasi abyssal, Gambar 11.16, diusulkan oleh Stommel. Itu merupakan yang pertama dilakukan di woods hole oleh Stommel dan teman-temannya. alat ditunjukkan pada gambar. 11.17 dan dijelaskan dalam legenda. Kami menggunakan Tangki yang sama seperti pada percobaan sirkulasi wind-driven (GFD Lab XIII, diuraikan dalam bagian 10.2.4) dengan dasar miring untuk mewakili efek lingkaran, tapi tanpa disc berputar di atas. Air yang dimasukkan sangat lambat, melalui sebuah pembaur dangkal yang tedapat diakhir tangki (mewakili lintang kutub). Permukaan air naik sehingga menyebabkan peregangan kolom taylor, yang oleh karena itu bergerak menuju akhir (pole-ward) bawah tangki. Arus terbatas berkembang pada batas poleward dan arus barat mengirimkan fluida untuk kedalaman yang paling bawah (equatorward) dari tangki, seperti sketsa di gambar. 11.15

Pengembangan aliran dan adanya keberadaan arus batas dapat dilihat jelas dengan memetakan evolusi celupan, seperti yang ditunjukkan pada Gambar. 11.18. Daripada berpindah ke bagian dalam langsung dari sumbernya, kita mengamati aliran kearah barat terus menuju ke arus menuju kearah utara dan kemudian mengalir kearah selatan pada arus barat yang terbatas. Dengan demikian tangki terisi penuh melalui arus batas yang akhirnya membawa kebagian dalam. Perhatikan juga bagaimana

bentuk pola aliran turbulensi yang bahkan mengontrol percobaan dalam laboratorium, dimana fluida diperkenalkan sangat lambat, kita tidak mengamati kestabilan, aliran laminar. Sebaliknya, ada banyak waktu-ketergantungan dan resirkulasi cairan antara bagian dalam dan batas arus, fitur batas arus dalam pada keadaan nyata.

GAMBAR 11.17. Alat yang digunakan untuk menggambarkan sirkulasi lautan dalam dengan tenggelamnya suatu fluida. Dasar yang slope

digunakan untuk menghadirkan pengaruh bentuk lingkaran pada kolom Taylor seperti di GFD XIII. 50 cm tangki diisi

dengan air dan diatur berputar berlawanan arah jarum jam pada suatu tingkat Ω=5 rpm. (perputaran tersebut sama seperti

belahan bumi utara). Air yang dimasukkan akan melalui suatu celah dari yang terdapat dibagian atas alat,aliran yang rendah akan masuk kedalam tangki melalui suatu pembaur yang terdapat “timur laut’’ menyudutkan pada suatu tingkat secara khas

20 cm3 min−1 atau kira-kira segitu. Peredaran dari fluida yang dicelup dipandang dari atas penggunaan suatu kamera.

Penerapan T-P teori untuk percobaanKami sekarang menerapkan ide-ide dinamis untuk percobaan langsung

secara sejajar yang dikembangkan dalam Pasal 11.3.1 untuk menyimpulkan sirkulasi abyssal pola laut. Jika fluida dituangkan ke tangki L side pada suatu tingkat, maka kedalaman cairan dalam tangki, h,(. lihat Gambar 11,19) meningkat pada tingkat yang dirumuskan dengan:

dhdt

= S

L2

Dengan adanya rotasi, kolom fluida menjadi stabil, bergerak lambat, disertai dengan gesekan, berdasarkan teorema Taylor-Proudman,tetap panjang konstan. Oleh karena itu, jika permukaan pemukaan bebas naik naik kekolom, ditandai oleh garis vertikal tebal dalam Gambar. 11.19, harus bergerak menuju ujung pangkal tangki yang panjang. Dalam waktu ∆ T permukaan bebas telah

meningkat ∆ h dan sebagainya vertical kecepatan adalah w ¿∆ h / ∆ t=¿S/L2, dari atas. Mengingat bahwa perpindahan dari kolom harus sesuai dengan geometri baji didefinisikan dengan permukaan atas dan bagian bawah miring, dapat dilihat bahwa kecepatan vertical dan kecepatan horisontal harus dalam rasio

wv= dz

dy=α , dimana α adalah kemiringan bawah dan kami telah menggunakan

definisiw=dzdt

, v=dydt

Jadi vdirumuskan sebagai:

v=wα

= 1α

S

L2 (11-9)

Sama persis dengan analog 11-8.4 Kolom bergerak ke utara, hingg akhir pangkal tangki yaitu,'' polewards''.

Biasanya kita mengatur S=20 cm3 min−1α = 0,2, L = 50 cm,α=0.2 l=50 cm

dan kita menemukan bahwav= 10.2

x20 cm3 min−1

(50 cm )2=3.3 x 10−4 ms−1

, atau hanya 20 cm

dalam 10 menit. Arus batas kembali air ke ujung mendalam dari tangki yang lebih cepat banyak daripada ini dan jelas dalam Gambar. 11.18.

Percobaan kami menegaskan preferensi untuk arus batas barat. Tapi mengapa arus batas barat sering dibandingkan dengan arus batas timur? Dalam Bab 10 kami menjelaskan preferensi angin-laut gyres untuk Barat, sebagai lawan Timur batas arus, dengan menerapkan suatu Sverdrup keseimbangan, Eq. 10-17, dan dengan alasan bahwa sirkulasi harus mencerminkan dibawa oleh angin. Tetapi dalam konteks ini tidak ada angin-stres mendikte sirkulasi. Apa terjadi?

GAMBAR 11.18.Tiga foto, diambil pada interval 10 menit, grafik perubahan dari celupan pelan-pelan memasuki suatu tangki air yang berputar dengan suatu alas yang slope, digambarkan pada gambar 11.17. Corong di tengah-tengah membawa pembaur menempatkannya di puncak tangan kanan sudut tentang tangki. akhir dari tangki ditandai dengan ‘N’ dan menghadirkan garis lintang kutub. fluida Yang dicelupkan masuk di puncak, dan menciptakan arus batas a ‘‘utara’’ dan kemudian ”barat’’.

