equations. Consider the x-equation

equations. Consider the x-equation of (8.10) with/introduced and both sides
multiplied by p, i.e. pfv = dp/êx. Differentiation with respect to z gives
d(pfv) _ d dp
dz dz dx '
Changing the order of differentiation, which will be correct for a variable such
as p, and using the hydrostatic equation, dp/dz = — pg, gives
d(pfv) = d dp = d(-pg) = dp_
dz dx dz dx dx '
The same procedure can be followed for the ^-equation and the thermal wind
equations are
S (pfv) = _ 0, that is v increases
as we go upward in the water column. If p decreases to the south dp/dy > 0 and
d(pfu)/dz > 0. The example given in Subsection 8.43 illustrates the rule very
nicely. From 1000 m up to 100 m depth (Tables 8.1 (a) and (b) )pB< PA at each
depth and VXQX ( = w, the eastward component) becomes more positive. Above
100 m, pB > pA and Vrel decreases. Relative to the flow at 100 m, the flow above
is negative (to the west) and the light water is to the right. Since the flow at
100 m is fairly large and to the east, the flow above 100 m is actually to the east
because it changes only slightly relative to the flow at 100 m.
The "rule" also applies in an integral sense as already noted. That is, Vx > V2
if d(A 0 but dp/dnH will have the opposite sign to d(ä ÄÖ^ at all depths
above 1000 m, the average density is lower at B than at A and the flow at all
depths is to the east relative to that at 1000 m.
8.5 Deriving absolute velocities
The geostrophic calculation gives the relative velocity component ( Vl — V2)
between two depths, i.e. the velocity shear d V/dz. Therefore if we know the

Hasil (Bahasa Indonesia) 1:

