SIRKULASI ANGIN SAMUDERAApa yang mendorong arus laut? Pada awalnya, kita mungkin menjawab, angin. Tapi jika kita berpikir lebih hati-hati tentang pertanyaan tersebut, kita mungkin menjadi tidak begitu yakin. Kita mungkin menyadari, misalnya, bahwa arus yang kuat, seperti arus balik utara khatulistiwa di Atlantik dan Samudera Pasifik bergerak melawan angin. Navigator Spanyoldi abad ke-16 melihat arus utara yang kuat sepanjang pantai Florida yang tampaknya tidak berhubungan 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 atas pertanyaan itu dapat ditemukan dalam serangkaian tiga makalah luar biasa yang diterbitkan dari tahun 1947 ke 1951. Yang pertama, Harald Sverdrup (1947) menunjukkan bahwa sirkulasi di kilometer atas atau lebih dari laut secara langsung berhubungan dengan kekeritingan dari tekanan angin jika gaya Coriolis bervariasi dengan lintang. Henry Stommel (1948) menunjukkan bahwa sirkulasi di pilin laut juga asimetris karena gaya Coriolis bervariasi dengan lintang. Akhirnya, Walter Munk (1950) menambahkan viskositas eddy dan menghitung peredaran lapisan atas dari Pacific. Bersama tiga ahli kelautan meletakkan dasar-dasar untuk teori modern sirkulasi laut.11.1 Teori Sverdrup tentang SIrkulasi SamuderaSementara itu Sverdrup menganalisis pengamatan arus khatulistiwa, dia dating pada (11.6) di bawah berkaitan tekanan angin yang keriting untuk transportasi massal dalam laut atas. Untuk mendapatkan hubungan, Sverdrup mengasumsikan bahwa aliran ini stasioner, bahwa gesekan lateral dan viskositas molekul kecil, yang istilah non-linear seperti u u / x kecil, dan bahwa turbulensi dekat permukaan laut dapat dijelaskan menggunakan viskositas eddy vertikal. Dia juga menganggap bahwa sirkulasi angin yang terdorong hilang di beberapa kedalaman ada gerakan. Dengan asumsi tersebut,komponen horizontal persamaan momentum dari 8,9 dan 8,12 menjadi :

Sverdrup mengintegrasikan persamaan di atas dari permukaan sampai ke kedalaman -D sama dengan atau lebih besar dari kedalaman di mana gradien tekanan horisontal menjadi nol. Dia mendefinisikan :

Dimana Mx, My adalah massa mengangkut di lapisan angin yang terdorong memperpanjang ke bawah untuk kedalaman yang diasumsikan tidak ada gerakan. . Syarat batas horizontal pada permukaan laut adalah tekanan angin. Di kedalaman -D tekanan adalah nol karena arus pergi menjadi nol.

Dimana komponen Tx dan Ty adalah komponen dari tekanan angin.Menggunakan definisi dan batas kondisi tersebut, (11.1) menjadi :

Dengan cara yang sama, Sverdrup mengintegrasi persamaan kontinuitas (7.19) sepanjangkedalaman vertikal yang sama, dengan asumsi kecepatan vertikal di permukaan dan di kedalaman -D Adalah nol, untuk mendapatkan:

Membedakan (11.4a) sehubungan dengan y dan (11.4b) terhadap x, mengurangi, dan menggunakan (11,5) memberikan:

di mana f / y adalah laju perubahan parameter Coriolis dengan lintang, dan dimana curlz (T) adalah komponen vertikal dari tekanan angin keriting Ini adalah hasil yang penting dan mendasar - transportasi massal utara dari arus angin yang didorong sama dengan tekanan angin keriting. Perhatikan bahwa Sverdrup mengizinkan f bervariasi dengan lintang. Kita akan lihat nanti bahwa ini adalah penting.

Kita menghitung dari :

di mana R adalah jari-jari bumi dan adalah lintang. Selama lebih dari laut terbuka, terutama di daerah tropis, angin zonal dan Ty / x cukup kecil yang

Mengganti (11,8) menjadi (11,5), dengan asumsi bervariasi dengan lintang, Sverdrup memperoleh :

Sverdrup mengintegrasi persamaan ini dari batas timur utara-selatan di x = 0, dengan asumsi tidak ada aliran ke batas. Hal ini memerlukan Mx = 0 pada x = 0. Kemudian

Di mana x adalah jarak dari batas timur cekungan laut, dan kurungan menunjukkan rata-rata zonal dari tekanan angin (gambar 11.1). Untuk menguji teorinya, Sverdrup membandingkan transportasi terhitung dari angin yang dikenal di bagian timur Pasifik tropis dengan transportasi terhitung dari data hidrografis yang 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 160W.