GAMBAR 11.19. fluida masuk ke tangki padaS keatas pada permukaan,h. Kolom Taylor yang ditandai oleh garis tebal yang vertical oleh karena perpindahan; gerakkan kearah akhir dari tangki (panah yang diberi titik), memelihara panjangnya. Alas yang miring membentuk sudaut α

11.3.3. Mengapa arus barat terbatas?

Mari kita pertama meninjau apa yang dapat kita simpulkan dengan penerapan hukum Taylor-Proudman. Taylor-Proudman mengatakan (lihat Bagian 7.2) bahwa, jika gerakan berputar fluida homogen cukup lambat, stabil,dan terjadi gesekan, maka kolom paralel rotasi vektor tidak akan terbalik atau mengubah panjangnya. Jadi jika T-P dipatuhi, panjang dari kolom dilestarikan ketika bergerak.

Kondisi hanya disebutkan dalam huruf miring kemungkinan besar dalam tangki yang berputar, permukaan bebas meningkat, bagian dalam kolom menghemat panjangnya dengan menggerakkan poleward (lihat Gambar 11.19). Mereka adalah yang paling mungkin dilanggar di dinding lateral yang dimana efek gesekan mulai memainkan peran dan memungkinkan, seperti akan kita lihat, kolom fluida untuk mengubah panjang mereka dengan baik mencurahkan atau mengumpulkan massa. Ternyata bahwa arus batas barat yang di sukai. jet tidak bisa membuatnya jauh jika meluncur sepanjang batas timur, seperti hal yang sedang dibahas.

Pertimbangkan hubungan dengan geostropikf konstan, tapi sekarang mari kita menggabungkan representasi sederhana menarik gesekan seperti dalam Persamaan 7-28 dimana dibahas atmosfer angin di lapisan Ekman. Itu dimodifikasi geostropik keseimbangan, persamaan. 7-25, kemudian ditulis dalam bentuk komponen:

−fv+ 1ρref

∂ p∂ x

=−Kuδ

fu+ 1ρref

∂ p∂ v

=−Kuδ

Dimana k adalah koefisien drag mewakili dari kolom Taylor atas bawah dan δ adalah kedalaman lapisan Ekman. Sekarang, seperti dalam derivasi dari teorema T-P diBagian 7.2, kita cross-membedakan atas eliminasi untuk menghilangkan tekanan p, untuk memperoleh:

f ( ∂ u∂ x

∂ v∂ y )=−ε ( ∂ v

∂ x∂u∂ y ),

Dimana untuk kenyamanan kita memiliki intro-diproduksi ε=k /δ .Sekarang, karena, dengan

kontinuitas,(∂ u/∂ x+∂ v /∂ y )=−∂ w /∂ z, sebelumnyapersamaan dapat ditulis:

f∂ w∂ z

=ε ( ∂ v∂ x

−∂ u∂ y ) . (11-10)

Apa Persamaan. 11-10 mengatakan secara benar jika aliran adalah gesekan (ε=0) , rhs

adalah nol, dan kami memulihkan versi Eq. 7-15, Teorema T-P:

f∂ w∂ z

=0 .

Namun teorema tersebut dilanggar oleh kehadiran gesekan, yang memungkinkan kolom untuk meregangkan atau squash pada tingkat yang tergantung pada ε dan ∂ v /∂ x−∂u /∂ y .

Kuantitas ζ =(∂ v /∂ x – ∂u /∂ y) adalah komponen vertikal dari vektor yang disebut

vortisitas, yang mengukur putaran fluida tentang sumbu vertikal relatif terhadap perputaran Bumi (atau tabel). Bayangkan bahwa kita menempatkan roda, bobot dayung miniature ke aliran yang mengapung bersama dengan fluida dan berputar pada sumbu vertikal. Ternyata bahwa ζ vortisitas adalah persis dua kali tingkat perputaran roda dayung (lihat Soal 7, Bab 6). Misalnya,roda dayung ditempatkan dalam aliran berputar-putar seperti yang digambarkan pada Gambar. 7.26 (kiri) akan

berputar dengan melingkar,(∂ v /∂ x−∂ u/∂ y )>0.Jadi Pers. 11-10 kemudian menyiratkan

∂ w /∂ z>0: sehingga,sejak w=0 di bagian bawah, fluida naik keatas jauh dari batas dan koloma kan meregangkan. Cross-isobarik aliran di bagian bawah, di mana kolom bersentuhan dengan dasar tangki, mengarah ke akuisisi yang diperlukan massa. Hal ini persis sama Proses belajar di GFD X Lab: cairan didorong ke dalam sistem tekanan rendah di dasar di mana gesekan yang mempengaruhi operas i(lihat Gambar 7.23, atas.).

Sekarang mari kita kembali ke masalah batas arus. Pertimbangkan arus selatan yang mengalir pada batas arus barat dalam sketsa Gambar. 11.20. Sebuah kincir ditempatkandi dalamnya akan berubah cyclonically karena aliran pada sisi bagian dalamnya lebih cepat dari pada yang luar.

Karenanya ( ∂ v∂ x

− ∂ u∂ y )>0.5

Sekarang menggunakan Persamaan 11-10 kita melihat bahwa ∂ w /∂ z>0

. Tapi yang dibutuhkan saat ini hanya aliran batas selatan yang berpidah keujung yang lebih dalam dari tangki) karena, dari Persamaan 11-10, itu harus meregang, ∂ w /∂ z>0. Demikianlahtanda-tanda dalam Pers. 11-10 konsisten.tapi apa yang terjadi di bagian timur selatan mengalir saat ini batas sketsa

di sebelah kanan Gambar. 11.20? ada,(∂ v /∂ x−∂ u/∂ y )<0 dan sehingga persamaan 11-10

memberitahu kita bahwa ∂ w / ∂ z <0. Tetapi ini adalah tanda salah jika kolom adalah untuk peregangan. Jadi kita simpulkan bahwa selatan mengalir saat batas timur tidak bisa menjelaskan Persamaan 11-10 dan begitu juga ditolak.

