arus densitas,barotropik,baroklinik tugas pak aris
Post on 24-Nov-2015
446 Views
Preview:
DESCRIPTION
TRANSCRIPT
-
RESUME KELOMPOK 36
GEOFISIKA LAUT
BAROTROPIC,BAROCLINIC DAN ARUS DENSITAS
Oleh :
Jefri Gunawan Manurung 26020212120013
Hamammi Ahdannabiel 26020212140034
PROGRAM STUDI OSEANOGRAFI
JURUSAN ILMU KELAUTAN
FAKULTAS PERIKANAN DAN ILMU KELAUTAN
UNIVERSITAS DIPONEGORO
SEMARANG
2014
-
I. PENDAHULUAN
1.1. Latar belakang
Arus laut, baik yang di permukaan maupun di kedalaman, berperan
dalam iklim di bumi dengan cara menggerakkan air dingin dari kutub ke daerah
tropis dan sebaliknya. System arus global yang mempengaruhi iklim di bumi
ini biasa di sebut sebagai Great Ocean Conveyor Belt atau dalam bahasa
Indonesia biasa disebut sebagai Sabuk Arus Laut Dunia.
Di laut terbuka, air laut digerakkan oleh dua system angin. Di dekat
khatulistiwa, angin pasat (trade wind) menggerakkan permukaan air ke arah
barat. Sementara itu, di daerah lintang sedang (temperature), angin barat
(westerlies wind) menggerakkan kembali permukaan air ke timur. Akibatnya di
samudera-samudera akan ditemukan sebuah gerakan permukaan air yang
membundar. Di belahan bumi utara, angin ini membangkitkan arus yang
bergerak searah jarum jam, sementara itu di belahan bumi selatan dia bergerak
berlawanan arah jarum jam.
Air laut selalu dalam keadaan bergerak. Arus laut bergarak tak ubahnya
arus di sungai gelombang laut brgerak dan menabrak pantai dan gaya gravitasi
bulan dan matahari mengakibatkan naik turunnya air laut dan biasa disebut
sebagai fenomena pasang-surut laut. Arus laut tercipta karena adanya
pemanasan di beberapa bagian bumi oleh radiasi sinar matahari. Air yang lebih
hangat akan mengembang, membuat sebuah kemiringan (slope) terhadap
daerah sekitarnya yang lebih dingin, dan akibatnya air hangat tersebut akan
mengalir ke arah yang lebih rendah yaitu ke arah kutub yang lebih dingin
daripada ekuator.
1.2. Tujuan
1. Peserta kuliah kelas Geofisika E.305 memahami tentang
Barotropic,Baroclinic dan Arus densitas secara menyeluruh.
2. Mengetahui dan memahami hubungan antara Baroclinic,Barotropic
dan Arus densitas serta fenomena yang terjadi dalam ketiganya.
-
II. ISI
2.1. Baroclinic dan Barotropic flow
Barotropic dan Baroclinic Flow adalah keadaan dimana jika laut yang homogen
dengan kerapatan konstan bergabung menjadi satu permukaan dan tekanan yang akan
selalu sejajar dengan profil permukaan laut secara vertikal, dan kecepatan geostropik
akan menjadi independen terhadap kedalaman. Dalam hal ini kecepatan relatif adalah
nol, dan data hidrografi tidak dapat digunakan untuk mengukur arus geostropik.
Densitas akan bervariasi terhadap kedalaman tetapi tidak pada arah horizontal, jika
densitas permukaan konstan maka tekanan akan selalu sejajar dengan permukaan laut
dan densitas yang konstan di permukaan isopycnal, dalam hal ini, kecepatan aliran
relatif adalah nol. Kedua kasus tersebut adalah contoh dari aliran barotropic.
Aliran barotropic terjadi ketika tekanan konstan di laut selalu sejajar dengan
densitas permukaan air yang konstan. Catatan, beberapa penulis menyebut aliran
vertikal rata-rata komponen baroclinic aliran Wunsch (1996: 74) menunjukkan bahwa
pengertian baroclinic digunakan dalam banyak cara yang berbeda dan istilah ini bukan
tidak boleh untuk digunakan.