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 data hidrografi dari kapal dengan 11,4 (titik). Transportasi di ton per detik melalui bagian satu meterlebar memanjang dari permukaan laut hingga kedalaman satu kilometer. Perhatikan perbedaan dalam skalaantara My dan Mx. Setelah Reid (1948).

Data hidrografi digunakan untuk menghitung P dengan mengintegrasikan dari kedalaman D = -1000 m. Perbandingan, gambar 11,2, menunjukkan bahwa tidak hanya transportasi dapat secara akurat dihitung dari angin, tetapi juga bahwa teori prediksi arus angin-terdorong akan melawan angin.Komentar untuk solusi Sverdrup1. Sverdrup mengasumsikan i) aliran internal di laut adalah geostropik ; ii) terdapat keseragaman dari kedalaman tak bergerak ; dan iii) transportasi Ekman adalah benar. Saya memeriksa teori Ekman dalam Bab 9 , dan keseimbangan geostropik di Bab 10. Kita tahu sedikit tentang kedalaman tak bergerak di daerah tropis Pacific.2. Solusi yang terbatas pada sisi timur laut karena Mx tumbuh dengan x. Hasilnya berasal dari mengabaikan gesekan yang akhirnya akan menyeimbangkan aliran angin-terdorong. Namun demikian, solusi Sverdrup telah digunakan untuk menggambarkan sistem global arus permukaan. Solusi diterapkan di setiap cekungan sampai ke batas barat cekungan. Ada, kekekalan massa dipaksa dengan memasukkan arus terbatas tipis utara-selatan , lapisan batas horisontal (gambar 11.3).3. Hanya satu syarat batas dapat dipenuhi, tidak ada aliran yang melalui batas timur . Deskripsi lebih lengkap dari aliran memerlukan persamaan yang lebih lengkap.4. Solusi tidak memberikan distribusi vertikal dari arus.5. Hasil itu berdasarkan data dari dua kapal pesiar ditambah data angin rata dengan asumsi kondisi mapan. Kemudian perhitungan dilakukan oleh Leetmaa, McCreary, dan Moore (1981) menggunakan data angin yang lebih baru menghasilkan solusi dengan variabilitas musiman yang setuju dengan baik dengan pengamatan yang menyediakan tingkat tanpa gerakan pada 500 m. Jika kedalaman lain dipilih, hasilnya tidak baik.6. Wunsch (1996: 2.2.3) setelah memeriksa dengan sksama bukti untuk keseimbangan Sverdrup di laut, menyimpulkan bahwa kita tidak memiliki informasi yang cukup untuk menguji teori. Dia menulis :Tujuan dari diskusi panjang ini bukan untuk tidak menyetujui validitas keseimbangan Sverdrup. Sebaliknya, hal itu adalah untuk menekankan kesenjangan umum yang ada di oseanografi antara ide teoritis yang masuk akal dan menarik dengan kemampuan untuk menunjukkan kuantitatif penerapan medan aliran samudera yang sebenarnya -Wunsch (1996).Wunch, bagaimanapun ,mencatat :Hubungan Sverdrup ini jadi pusat teori sirkulasi laut bahwa hampir semua diskusi menganggap itu akan berlaku tanpa komentar sama sekali dan melanjutkan untuk menghitung konsekuensi untuk perintah dinamika yang lebh tinggi. . . sulit untuk melebih-lebihkan pentingnya keseimbangan Sverdrup.-Wunsch (1996).Tapi kesenjangan menyusut. Pengukuran tekanan rata-rata di khatulistiwa Pacific (Yu dan McPhaden, 1999) menunjukkan bahwa terdapat aliran arus pada keseimbangan Sverdrup.

Gambar 11.3 transportasi kedalaman-terintegrasi Sverdrup diterapkan secara global menggunakan tegangan angin dari Hellerman dan Rosenstein (1983). Interval kontur adalah 10 Sverdrups. Setelah Tomczak dan Godfrey (1994: 46).