GAMBAR 11.20. Diagram arus batas pada gambar percobaan laboratorium ditunjukkan pada gambar 11.18 dan gambar 11.22. Massa keseimbangan kolom Taylor pindah kearus batas pada garis tepi yang barat ( apakah mengalir menuju keselatan di sini atau keutara) kaleng dicukupi; massa keseimbangan Taylor kolom bergerak dalam arus batas pada garis tepi yang dari timur ( apakah enjalankan utara atau selatan) tidak bisa.

Pada pertimbangan dari keseimbangan terminology mengikuti arus batas ke arah utara, kita menyimpulkan bahwa arus batas tidak bisa ke selatan namun arus batas barat bisa.

11.3.4. GFD Lab XV: Sumber arus dipada bagian dasar basin

Preferensi untuk Barat yang bertentangan dengan arus batas timur dapat dipelajari dalam tangki berputar dengan keadaan sumber menenggelamkan aliran menggunakan pompa, seperti sketsa di Gambar 11.21. Pompa menarik fluida keluar dari tangki (untuk menciptakan sink) dan pompa mencampurkan (sumber). Jadi fluida yang dicelupkan ketika masuk menghasilkan jalan kecil yang bisa diikuti. Percobaan dengan rencana yang berbeda adalah sumber sink yang disiapkan. (lihat masalah 3 pada akhir bab). Satu contoh diperlihatkan pada gambar 11.22. fluida dikeluarkan kearah utara berakhir di arus batas timur (ditandai dengan lingkaran hitam) dan pompa ke arah selatan pada akhir arus batas timur (ditandai dengan lingkaran putih). Pada pertimbangan istilah keseimbangan dalam batas arus utara yang mengalir, kita simpulkan bahwa batas arus timur kedua tanda-tanda dilarang, namun batas arus Barat dari kedua tanda diperbolehkan.

GAMBAR 11.21.Source-Sink membuat arus dapat dipelajari dengan piranti yang ditunjukkan di atas. Pompa dan tabung yang dihubungkan dapat dilihat, bersama-sama dengan yang kedalam pembuluh alat dulu mencelupkan fluida yang jauh dari sumber. Fluida masuk ketangki melalui suatu pembaur. Dasar pemompaan

sangat lambat, hanya sekitar20 cm3 min−1. Contoh adalah fluida yang dicelupkan ditunjukkan pada

gambar11.22.

11.4. OBSERVASI DARI ABYSSAL OCEAN SIRKULASI

Hal ini sangat sulit untuk diuji pada sirkula skematis, Gambar 11.16, memiliki kesejajarandi laut karena diprediksi sangat lemah dan variabilitas laut begitu kuat. Namun, salah satu kunci prediksi teori abyssal Stommel ini adalah bahwa harus ada di batas arus barat yang cukup kuat sehingga dapat diamati secara langsung.

GAMBAR 11.22.Tiga foto table evolusi celupan dari sumber (lingkaran putih) untuk karamn (lingkaran hitam) menggunakan piranti ditunjukkan pada gambar 11.21. akhir dari tangki/tank ditandai dengan ‘N’ dan menghadirkan garis lintang kutub.

Dikasus yang jarang terjadi pengamatan teori, kedalaman arus batas barat yang Jauh pada benua Atlantik naik keselatan dari Cape Cod kemudian dikonfirmasi oleh pengamatan langsung.

Ada juga bukti definitif yang mendalam batas arus Barat dalam hidrografi bagian. Sebagai

contoh, Gambar. 11.23, memotong Bagian sifat air pada 30° S, menunjukkanNADW, dibentuk oleh

proses konvektif dibagian utara Atlantik Utara, yang mengalir sebagai dalam, relatif asin, arus batas barat pada selatan atlantik. Satu dapat juga mendeteksi Air Bawah Antartika, mengalir keutara, tapi sangat dingin badan air, tepat di bagian bawah. laut abyssal seluruh diberikan melalui ini batas arus Barat, yang memungkinkan sirkulasi lautan terbuka. Wilayah lain lautan dunia juga dari Atlantik, tetapi dengan rute yang lebih berbelit-belit yang melibatkan Antartika melingkari Saat ini, seperti yang kira-kira digambarkan oleh proses Stommel luar biasa skematis. Lihat juga Gambar. 11.28.

Salah satu yang sangat jelas penggambaran sirkulasi abyssal diungkapkan oleh jalur CFC dari permukaan laut ke dalam, ditunjukkan pada Gambar. 11.24. Ingat, CFC (Lihat Tabel 1.2) adalah zat buatan manusia dan hanya muncul di abad ke-20. konsentrasi Atmosfer CFC-11meningkat secara dramatis di bagian tengah abad terakhir dan dilarutkan ke permukaan perairan.Mereka pertama kali

diamati menyerang laut pada tahun 1960.Pada lintang tinggi (Di Laut Labrador dan Greenland) CFC-merperkaya air permukaan yang dicampur dengan konveksi untuk besar kedalaman-recall yang dicampur lapisan dalam di lautan kutub diperlihatkan dalam Gambar. 9.10 dan 11.11 dan terlarut ke laut abyssal oleh arus batas barat. Segumpal CFC-11 dapat dilihat pada Gambar. 11.24 memperpanjang margin bawah barat laut yang menunjukkan adanya batas barat yang kuat dalam saat yang advects CFC-perairan yang kaya jauh dari daerah sumber.