persamaan. Pertimbangkan x-persamaan (8,10) dengan / diperkenalkan dan kedua belah pihakdikalikan dengan p, yaitu pfv = dp êx. Diferensiasi sehubungan dengan z memberikand(pfv) _ d dpdz dz dx 'Mengubah urutan diferensiasi, yang akan menjadi benar untuk variabel sepertisebagai p, dan menggunakan hidrostatik persamaan, dp dz = — pg, memberikand(pfv) = d dp = d(-pg) = dp_dz dx dz dx dx 'Prosedur yang sama dapat diikuti untuk ^-persamaan dan angin termalpersamaanS (pfv) = _ < 5pdz 9 dx' d(pfVu) dpd(pfu) = dp_ dz ydnHl 'dz ~ 9dy *Lagi persamaan ini menunjukkan bahwa dari bidang kepadatan kita dapat hanyamenentukan variasi vertikal dari kecepatan, yaitu kecepatan geser du dz danDV dz. Gradien horisontal kepadatan cukup besar untuk diamati.Karena kedalaman ketidakpastian, derivatif (berdasarkan perbedaan terbataspendekatan) tidak akan persis pada tingkat permukaan tapi kesalahan kecilSedangkan untuk dpjdx, äÖ ôx, dll, mereka lebih besar dari nilai yang sebenarnya. Dalampraktek, jika seseorang memiliki tabel untuk daripada untuk p, sebagai telah biasa kasus, satuakan menggunakan fakta bahwa (1/a) (dcc/dx) = — (1/p) (dp/dx) dan juga untuk yderivative.Di Meteorologi, mana p dapat dinyatakan dalam virtualsuhu potensial, gradien kuantitas ini dapat digunakan di tempat p. didan (8.14)ARUS TANPA GESEKAN 83Samudera, di atas 1000 m atau Jadi, sebagai pendekatan dajdx pertama dan sukacita damungkin bisa untuk dp dx dan dp/dy, masing-masing. Dalam air yang lebih dalam, ini adalahtidak mungkin untuk menjadi perkiraannya jika gradien suhukontribusi dominan kepadatan gradien. (Lihat diskusi di Bab 5pada penggunaan di sebagai sebuah pendekatan dalam persamaan stabilitas statis-persyaratandiabaikan dibandingkan dengan daJdT dan doJdS adalah sama ada, meskipunmereka sudah koefisien horizontal daripada vertikal propertigradien.) Namun, di dalam air, persamaan "termal angin" tidak mungkinuntuk memberikan hasil yang bermanfaat.Ketika kita membahas pendekatan Boussinesq di 7.41 bagian kita berkatabahwa variasi kepadatan bisa diabaikan dalam persamaan horisontal. Namun,mereka memasuki persamaan termal angin karena efek apung yang mempengaruhitekanan lapangan, seperti kami juga mencatat, dan persamaan ini diperolehi menggunakanhidrostatik persamaan dalam kerapatan yang variasi harus disertakan. Dalam istilah/dz d (pfv) dan /dz d (pfu) efek variasi densitas kecil dibandingkan denganEfek gradien vertikal Anda dan v dan itu akan konsisten denganBoussinesq (dan akan yang baik) pendekatan untuk menggantikan syarat denganPF(DV/dz) dan pf(du/dz) masing-masing. Sini/juga datang di luar turunankarena itu tidak tergantung pada z.(Belahan bumi utara) aturan "cahaya air di sebelah kanan" relatifAir di bawah ini ketika melihat ke arah aliran berasal dari angin termalpersamaan (8.14). Misalkan p menurun di Timur, maka dp dx < 0 dand (pfv) /dz (= pfdv/dz dalam pendekatan Boussinesq) > 0, yang meningkatkan vKetika kami pergi ke atas di kolom air. Jika p menurun ke dp/dy Selatan > 0 dand (pfu) /dz > 0. Contoh yang diberikan dalam ayat 8. 43 menggambarkan aturan sangatdengan baik. Dari 1000 m sampai 100 m kedalaman (8.1 tabel (a) dan (b)) pB < PA di masing-masingkedalaman dan VXQX (= w, komponen ke Timur) menjadi lebih positif. Di atas100 m, pB > pA dan Vrel berkurang. Relatif ke aliran 100 m, aliran di atasadalah negatif (ke Barat) dan air ringan ke kanan. Sejak aliran di100 m cukup besar dan ke Timur, aliran di atas 100 m adalah benar-benar di Timurkarena perubahan hanya sedikit relatif ke aliran 100 m."Aturan" juga berlaku dalam arti yang integral sebagaimana telah dicatat. Yaitu Vx > V2Jika d(A<&) dnH > 0 tetapi dp dnH akan memiliki tanda berlawanan ke d (äKepadatan rata-rata antara tekanan permukaan ñã dan p2 atau memang antarakedalaman Ö1 dan Ö2 karena perbedaan dalam kedalaman antara permukaan Umlaut dan p0,14 m atau kurang. Dalam contoh dari ayat 8. 43, ÄÖâ > ÄÖ ^ pada semua kedalamandi atas 1000 m, kepadatan rata-rata lebih rendah di B daripada di dan aliran sama sekalikedalaman adalah di sebelah timur dibandingkan dengan yang 1000 m.8.5 berasal mutlak kecepatanPerhitungan geostrophic memberikan kecepatan relatif komponen (Vl-V2)antara dua kedalaman, yaitu kecepatan geser d V dz. Oleh karena itu jika kita tahu

Hasil (Bahasa Indonesia) 2:

persamaan. Pertimbangkan x-persamaan (8.10) dengan / diperkenalkan dan kedua belah pihak
dikalikan dengan p, yaitu PFV = dp / Ex. Diferensiasi sehubungan dengan z memberikan
d (PFV) _ d dp
dz dz dx '
Mengubah urutan diferensiasi, yang akan benar untuk variabel seperti
p, dan menggunakan persamaan hidrostatik, dp / dz = - pg, memberikan
d ( PFV) = d dp = d (-pg) = dp_
dz dx dz dx dx '
Prosedur yang sama dapat diikuti untuk ^ -equation dan angin termal
persamaan
S (PFV) = _ <5p
dz 9 dx 'd ( pfVu) dp
d (PFU) = dp_ dz ydnH
l '
dz ~ 9DY *
Sekali lagi persamaan ini menunjukkan bahwa dari bidang kepadatan kita hanya bisa
menentukan variasi vertikal dari kecepatan, yaitu kecepatan geser du / dz dan
dv / dz. Gradien kerapatan horisontal cukup besar untuk diamati.
Karena ketidakpastian mendalam, derivatif (berdasarkan beda hingga
perkiraan) tidak akan persis pada permukaan tingkat tetapi kesalahan kecil
sedangkan untuk dpjdx, Ao / OX, dll, mereka jauh lebih besar daripada nilai yang sebenarnya. Dalam
prakteknya, jika seseorang memiliki tabel untuk bukan untuk p, sebagaimana telah kasus biasa, salah satu
akan menggunakan fakta bahwa (1 / a) (dcc / dx) = - (1 / p) (dp / dx) dan juga untuk yderivative tersebut.
Dalam meteorologi, di mana p dapat dinyatakan dalam virtual
suhu potensial, gradien kuantitas ini dapat digunakan di tempat p. Dalam
dan (8.14)
ARUS TANPA GESEKAN 83
laut, di atas 1.000 m atau lebih, sebagai pendekatan dajdx pertama dan da Joy
mungkin dapat digunakan untuk dp / dx dan dp / dy, masing-masing. Dalam air yang lebih dalam, hal ini
tidak mungkin menjadi pendekatan yang baik jika gradien suhu adalah
kontribusi dominan terhadap gradien kepadatan. (Lihat pembahasan dalam Bab 5
tentang penggunaan di sebagai pendekatan dalam stabilitas statis persamaan-istilah
diabaikan dibandingkan dengan daJdT dan doJdS adalah sama seperti di sana, meskipun
mereka sekarang koefisien horisontal daripada properti vertikal
gradien.) Namun, di perairan dalam, "angin termal" persamaan tidak mungkin
untuk memberikan hasil yang bermanfaat.
Ketika kami membahas pendekatan Boussinesq dalam Bagian 7.41 kita mengatakan
bahwa variasi kepadatan bisa diabaikan dalam persamaan horisontal. Namun,
mereka memasuki persamaan angin termal karena efek daya apung lakukan mempengaruhi
bidang tekanan, seperti yang kita juga mencatat, dan persamaan tersebut diturunkan dengan menggunakan
persamaan hidrostatik di mana variasi kepadatan harus disertakan. Dalam istilah
d (PFV) / dz dan d (PFU) / dz pengaruh variasi kepadatan kecil dibandingkan dengan
efek gradien vertikal u dan v dan itu akan menjadi konsisten dengan
Boussinesq (dan menjadi baik) pendekatan untuk mengganti istilah ini dengan
masing-masing pf (dv / dz) dan pf (du / dz). Di sini / juga dilengkapi luar derivatif
karena tidak tergantung pada z.
The (belahan bumi utara) aturan "air ringan di sebelah kanan" relatif terhadap
air bawah ketika melihat ke arah aliran berasal dari angin termal
persamaan (8.14). Misalkan p menurun ke timur, maka dp / dx <0 dan
d (PFV) / dz (= pfdv / dz dalam pendekatan Boussinesq)> 0, yaitu meningkat v
seperti yang kita pergi ke atas dalam kolom air. Jika p menurun ke selatan dp / dy> 0 dan
d (PFU) / dz> 0. Contoh yang diberikan dalam Bagian 8.43 menggambarkan aturan yang sangat
baik. Dari 1.000 m sampai kedalaman 100 m (Tabel 8.1 (a) dan (b)) pB <PA pada setiap
kedalaman dan VXQX (= w, komponen arah timur) menjadi lebih positif. Di atas
100 m, pB> pA dan Vrel menurun. Sehubungan dengan aliran pada 100 m, arus di atas
adalah negatif (ke barat) dan air cahaya ke kanan. Karena aliran pada
100 m cukup besar dan ke timur, arus di atas 100 m sebenarnya ke timur
karena perubahan hanya sedikit relatif terhadap aliran pada 100 m.
The "Aturan" juga berlaku dalam arti tidak terpisahkan sebagaimana telah dicatat . Artinya, Vx> V2
jika d (A <&) / DNH> 0 tetapi dp / DNH akan memiliki tanda berlawanan dengan d (äadalah densitas rata-rata antara permukaan tekanan Na dan p2 atau memang antara
kedalaman O1 dan O2 karena perbedaan secara mendalam antara Ö dan p permukaan
adalah 0.14 m atau kurang. Dalam contoh ayat 8.43, AOA> Ao ^ sama sekali kedalaman
di atas 1000 m, kepadatan rata-rata lebih rendah pada B daripada di A dan arus sama sekali
kedalaman adalah ke timur relatif terhadap bahwa pada 1000 m.
8.5 Mendapatkan kecepatan mutlak
di perhitungan geostropik memberikan komponen kecepatan relatif (VI - V2)
antara dua kedalaman, yaitu kecepatan geser d V / dz. Oleh karena itu jika kita tahu