baroklinik dan barotropik

BAROTROPIK DAN BAROKLINIK

A. BAROTROPIK Dalam dinamika fluida, cairan barotropic adalah cairan yang densitasnya adalah fungsi dari hanya tekanan. Cairan barotropic adalah model yang berguna untuk perilaku cairan dalam berbagai bidang ilmiah, dari meteorologi pada astrofisika. Sebagian besar cairan memiliki kepadatan yang bervariasi lemah dengan tekanan atau suhu, densitas cairan hampir konstan, sehingga untuk suatu cairan pendekatan pertama yang barotropic. Untuk lebih presisi, mereka tidak barotropic. Sebagai contoh, kepadatan air laut tergantung pada suhu, salinitas, dan tekanan, tetapi hanya beberapa persen paling banyak. Dalam astrofisika, cairan barotropic penting dalam studi interior bintang atau medium antar bintang. Satu kelas umum model barotropic digunakan dalam astrofisika adalah cairan politropis. Biasanya, asumsi barotropic sangat tidak realistis. Dalam meteorologi, suasana barotropic adalah satu di mana kepadatan hanya bergantung pada tekanan, sehingga permukaan isobarik (permukaan konstan tekanan) juga permukaan isopycnic (permukaan konstan-density). Permukaan isobarik juga akan permukaan isotermal, maka (dari persamaan angin termal) angin geostropik independen dari ketinggian. Oleh karena itu gerakan massa udara barotropic berputar atau cairan yang sangat dibatasi. Daerah tropis lebih hampir barotropic dari pertengahan garis lintang karena suhu lebih hampir horizontal seragam di daerah tropis. Aliran barotropic adalah generalisasi dari atmosfer barotropic. Ini adalah aliran di mana tekanan merupakan fungsi dari densitas saja dan sebaliknya. Dengan kata lain, itu adalah aliran di mana permukaan isobarik adalah permukaan isopycnic dan sebaliknya. Seseorang mungkin memiliki aliran barotropic dengan cairan non-barotropic, tapi cairan selalu mengikuti aliran barotropic. Contohnya termasuk lapisan barotropic dari lautan, gas ideal isotermal atau gas ideal isentropik. Sebuah situasi yang tidak barotropic adalah baroclinic, tekanan tidak cukup untuk menentukan kepadatan. Untuk cairan barotropic atau aliran barotropic (seperti suasana barotropic), vektor baroclinic adalah nol.

B. BAROKLINIK Dalam dinamika fluida, baroclinity dari cairan bertingkat merupakan ukuran seberapa sejajar gradien tekanan dari gradien kepadatan dalam cairan. Dalam meteorologi suasana baroclinic adalah salah satu yang kepadatan tergantung pada kedua suhu dan tekanan; kontras ini dengan suasana barotropic, yang kepadatan hanya bergantung pada tekanan. Dalam hal atmosfer, zona barotropic bumi umumnya ditemukan di lintang tengah, atau tropis, sedangkan daerah baroclinic umumnya ditemukan di daerah midlatitude/polar.

di mana sebanding dengan sinus dari sudut antara permukaan tekanan konstan dan permukaan kepadatan konstan. Dengan demikian, dalam cairan barotropic (yang didefinisikan

dengan

nol

baroclinic),

permukaan

ini

adalah

Area baroclinic atmosfer tinggi yang ditandai dengan pembentukan sering siklon.

sejajar.

Ketidakstabilan Baroclinic adalah ketidakstabilan dinamis cairan dari pentingnya di atmosfer dan di lautan. Dalam suasana itu adalah mekanisme yang dominan membentuk siklon dan anticyclones yang mendominasi cuaca di pertengahan garis lintang. Di laut itu menghasilkan bidang mesoscale (100 km atau lebih kecil) pusaran yang memainkan berbagai peran dalam dinamika laut dan transportasi pelacak. Ketidakstabilan Baroclinic adalah konsep yang relevan dengan berputar cepat, cairan sangat bertingkat. Jumlah cairan seperti berputar cepat ditentukan dalam konteks ini dengan jumlah Rossby, yang merupakan ukuran seberapa dekat aliran ini adalah untuk rotasi benda padat. Lebih tepatnya, aliran dalam rotasi benda padat memiliki vortisitas yang sebanding dengan kecepatan sudutnya. Jumlah Rossby adalah ukuran kepergian vortisitas dari yang rotasi benda padat. Jumlah Rossby harus kecil untuk konsep ketidakstabilan baroclinic relevan. Bila jumlah Rossby besar, jenis lain dari ketidakstabilan, sering disebut sebagai inersia, menjadi lebih relevan. Contoh paling sederhana dari aliran stabil bertingkat merupakan aliran mampat dengan kepadatan menurun dengan ketinggian. Dalam gas kompresibel seperti atmosfer, ukuran yang