Akhirnya, jangan sampai kita meninggalkan kesan bahwa Skematik Stommel adalah representasi rinci laut abyssal, yang lembut arus meridional sketsa pada Gambar. 11.16 tidak ditanggung oleh pengamatan

GAMBAR 11.23. daerah bagian yang memotong 30°S dari pantai Selatan Amerika (ditandai dengan

sisipan). Puncak: temperatur (℃); bawah: berkadar garam (psu). Kita lihat north atlantic deep water (NADW) yang mengalir menuju ke selatan pada suatu kedalaman beberapa 2 km, dan antartic bottom water (AABW) yang bergerak keutara pada dasarnya. Dirancang dengan data lautan yang terlihat

Sebaliknya,seperti terlihat pada Gambar 11.25, aliran pertengahan di laut muncul untuk menunjukkan kecenderungan zona pancaran dari skala meridional yang terhubung ke arus batas barat, seperti yang terlihat di GFD Lab XV, Gambar 11.22. Tingkat luas dan Struktur geografis vertical tersebut masih belum diketahui. Namun, didominasi zona konsisten dengan ide bahwa ada sedikit pencampuran dan upwelling dan sehingga tidak ada peregangan kolom Taylor, yang karenanya bergerak zonally untuk melestarikan panjang mereka jika tidak terganggu oleh topografi.

11.5. PENGHASIL PANAS DILAUT DAN TRANSPORTASINYAKita sekarang beralih ke peran sirkulasi laut dalam transportasi panas

meridional. Untuk mempertahankan iklim yang kurang stabil, laut dan atmosfer harus bergerak kelebihan panas dari daerah tropis ke daerah kutub. Kita melihat kembali pada Gambar 8.13 bahwa atmosfer.

GAMBAR 11.24. Pengamatan CFC pada kedalaman 2 km (contoured). lapisan merah adalah snap shot pada tahun 1983 untuk dapat mengetahui distribusi CFC pada kedalaman 2 km di Atlantik Utara, yang disimulasikan model numerik sirkulasi laut dan transportasi pelacak. Hasil model adalah milik Mick Follows (MIT), data dari Ray Weiss (Scripps).

pengangkut yang terbesar dari transportasi panas kearah kutub dengan laut membawa sisanya. Untuk mendapatkan perkiraan kuantitatif peran laut dalam transportasi panas meridional kita harus menulis sebuah persamaan untuk penghasil panas dilaut.

Penghasil panas untuk kolom laut diperoleh dengan mengintegrasikan Persamaan. 11-2 vertikal dan kedalaman laut:

∂∂t

(heat content )=−Qnet−∇h . H ocean→

by ocean currents

Dimana

Heat Content=ρref Cw ∫bawah

atas

Tdz

Yang disimpan dalam kolom panas, Qnet diberikan oleh persamaan 11.5, H ocean→ =ρref cw ∫

bottom

top

uTdz

(vektor) perubahan panas secara horizontal yang dibentuk oleh arus laut selama kolom vertikal, dan ∇h adalah perbedaan horisontal. Persamaan 11-11 mengatakan bahwa perubahan panas yang tersimpan dalam kolom laut oleh perubahan panas melalui permukaan laut dan perbedaan horizontal panas yang dilakukan oleh arus laut. Jika dalam keadaan stabil, perubahan integral global udara-laut harus hilang (lihat Bagian 1.1), karena arus laut hanya dapat membawa panas dari satu tempat ke tempat lain untuk didistribusikan ke seluruh dunia.

11.5.1. Transportasi panas Meridional (Meridional heat transport)

Mari kita mendefinisikan H oceanλ sebagai perubahan panas yang memotong pada sebuah

bidang vertikal yang terjadi dari dasar ke permukaan dan dari dasar laut pantai barat menuju ke pantai

timur (Persamaan 8-15 untuk ekspresi analog perubahan energi total, H atmosλ , pada atmosfer tersebut):

H oceanλ =ρref cw a cos φ ∫

λwest

λeast

∫bottom

top

υTdz d λ

GAMBAR 11.25 pergerakan jarring apung (Net Float) selama waktu 600-800 hari pada kedalaman 2,5 km, yang menunjukkan pergerakan dari North Atlantic Deep Water (NADW). Pemindahan ke arah timur ditandai dengan panah merah kearah barat dengan panah biru dan arah selatan dengan warna hijau. Data dari Nelson Hogg WHOI.

di mana faktor geometris a cos φ d λ adalah jarak panjang lingkaran lintang melalui dλ busur (lihat Gambar 6.19). Untuk dapat memperhitungkan sedikit efek kompresibilitas, kita menafsirkan T dalam pernyataan diatas sebagai suhu potential.

H oceanλ sulit untuk mengukur dan tidak diketahui secara tepat. Namun, dapat disimpulkan sebagai

berikut:1. Sebagai bahan sisa, menggunakan analisis kecepatan dari atmosfer dan suhu untuk dapat

menghitung transportasi panas di atmosfer, yang kemudian dikurangkan dari total perhitungan pengangkutan meridional dihitung dari perubahan panas paling atas dari atmosfer (sinar matahati yang datang dikurangi panjang radiasi yang keluar) yang diamati langsung menggunakan satelit.

2. dengan mengintegrasikan perkiraan perubahan panas udara-laut, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 11.4, untuk mendapatkan daerah rata-rata dari perubahan panas meridional (contoh ditunjukkan pada Gambar 11.2). Jika aliran stabil tersebar luas, integral meridional dari daerah rata-rata Qnet harus seimbang dengan transportasi panas di laut (lihat Persamaan 11-11.) Dan sebagainya menghasilkan perkiraan transportasi panas laut meridional di lintang φ demikian:

H oceanλ (φ )=−a2 cos φ∫

φ1

φ

∫λwest

λeast

Q net d λ d φ(11−12)

dimana lintang φ1 dipilih sehingga H oceanλ (φ ) = 0. Persamaan 11-12 hanya mengatakan bahwa

pada aliran stabil perubahan panas selesai pada permukaan laut yang digabungkan melalui dua batas area antara lingkaran lintang dan pantai meridional, harus diimbangi oleh perubahan panas horizontal ke (atau keluar dari) daerah, seperti yang digambarkan Gambar 11.26. Pada dasarnya ini adalah bagaimana kontribusi oseanografi untuk Gambar. 8.13 dihitung. Perhatikan bahwa Qnet <0, maka H ocean

λ (φ )> 0, seperti yang digambarkan dalam Gambar 11.26.