Aliran Baroclinic terjadi ketika tekanan yang konstan bercampur pada
permukaan air dengan densitas yang konstan. Dalam hal ini, densitas akan bervariasi
terhadap kedalaman dan juga dalam arah horizontal. Sebuah contoh yang baik terlihat
jika terjadi pencampuran antara kedalaman dan densitas terjadi pada jarak lebih dari 1
km dan dengan jarak horizontal 100 km pada daerah yang disebut juga dengan Gulf
Stream. Aliran Baroclinic bervariasi dengan kedalaman, dan kecepatan arus relatif
dapat dihitung dari data hidrografi. Catatan, permukaan yang konstan atau densitas
yang konstan cenderung terjadi ketika aliran mengalami keadaan yang istirahat. Secara
umum, variasi aliran pada arah vertikal dapat diuraikan menjadi komponen barotropic
yang independen terhadap kedalaman, dan komponen baroclinic yang bervariasi
dengan kedalaman.
-
Pertimbangkan kasus dimana permukaan laut miring ke bawah sebesar 1 cm
dengan jarak 1 km . Ini akan menghasilkan gradien tekanan barotropic
= g dn / dx ~ 10-5 m / s ^ 2
u( t )= u(t0 )10-4 t
Tentu saja kita tahu bahwa di laut kekuatan atau gaya-gaya lain akan datang
untuk mempengaruhi kecepatan fluida dan tidak akan mengikuti keseimbangan
sederhana ini . Satu hal yang sangat penting, bagaimanapun adalah bahwa cairan akan
senantiasa berakselerasi di semua kedalaman pada tingkat yang sama . Selanjutnya
gradien tekanan barotropic tidak akan menghasilkan bentuk stress geser horizontal
dalam aliran independen melainkan akan bergeser terhadap kedalaman.
Sebaliknya , seperti yang akan kita lihat bahwa gradien tekanan baroclinic drive
akan bergeser secara vertikal. Perhatikan bahwa gradien tekanan barotropic didorong
oleh kemiringan permukaan laut . Jika (eta) adalah permukaan laut di atas beberapa
titik acuan ( z = 0 ) maka tekanan z kedalaman sama dengan = g ( z + diasumsikan
bahwa densitas tersebut adalah konstan . Kemudian percepatan yang disebabkan oleh
tekanan gradien dalam arah x hanyalah turunan dari persamaan ini = g ( z +
dibagi dengan kepadatan ie. Jadi gradien tekanan barotropic hanya percepatan
gravitasi dikali kemiringan permukaan laut.
xg
x
P1
Ini sangat sederhana, Ini diibaratkan seperti ski yang kemiringannya curam dan
akan semakin cepat dan akan terus mempercepat lajunya.
Pertimbangkan saluran berisi cairan di sisi kiri dengan cairan dan cairan
di sisi kanan dan . Pada bagian kiri tekanan pada kedalaman
z adalah P1 (z) = g z, sementara di sisi kanan tekanan pada kedalaman z adalah P2
(z) = g z = g ( z perbedaan tekanan antara dua fluida adalah P2 (z) -... P2
-
(z) = g z Oleh karena itu meningkatkan gradient tekanan dengan z tekanan adalah
nol di permukaan dan sama g di bagian bawah.
Mengingat persamaan momentum antara percepatan lokal dan gradien tekanan
kita menulis zx
g
t
u
Jadi cairan akan terus mempercepat dan terus akan lebih cepat di bagian bawah
dari pada di permukaan dan sebagai konsekuensinya adalah stress geser vertikal akan
terus berkembang di dalam kolom air. Perhatikan bahwa gradien tekanan diarahkankan
ke kiri pada seluruh kolom air . Ini akan menghasilkan kedalaman rata-rata sehingga
percepatan fluida akan mengarah ke kiri , yang pada gilirannya akan menyebabkan
permukaan laut di sebelah kiri untuk berdiri lebih tinggi daripada di sebelah kanan. Jika
saluran tersebut sudah ditutup pada kedua ujungnya, maka permukaan laut akan naik
cukup tinggi untuk menghambat pertambahan kedalaman dan rata-rata gradien
tekanan, sehingga kedalaman rata-rata aliran adalah nol .
Hal ini terjadi karena ketika kedalaman rata-rata aliran di permukaan laut nol
dan terus meningkat di sebelah kiri dan mengakibatkan permukaan lereng laut akhirnya
akan menghasilkan gradien tekanan yang persis sama dengan kedalaman rata-rata
gradien tekanan baroclinic. Tapi apa yang terjadi adalah bahwa aliran 2 layer, tampak
bahwa drive cairan akan mengarah ke kanan di lapisan permukaan dan ke kiri di lapisan
bawah permukaan. Aliran pertukaran 2 -layer ini adalah yang mendorong sirkulasi
pada suatu muara.
x
z
x
z
-
Gambar 1. Gradien tekanan Baroclinic disebabkan/supported oleh dua cairan
yang berdekatan namu densitas yang berbeda. Panah mewakili tekanan
baroclinic gradien-yang meningkat secara linear dengan kedalaman serta
akselerasi yang paket fluida menjalar dalam gradien tekanan baroclinic.