relevan adalah gradien vertikal entropi, yang harus meningkatkan dengan tinggi untuk arus yang akan stabil bertingkat. Salah mengukur kekuatan stratifikasi dengan menanyakan seberapa besar geser vertikal dari angin horisontal harus dalam rangka untuk mengacaukan aliran dan menghasilkan ketidakstabilan Kelvin-Helmholtz klasik. Langkah ini adalah nomor Richardson. Bila jumlah Richardson besar, stratifikasi cukup kuat untuk mencegah ketidakstabilan geser ini. Sebelum karya klasik Jule Charney dan Eric Eady pada ketidakstabilan baroclinic di akhir 1940-an, kebanyakan teori mencoba untuk menjelaskan struktur pusaran lintang pertengahan mengambil sebagai titik awal mereka nomor Rossby tinggi atau nomor Richardson kecil ketidakstabilan akrab bagi dynamicists cairan pada waktu itu. Fitur yang paling penting dari ketidakstabilan baroclinic adalah bahwa itu ada bahkan dalam situasi rotasi cepat (nomor Rossby kecil) dan stratifikasi stabil kuat (besar nomor Richardson) biasanya diamati di atmosfer. Sumber energi untuk ketidakstabilan baroclinic adalah energi potensial dalam aliran lingkungan. Sebagai ketidakstabilan tumbuh, pusat massa dari fluida diturunkan. Dalam tumbuh gelombang di atmosfer, udara dingin bergerak ke bawah dan equatorwards menggantikan hangat udara yang bergerak polewards dan ke atas. Ketidakstabilan Baroclinic dapat diselidiki di laboratorium menggunakan berputar, berisi cairan anulus. Anulus dipanaskan pada dinding luar dan didinginkan pada dinding bagian dalam, dan aliran fluida yang dihasilkan menimbulkan gelombang baroclinically tidak stabil. Istilah "baroclinic" mengacu pada mekanisme yang vortisitas dihasilkan. Vortisitas adalah curl dari medan kecepatan. Secara umum, evolusi vortisitas dapat dipecah menjadi kontribusi dari adveksi (seperti tabung vortex bergerak dengan aliran), peregangan dan memutar (seperti tabung vortex ditarik atau dipelintir oleh aliran) dan generasi vortisitas baroclinic, yang terjadi setiap kali ada gradien densitas di sepanjang permukaan tekanan konstan. Arus Baroclinic dapat dibandingkan dengan arus barotropic di mana kepadatan dan tekanan permukaan bertepatan dan tidak ada generasi baroclinic dari vortisitas. Studi tentang evolusi ini ketidakstabilan baroclinic saat mereka tumbuh dan kemudian membusuk adalah bagian penting dari pengembangan teori untuk karakteristik dasar midlatitude cuaca Source:en.wikipedia.org

ARUS DENSITAS



Arus densitas merupakan arus yang timbul akibat adanya gradien densitas horizontal, gradien tersebut terbentuk akibat adanya variasi salinitas, suhu atau kandungan sedimen.



Umumunya arus ini terbentuk di daerah estuari, yaitu pertemuan antara debit air tawar dan air laut yang menghasilkan variasi densitas. Gradien horizontal yang terbentuk akan menyebabkan siklus estuari dimana air tawar bergerak di lapisan permukaan ke arah laut dan air laut bergerak ke arah hulu di lapisan dalam. Dalam sirkulasi estuaries ini terjadi keseimbangan antara gradien tekanan dan gesekan internal yang diakibatkan viskositas.



Dalam siklus estuari terjadi keseimbangan antara gradien tekanan dan tekanan internal yang diakibatkan viskositas. Jenis arus densitas antara lain : 1. Arus densitas yang dibangkitkan akibat bouyancy dari laut lepas. 2. Arus densitas yang dibangkitkan oleh debit air sungai. 3. Arus densitas akibat baoyancy dari laut lepas dan sungai



Keseimbangan kinematik antara gradien tekanandan gesekan internal ( gesekan viskositas) diberikan oleh :

Dimana ρ0 merupakan densitas rata- rata Persamaan gerak ( persamaan hidrostatis) dalam arah z diberikan oleh :

Eliminasi P dari persamaan 4.1. dan 4.2. dengan cara menurunkan persamaan ( 4.1.) terhadap t, sehingga didapatkan (

)

(

)

(

) (

)

Kemudian substitusi persamaan ( 4.2) ke persamaan ( 4.4), sehingga menghasilkan : (

)

( Dimana Wv =

)

merupakan shear kecepatan yaitu gradien kecepatan yang tegak terhadap

arus. Dengan mengambil skala panjang estuari L, kedalaman H dan perbedaan densitas antara estuari dan perairan pantai ( laut didekatnya), Δρ dan shear kecepatan, maka dari persamaan ( 4.6) dapat diperoleh :

Dari persamaan ( 4.8)

yang menyatakan sirkulasi estuaries dapat terbentuk dengan kuat

bila 1. Perbedaan densitas estuari dengan laut sekitarnya ( Δρ) besar 2. Kedalaman estuarinya ( H) dalam 3. Av kecil 4. Panjang estuari ( L) pendek

Sumber : Diktat Kuliah Arus Laut