3. dengan mencoba untuk mengukur langsung H oceanλ (φ )dari pengamatan laut in situ dengan

memanfaatkan sektor hidrografi, seperti Gambar 11.23.

Dalam Gambar 11.27 kami menunjukkan perkiraan H oceanλ (φ ) untuk lautan dunia dan laut

bagian dasar, dihitung sebagai bahan sisa dengan menggunakan metode 1 (perhatikan error bar bisa mencapai 0,5 PW). Puncak total sekitar ± 2PW pada ± 200, dengan besarnya dari perubahan kearah utara di belahan bumi utara melebihi, sedikit agak ke perubahan arah selatan di belahan bumi selatan. Di belahan bumi utara, baik Atlantik dan Samudra Pasifik memberikan kontribusi yang besar. Di belahan bumi bagian selatan, pengangkutan panas kearah kutub oleh samudra india dan pasifik tetapi kearah equator oleh samudra atlantik!

GAMBAR 11.26. Skema perhitungan transportasi panas laut meridional dari perubahan udara-laut dari net air-sea, Eq. 11-12. permukaan laut di bagian atas, bawah laut di bagian bawah. Pada lintang φ1 andaikata perubahan panas meridional tidak ada.

Gambar 11.27 menunjukkan bahwa:

1. besarnya keseluruhan H oceanλ adalah sedikit signifikan (mungkin 1/4 sampai 1/3) dari

pengangkutan panas pole-equator panas (lihat Bagian 11.5.2 di bawah ini), tetapi 2. Tiga dasar laut utama Atlantik, Pasifik, dan Samudera Hindia memiliki kontribusi penting

yang berbeda H oceanλ .

Di Samudra Pasifik, perubahan panas kira-kira simetris dengan khatulistiwa dan langsung kearah kutub di kedua belahan bumi. Di Samudera Hindia (yang tidak ada utara dari 250N) transportasi panas kearah selatan pada kedua bagian khatulistiwa. Di Atlantik, bagaimanapun, transportasi panas kearah utara di mana-mana, menyiratkan bahwa panas di Antlantik selatan adalah pengangkutan dari arah khatulistiwa, pada skala suhu gradient yang besar. perhatikan, di Atlantik ada penyilangan terhadap transportasi panas khatulistiwa sekitar 0,5 PW (Gambar 8.13.) dan bertemunya transportasi panas di Atlantik Utara. Memang kearah utara dari 40oN Samudera Atlantik jauh lebih panas (sebanyak 3oC) daripada Pasifik (lihat peta suhu permukaan laut pada Gambar 9.3).

Mengapa transportasi panas dan distribusi SST sangat berbeda pada sector atlantik dan pasifik? Hal ini diakibat dari adanya sirkulasi jungkirbalik (overtunning) yang kuat pada atlantik yang mana tidak terjadi pada pasifik. Untuk melihat ini dapat dilihat di gambar. 11.28 (atas) yang memperlihatkan perkiraan kuantitatif dari sirkulasi laut global yang dipisahkan menjadi 3 lapisan:dangkal (atas km), dalam (2 sampai 4 km), dan bawah (> 4 m). Panah mewakili pengangkutan volume secara horizontal (dalam Sv) di setiap lapisan di bagian ditandai. Lingkaran menunjukkan (⨀ untuk upwelling, ⊗ untuk downwelling) pengangkutan secara vertikal keluar dari lapisan dalam yang ditandai Sv. Jadi, misalnya, 15 Sv fluida yang tenggelam keluar dari lapisan dangkal di utara Utara atlantik: 23 Sv dari fluida mengarah keselatan di lapisan dalam memotong 25 S di Samudera Atlantik.

GAMBAR 11.27. pengangkutan panas kearah utara di lautan dunia,H oceanλ , dan dasar laut dihitung

dengan metode bahan sisa yang digunkan atmosfer untuk pengangkutan panas dari ECMWF dan pada atas perubahan panas dari atmosfer pada percobaan satelit penghasil radiasi bumi. Bars vertikal perkiraan tidak ada kepastian. Dari Houghton et al. (1996), menggunakan data dari Trenberth dan Solomon (1994).

disekitar Antartika 8 Sv dari air dalam upwell lapisan dangkal, sementara 21 Sv tenggelam ke lapisan bawah. Kita melihat bahwa arus Antartika membawa pengangkutan daerah dari sekitar 140 Sv, dengan merata antara lapisan-lapisan. Perhatikan sirkulasi jungkir-balik (overtunning) di pasifik tidak dengan penenggelaman fluida di bagian utara dari pafisik utara

Gambar 11.28 (bawah) adalah gambar yang tidak begitu bagus namun sangat berguna (dangkal sampai dalam) sirkulasi jungkir-balik (overtunning) menyoroti asimetri antara Atlantik dan Pasifik dan di antara belahan bumi bagian utara dan selatan. Kita melihat bahwa jalur utama penyempurnaan pengangkutan panas kearah utara di Atlantik adalah adveksi dari hangat, dekat-permukaan air ke utara melintasi khatulistiwa (lihat kearah utara mengalir arus batas barat yang melintasi equator pada gambar 10.13 bawah), pendinginan dan penggelaman di bagian utara Atlantik Utara, dan kemudian aliran kearah utara dari fluida yang lebih dingin sebagai North Atlantik Deep Water (NADW). Pada kenyataannya, Samudra Pasifik tidak mendukung secara berarti jungkir-balik (overtunning) yang didorong oleh penenggelaman dikutub. Ini adalah kunci untuk memahami sifat yang berbeda dari pengangkutan panas pada bagian dasar terlihat pada Gambar. 11.27.