Gambar 2. Contoh pemodelan isohaline
Menunjukkan bidang salinitas di muara Sungai Hudson. Garis putih mewakili
isohaline dan menunjukkan kadar garam yang memanjang lebih dari 50 km ke hulu di
lapisan bawah. Warna pada grafik menggambarkan konsentrasi zat warna, dengan
merah menunjukkan konsentrasi tertinggi. Dye(alat) ini disuntikkan ke dalam lapisan
yang lebih rendah 2 hari sebelumnya di ~ 25 km-menunjukkan bahwa dalam 2 hari
pewarna maju ke hulu (ke kanan) dengan kecepatan ~ 10 km per hari.
Perhatikan bahwa gerakan di hulu pewarna dalam arah yang berlawanan dari
aliran sungai (yang tentu saja mengalir ke sungai dan menuju laut ke kiri). Ini adalah
baroclinic yang memaksa air garam laut padat yang merosot di bawah permukaan air
tawar lebih ringan. Sementara perkiraan secara rinci dari gradien tekanan baroclinic
dapat dibuat dengan data yang sebenarnya dengan skema yang ditunjukkan pada
Gambar 2 kita dapat membangun sebuah model mentah untuk memperkirakan gradien
tekanan.
Menggunakan isohaline 10 psu pada gambar 1 sebagai antarmuka antara air
tawar dan asin kita melihat bahwa antarmuka antara lapisan permukaan dan lapisan
bawah lereng bawah adalah sekitar 1 meter setiap 6 km atau
Km from Jersey Shore
met
ers
.1
.050
-.05
-.1
-.15
-.20
Km from Jersey Shore
met
ers
Km from Jersey Shore
met
ers
.1
.050
-.05
-.1
-.15
-.20
-
4106.1
x
x
zI
Di bagian bawah tekanan hidrostatik adalah sama dengan berat air atasnya yang
dapat ditulis sebagai.
))z)zH((g)x(P i2i1
Perhatikan bahwa tekanan adalah fungsi dari x. Ketika kita mengambil turunan
dari persamaan ini terhadap x-satunya istilah yang bukan nol adalah yang memiliki x
di dalamnya, semua istilah lainnya tidak bervariasi dalam x dan dengan demikian
memiliki turunan (laju perubahan) dari nol . Oleh karena itu sepanjang gradien tekanan
saluran di lapisan bawah karena isopycnals miring adalah:
x
zg
x
z)(g
x
zg
x
zg
x
zg
x
P ii1
i1
i2
i1
Jadi diatas adalah gaya gradien tekanan. Pada persamaan momentum sering kita
mengungkapkan hal tersebut sebagai percepatan-daripada F = ma kita menulis F / m =
a dan hubungannya dengan persamaannya manjadi
x
z'g
x
zg
x
P1 ii
Dimana g adalah gravitasi dan berkurang. Berkurangnya gravitasi adalah
gravitasi yang efektif bahwa tubuh air masuk dalam system fluida. Perhatikan bahwa
jika dua densitas ( adalah sama dan mengurangi gravitasi hingga nol. Ini
adalah salah satu bobot dalam air. Untuk perbedaan yang sangat kecil antara kedua
kepadatan gravitasi yang efektif secara signifikan akan lebih kecil dari g.
Untuk contoh jika = 10 kg/m3 seperti dalam kasus di Hudson, kemudian
dikurangi gravitasi adalah sekitar 100 kali lebih kecil dari gravitasi. Jadi sementara
partikel yang terkena kekuatan penuh oleh gravitasi akan mempercepat percepatan
pada 9,8 m/s2, accleration dalam hal ini adalah medan gravitasi yang berkurang dan
-
menjadi 0,098 m/s2. Bahwa gradien tekanan baroclinic ini memiliki bentuk yang sama
seperti gradien tekanan barotropic terkait dengan kemiringan yaitu kemiringan
permukaan laut.
xg
x
P
Dimana (x
) adalah kemiringan lereng permukaan laut. Di sungai-sungai
permukaan laut daerah yang miring ke bawah ke arah laut dan mempercepat air sungai
untuk menuju laut. Oleh karena gradien tekanan barotropic dalam tanda berlawanan
dari gradien tekanan baroclinic sehingga pada lapisan permukaan, total gradien tekanan
hanya karena pengaruh gradien tekanan barotropic, sedangkan di lapisan bawah total
gradien tekanan adalah jumlah dari barotropic dan gradient tekanan baroclinic . Sebuah
kasus khusus terjadi ketika gradien tekanan barotropic sama dengan tapi kebalikan dari
tekanan baroclinic.