11.5.2. Mekanisme pengangkutan panas laut dan pemisah dari pengangkutan panas antara atmosfer dan laut

Panas adalah pengangkutan kearah kutub oleh laut jika pada rata-rata air yang berpindah kearah kutub diganti oleh aliran kearah equator pada suhu yang lebih dingin. Hal ini berguna untuk membayangkan dan mengintegrasikan secara kompleks sirkulasi laut tiga dimensi dengn horizontal, dari satu pantai ke pantai yang lain, jadi pemetaan pada meridional mudah dilakukan(menggunakan pesawat), seperti sketsa pada Gambar 11.29. Jika permukaan air bergerak kearah kutub lebih hangat daripada aliran yang kembali ke equator bawah, maka perubahan panas akan tercapai.

Untuk membuat diskusi kita lebih kuantitatif kita menuliskan adveksi panas meridional (sehingga integrasi seberang lautan tersirat):

H ocean=cw ∫bottom

top

ρ ref υϑdz (11−13)

¿−cw ∫bottom

top∂ Ψ o∂ z

=cw ∫bottom

top

Ψ o∂ ϑ∂ z

dz

¿cw ∫ϑbottom

ϑ top

Ψ odϑ

GAMBAR 11.28. atas: Perkiraan pola sirkulasi laut global berdasarkan Ganachaud dan Wunsch (2000) dimodifikasi dari Alley et al. (2002). Sirkulasi dipisahkan menjadi 3 lapisan: dangkal (merah <2 km), dalam (biru 2-4 km), dan bawah (hijau > 4 km). panah horizontal seluruh bagian ditandai mewakili transpor volume di

Sv. Lingkaran (untuk upwelling, ⊗ untuk downwelling) memperlihatkan pengangkutan vertikal keluar dari

lapisan dalam kemungkinan di Sv. Bawah: Sebuah gambar, berdasarkan pada perkiraan kuantitatif ditunjukkan di atas, dari 'dangkal sampai dalam' sirkulasi jungkir-balik (overtunning) digambarkan tidak simetris antara dasar atllantik dan pasifik dan antara bagian bumi sebelah utara dan selatan. Biru memperlihatkan aliran bagian dalam (2-4 km) aliran dangkal merah (<2 km) Transisi antara dangkal dan dalam juga ditunjukkan. Pola global jungkir-balik (overtunning) telah dikenal sebagai “pembawa daerah”. Ini adalah representasi skematik yang sangat kompleks, aliran turbulensi

Dalam mendapatkan yang diatas kita harus menulis ρref v = - ∂ ΨO / ∂z di mana ΨO adalah fungsi aliran untuk pengangkutan massal di jalur meridional dan membuat fakta bahwa (i) ΨO = 0 di bagian atas dan bawah laut dan (ii) transportasi massal dapat dinyatakan sebagai produk dari densitas air dikalikan dengan transportasi volume sirkulasi jungkir-balik (overtunning) meridional (MOC), ψMOC jadi:

GAMBAR 11.29. Sebuah diagram skematik dari sirkulasi jungkir-balik (overtunning) meridional, pada aliran kearah kutub yang hangat di permukaan, yang didinginkan oleh hilangnya panas ke atmosfer, tenggelam kedalam dan kembali kearah equator. Seperti sirkulasi mencapai pengangkutan panas kearah kutub

Ψ o=ρref Ψ MOC (11−14 )

Hubungan H ocean=cw ∫ϑ bottom

ϑtop

Ψ od ϑ memberitahukan kita bahwa pengangkutan panas dapat dinyatakan

dalam segi pengangkutan massa pada suhu lapisan, atau lebih umum, mencatat perkalian oleh cw, pengangkutan massa dalam lapisan energi. Hal ini kemudian berguna untuk menuliskan sebuah perkiraan kira-kira dengan bentuk:

Hocean ≃cw ∆ ϑ Ψ Οmax (11-15)

di mana ∆ϑ adalah perbedaan potensial suhu antara kearah kutub dan cabang kearah equator, dan ΨOmax adalah kekuatan pengangkutan jungkir-balik (overtunning) massa.

Gambar 11.30 menunjukkan Ψ MOC untuk global laut diplot dalam (λ, z) dan (λ, θ) plane6: kita

melihat bahwa itu memiliki besaran 20 Sv, menyiratkan pengangkutan massa meridional dari ΨOmax = 20 × 109 kg s-1. Jika perbedaan suhu yang melintasi MOC adalah ∆ϑ = 15 K, khas dari penurunan suhu yang melintasi termoklin utama (lihat Gambar 9.5), lalu Persamaan 11-15 menghasilkan pengangkutan panas 1,2 PW, seperti yang diperlihatkan pada gambar 11.27. Jadi Persamaan 11-15 adalah sudut pandang yang berguna untuk membahas mekanisme pengangkutan panas laut dan penyekat dari pengangkutan panas antara atmosfer dan lautan.