Gambar 3. Model Simplfied sistem dua lapisan untuk memperkirakan gradien
tekanan baroclinic lapangan garam seperti ditunjukkan pada gambar 1.
Yang berarti bahwa rasio kemiringan antarmuka dengan kemiringan
permukaan laut Dalam contoh yang ditunjukkan pada gambar 1,
Surface
x
z
Bottom
zI
H
Interface
Surface
x
z
Bottom
zI
H
Interface
x
z
Bottom
zI
H
x
z
x
z
Bottom
zI
H
Interface
-
kg/m3 dan sejak kg/m3 jika kemiringan permukaan laut adalah 1/100
kemiringan antarmuka total gradien tekanan di lapisan bawah akan menjadi nol dan
gradien tekanan barotropic akan menangkap wedge garam karena aliran di dalamnya
akan menjadi nol . Dalam kasus di atas ini sesuai dengan kenaikan 1 cm di permukaan
laut setiap 1-6 km - bukan jumlah yang tidak masuk akal di sungai dan daerah estuari .
Pada pengamatan arus di lapisan bawah dan gerakan pewarna menunjukkan
bahwa ada kecepatan hulu di lapisan bawah . Selanjutnya total gradien tekanan di
lapisan bawah diarahkan menaiki stream dan menunjukkan bahwa kemiringan
permukaan laut adalah kurang dari 1 cm setiap 6 km - tapi masih miring ke arah laut
untuk arus permukaan adalah arah laut. Di laut kedua kemiringan permukaan dan
isopycnals lereng cenderung lebih kecil dari apa yang terlihat di muara . Namun ada
kecenderungan pada bidang densitas untuk menyesuaikan sedemikian rupa bahwa pada
kedalaman total gradien tekanan menjadi sangat kecil .
Jika kita mengasumsikan bahwa gradien tekanan tidak berubah nol pada
beberapa kedalaman dan harus ada pengamatan menggunakan profil CTD sehingga
kita bisa memperkirakan kemiringan sebenarnya dari permukaan laut .
Tekanan pada dua stasiun dapat ditulis:
P2 == ( gH
Dimana adalah perbedaan permukaan laut antara dua stasiun, adalah
densitas rata-rata untuk profil 1, adalah perbedaan dalam kepadatan rata-rata
antara 1 profil dan profil 2 dan H adalah tingkat diduga tidak ada gerakan.
Karena pada kedalaman ini P1 = P2 kita menemukan g (H + (
gH .
-
PGH + g PGH + gH
H
Jadi jika H adalah 4000m dan adalah 0,1 kg/m3 akan menjadi 40
cm.
Gambar 3. Hubungan barotripic dan baroclinic
2.2. Arus Densitas
Dengan suhu 13,4 C ( 56,1 F ) dan salinitas 38,4 unit praktis salinitas
( psu) yang kira-kira setara dengan bagian per seribu ) , air padat terbentuk di
Laut Mediterania adalah baik hangat dan asin dari Atlantik Tengah Utara air (
NACW ) . The NACW , yang melewati di atas aliran air Mediterania padat ,
memiliki suhu yang berkisar 11,4-12,5 C ( 52,5-54,5 F ) dan salinitas yang
berkisar 35,6-35,7 psu . Air Mediterania padat bergerak ke arah barat ke
-
Atlantik Utara dibawah 100 meter ( sekitar 300 kaki) dari Selat Gibraltar ,
sementara air mengalir ke arah timur Atlantik Utara melalui bagian atas selat
ke Laut Mediterania .
Mengingat selat yang sangat sempit , air padat mempercepat kecepatan
nya sekitar 1 meter ( sekitar 3 meter ) per detik pada ambang di bagian barat
selat . Setelah memasuki Samudra Atlantik, densitas perairan Mediterania
melimpah dan mulai menurun di sepanjang lereng benua . Awalnya, penurunan
secara vertikal lereng tersebut adalah 4 meter untuk setiap kilometer horizontal
( 21 kaki per mil ) untuk pertama 20 km ( 12 mil) , dan meningkat menjadi 12
meter untuk setiap kilometer horizontal ( 63 kaki per mil ). Pada bagian lereng
yang curam, arus densitas akan mencapai kecepatan maksimum 1,2 meter (
sekitar 4 meter ) per detik . Gaya Coriolis akan menyebabkan air yang padat ke
bergerak ke kanan terhadap lereng benua di sepanjang sisi utara Teluk Cdiz ,
dimana ia mengalir hampir secara geostropik ( yaitu, arus yang mengalir tegak
lurus ke jalan yang ditentukan oleh tekanan horisontal dan gradien ) .