Kedua pembawa angin dan sirkulasi termohalin memainkan peran penting dalam membentuk besaran dan pola ΨO. Cairan yang dipompa ke bawah oleh angin di lintang tengah adalah pergantian dalam bagian pengangkutan kearah kutub karena permukaan air yang hangat dari daerah tropis pada lapisan permukaan Ekman. Aliran dibawah permukaan equator kembali terjadi pada suhu yang lebih dingin, disebabkan oleh pengangkutan panas kearah kutub. Memang, angin bertanggung jawab untuk dua dangkal “roda” dari sirkulasi simetris jungkir-balik (overtunning) tempat disekitar equator pada gambar 11.30 (kanan), hingga mencapai ± 400. Ini sangat jelas di Pasifik dengan pengangkutan panas yang hampir simetris dengan equator. Pada lintang kutub kita melihat sel didorong oleh proses konvektif member makan laut bagian abyssal terkait dengan NADW di utara dan AABW di selatan. Seperti telah disebutkan, pengangkutan panas atlantik adalah kearah utara dari semua lintang, sesuai dengan ide bahwa dalam bagian bumi yang besar sel jungkir-balik (meridional) berhubungan dengan penenggelaman kutub adalah mekanisme pengangkutan panas yang dominan, seperti diperlihatkan pada gambar. 11.28 (bawah). Seperti yang kita bahas secara lebih rinci dalam Bagian 12.3.5, variabilitas dalam MOC pada Samudra Atlantik sering memintas disebutkan sebagai pemain pada perubahan iklim karena seperti bisa menerima/peka pada proses kutub utara untuk pengangkutan panas meridional ditengahi oleh MOC dan hal buruk lainnya.

Kerangka yang diberikan oleh Persamaan. 11-15 bisa juga digunakan untuk pemahaman beberapa proses yang mengatur pengangkutan penyekat panas antara atmosfer dan laut. Kita dapat mengekspresikan pengangkutan panas atmosfer dalam bentuk yang sama:

H atmosfer≃c p ∆ ϑ Ψ A max (11-16)

di mana sekarang ΨAmax adalah besaran dari pengangkutan panas sirkulasi jungkir-balik (overtunning)

GAMBAR 11.30. Sirkulasi jungkir-balik (overtunning) meridional, Ψ MOC, dalam model lautan global

diplot dalam (λ, z) perencanaan di sebelah kiri dan (λ, θ) perencanaan di sebelah kanan. Perhatikan bahwa skala di sebelah kiri km atas laut yang sangat berkembang.

Atmosfer dalam lapisan “energi”, cocok dipilih mendasari pada energy kelembapan statis, seperti dibawah

cp∆ϑA= cp∆T + g∆z + L∆q

adalah perubahan vertical dalam energy kelembapan statis (lihat persamaan 8-16 dan diskusi dari pengangkutan panas meridionaal pada bagian 8.4) yang melintasi sirkulasi jungkir-balik (overtunning).

Dalam gambar 11.31 kita plot aliran pengangkutan massa rata-rata tahunan memiliki fungsi atmosfer dan laut, ΨA dan ΨO, dalam lapisan energi, cp∆ϑA untuk atmosfer dan cw∆ϑO untuk laut. Sumbu horizontal adalah lintang, sumbu vertikal adalah koordinat energi dengan unit c∆ϑ yaitu, Jkg-1. untuk memudahkan perbandingan dari kekuatan sirkulasi jungkir-balik (overtunning) dalam dua cairan, kita mempunyai (untuk sementara) definisi ulang dari Sverdrup sebagai unit yang sama dengan pengangkutan massa: pada gambar 11.31, 1 Sv adalah pengangkutan massa yang berhubungan dengan perubahan volume 106m3 s-1 dari air, yaitu adalah 106m3 s-1x 103 kg m-3 = 109 kg s-1. Yang pertama fitur yang mencolok dari gambar 11.31 adalah bahwa, dalam kontras ke gambar 5.21, siirkulasi jungkir-balik (overtunning) atmosfer mencakup satu sel raksasa dari ekuator ke kutub. Hal ini karena, tidak seperti sirkulasi jungkir-balik (overtunning) diplot pada gambar 5.21, Gambar. 11.31 termasuk kontribusi eddy yang besar. Di tengah lintang tinggi, massa (seperti panas) dipindahkan oleh sistem cuaca yang dibandingkan dengan arus rata-rata. Kedua, perhatikan bahwa intensitas dari sel laut jauh lebih lemah daripada rekannya atmosfer. Bahkan pada 200, di mana ΨO mencapai maksimum, pengangkutan massa atmosfer kira-kira empat kali dari laut. Hal ini hanya pada tropis bagian dalam bahwa dua pengangkutan yang dapat dibandingkan. Fitur penting ketiga adalah “ketebalan” dari sel-sel jungkir-balik (overtunning) dalam dua cairan yang dapat dibandingkan dalam energi ruang. Dalam tengah lintang, cw ∆ϑO / cp∆ϑA adalah bentuk persatuan, perbedaan dalam kapasitas panas (cw / cp ~ 4) digantikan oleh perbedaan suhu yang besar antara yang melintasi sel atmosfer (∆ϑA ~ 40 K dibandingkan dengan ∆ϑO ~10 K). Dominasi atmosfer selama pengangkutan panas laut di tengah tinggi lintang bisa jadi diuraikan sebagai akibat dari ΨA sangat melebihi ΨO (lihat Gambar. 11,31)7. Akhirnya, diketahui bahwa ΨO

GAMBAR 11.31. rata-rata fungsi aliran massa tiap tahun atmosfer (hitam) dan lautan (hijau) dengan lapisan energy konstan. Interval kontur adalah 10 Sv dimana 1 Sv = 109 kg s-1, ketika sirkulasi sedikit berlawanan arah jarum jam.sumbu horizontal adalah lintang dan sumbu vertical adalah koordinat eneri (c∆ ϑ ¿ dalam unit 104J kg-1 . Dari Czaja dan Marshall (2006).

didominasi oleh dua pengaturan sel-sel simetris yang besar disekitar equator. Seperti disebutkan sebelumnya, hal ini, dalam utama, adalah sel jungkir-balik (overtunning) yang berhubungan dengan pembawa angin gyre subtropis, membawa panas sampai 40◦ N, S atau lebih. Kelemahan sel pada suhu yang rendah di lintang kutub adalah penanda bahwa sel jungkir-balik (overtunning) secara langsung berhubungan dengan pemicu konveksi, sirkulasi termohalin dikutub.

11.6. TRANSPORTASI AIR TAWAR (FRESH WATER) OLEH LAUTAN

Laut dan atmosfer harus menggerakan air tawar dari daerah yang curah hujannya berlebihan ke daerah dengan penguapan berlebih (lihat Gambar 11.6). Pengetahuan tentang pergerakan air dan pengangkutannya di laut adalah penting untuk memahami siklus hidrologi global dan iklim. Misalnya, variabilitas dalam pergerakan air tawar mungkin telah memainkan peranan penting pada zaman es, seperti yang akan dibahas dalam Bab 12. Plot penguapan dikurangi curah hujan pada gambar 11.6 memperlihatkan penguapan yang melebihi curah hujan lebih dari satu meter per tahun dalam rezim pertukaran angin di bagian timur laut. di sini udara kering mereda sepanjang tepi kearah kutub dari sel Hadley. ITCZ adalah daerah dari arus naik yang kuat dan di sini curah hujan melebihi penguapan. Seperti dibahas dalam Bab 9, pola-pola yang luas dari E dan P adalah cermin dalam distribusi salinitas permukaan dari lautan (lihat Gambar 9.4.).

Pengangkutan air tawar oleh Samudra dapat dihitung dengan menggunakan metode yang sama seperti untuk pengangkutan panas, itu ada cukup ketidakpastian dalam perkiraan ini. Gambar 11.32 menunjukkan perkiraan pengangkutan meridional dari air tawar oleh laut. Kita melihat bahwa pengangkutan air tawar bagian selatan,

GAMBAR 11.32. Meridional transportasi air tawar oleh Atlantik dari tiga permukaan-fluks perhitungan: BR-Baumgartner dan Reichel (1975), SBD-Schmitt et al. (1989), dan IH-Isemer dan Hasse (1987) penguapan perkiraan dikombinasikan dengan Dorman dan ini Bourke (1981) nilai curah hujan. Juga ditampilkan pengukuran langsung di 24◦ N oleh Hall dan Bryden (1982), dan 11 ◦ N oleh Friedrichs dan Hall (1993). Semua dijumlahkan relatif diperkirakan Arctic selatan ekspor karena Selat Bering melalui aliran dan anggaran air Arktik itu sendiri. Dari Schmitt (1994) dan Stewart (1995).

yang berhubungan dengan transportasi air asin utara ke Atlantik Utara. salinitas ini diduga memainkan peran penting dalam curah hujan pada permukaan air dari Atlantik untuk konveksi ketika terbuka untuk pendinginan di lintang kutub.

11.7. BACAAN

Sebuah diskusi yang lebih komprehensif udara-laut interaksi dapat ditemukan di Csanady(2001) dan Stewart (2005). Dynamical teori sirkulasi termohalin kurang berkembang baik daripada yang winddriven sirkulasi laut. Baik rekening Stommel s teori sirkulasi laut abyssal dapat ditemukan di Pedlosky (1996) dan Vallis (2006).

11.8. MASALAH

1. Hal ini mengamati bahwa air tenggelam ke dalam laut di daerah kutub dari Atlantik basin pada tingkat 15 Sv.

a) Berapa lama waktu yang dibutuhkan untuk mengisi cekungan Atlantik?b) Misalkan bahwa tenggelamnya lokal seimbang dengan skala besar upwelling,

memperkirakan kekuatan upwelling.c) Dengan asumsi bahwa βv = f ∂w / ∂z, menyimpulkan arti dan menyimpulkan

besarnya dari arus meridional di interior laut abyssal di mana kolom cairan sedang membentang.

d) Estimasi kekuatan Barat batas saat ini.2. Ulasan Bagian 11.3.3, tapi sekarang anggaplah bahwa aliran arus batas utara pada Gambar.

11.20. dengan mempertimbangkan peran batas saat ini gesekan dalam mendorong kolom Taylor untuk meregangkan / kompres (Persamaan 11-10), menyimpulkan yang mengalir ke utara timur (Barat) arus batas yang dilarang (diperbolehkan).

3. Pertimbangkan percobaan laboratorium GFD XV: Sumber tenggelam dalam arus berputar basin. Gunakan Taylor-Proudman Teorema dan bahwa batas timur arus yang dilarang, untuk membuat sketsa Pola aliran mengambil cairan dari Sumber tenggelam untuk skenario yang

diberikan pada Gambar. 11.33. Perhatikan bahwa salah satu Solusi yang diberikan pada Gambar. 11.22!

GAMBAR 11.33. Kemungkinan penempatan sumber dan tenggelam di GFD LabXV: Sumber sink aliran dalam baskom berputar. Perhatikan bahwa Gambar. 11.22 sesuai dengan kasus di bagian bawah kolom di sebelah kiri.

4. Dari Gambar. 11,6 seseorang melihat bahwa penguapan melebihi curah hujan dengan Agar 1my-1 di subtropis (± 30 ◦), tetapi sebaliknya adalah benar pada tinggi lintang (± 600).

a) Perkirakan air tawar meridional transportasi laut yang dibutuhkan untuk menjaga keseimbangan hidrologi dan bandingkan dengan Gambar. 11.32.

b) Panas laten diambil dari laut untuk menguapkan air, yang kemudian jatuh sebagai hujan di (terutama) lintang yang lebih tinggi, seperti sketsa pada Gambar. 11.5. mengingat bahwa panas laten penguapan air adalah 2,25 × 106 J kg-1, memperkirakan meridional tersirat fluks energi di atmosfer dan bandingkan dengan Gambar. 8.13.

5. Dalam iklim saat ini volume air tawar terperangkap dalam lapisan es selama tanah ~ 33 × 10 6

km3. Jika semua es ini meleleh dan berlari ke laut, dengan memanfaatkan data dalam Tabel 9.1, memperkirakan seberapa banyak permukaan laut akan meningkat. Apa yang akan terjadi pada permukaan laut jika semua lautan es mencair?