Luapan air tersebut kemudia masuk ke perairan Mediterania dengan
kedalaman hanya 800 sampai 1.300 me ter (sekitar 2.600 sampai 4.300 kaki )
karena entrains. Kemudian salinitas dan suhu yang bervariasi akan muncul di
Atlantik Utara sebagai apa yang disebut Mediterania Salt Tongue , lobus air
garam yang sangat memanjang keluar dari Selat Gibraltar .
Arus densitas menurut para ilmuan pusatnya adalah berdada di perairan
tersebut dan sangat-sangat melimpah di perairan Mediterania saat ini. Di masa
lalu orang banyak berpikir bahwa salinitas dan distribusi temperatur di Atlantik
Utara adalah produk dari penyebaran overflow Mediterania . Pada 1990-an ,
bagaimanapun studi terkait salinitas dan distribusi temperatur di Tongue
Mediterania Salt dengan mengalami pergeseran ke arah barat pusaran yang
dibentuk oleh Mediterania dan sangat melimpah saat ini . Pusaran Mediterania
ini diberi nama " Meddies" dan di daerah ini terjadi spin off dari aliran arus
-
densitas geostropik ketika mengalir di sepanjang lereng benua , khususnya di
dekat tanjung seperti Cape St Vincent di Portugal .
The Meddies berkontribusi terhadap penyebaran salinitas dan suhu arus
densitas karena mereka secara bertahap melakukan pencampuran ke kawasan
perairan yang ada di sekitarnya selama gerakan mereka ke arah barat . Selain
itu, The Meddies akan sangat mungkin untuk tiba-tiba membuang suhu dan
salinitas mereka melalui pencampuran ketika mereka menghadapi pulau dan
gunung laut dan dan untuk kemudian pecah. Membuang disini diibaratkan
melepaskan muatan arus densitas tersebut untuk kemudian lebih ringan dan
kemudian menghantam pulau dan akhirnya akan pecah di ujung alirannya. Saat
densita yang mencapai tingkat aambang batas kembali netral seperti yang
terjadi di perairan Selat Denmark dan Faroe akan menyebabkan overflows .
Perairan ini turun disepanjang lereng benua Eropa dan membelok ke kanan
untuk mencapai ujung selatan Greenland untuk membentuk Atlantik Utara
Deep Water ( NADW ).
Arus Densitas merupakan : arus yang dibangkitkan oleh perbedaan
gradient tekanan dalam arah horizontal. Aliran yang disebabkan densitas atau
aliran non-homogen adalah gerakan fluida didalam medan gravitasi yang
dibangkitkan oleh variasi-variasi densitas yang disebabkan variasi-variasi dari:
Salinitas
Sedimen
Temperatur.
Arus densitas biasanya terjadi di estuari dimana terdapat gradient
salinitas yang cukup besar akibat adanya pertemuan air tawar dari sungai dan
air asin yang berasal dari laut, sehingga variasi ini akan mengakibatkan
terbentuknya gradient tekanan horizontal yang berperan sebagai faktor
pembentuknya arus densitas. Gradient tekanan yang terbentuk akibat variasi
salinitas di estuary menimbulkan sirkulasi estuary dimana air tawar bergerak
-
di lapisan permukaan ke arah laut dan air asin bergerak kea rah hulu dilapisan
dalam.
Berikut ini beberapa jenis arus densitas :
Density driven current due to river discharge
Density driven current due to Buoyancy supply from the open ocean
Density driven current due to bouyancy Input from river and open ocean
Density driven current due to Topographic heat accumulation effect
Density driven current due to Horizontal distribution of vertival diffusity
-
III. PENUTUP
3.1. Kesimpulan
Kesimpulan yang bisa diambil dalam kajian sederhana antara
baroclinic barotropic serta arus densitas ini adalah ketiganya diibaratkan merupakan
elemen yang saling berhubungan antara yang satu dengan yang lainnya dan dalam
prosesnya di alam juga dipengaruhi oleh parameter yang masing-masih dimiliki oleh
ketiga-tiganya salah satu diantaranya adalah total gradient yang dapat mempercepat
laju gradient tekanan dan juga mampu mengurangi percepatan gravitasi untuk
beberapa kasus.
3.2. Saran
Waktu tenggang yang diberikan harus lebih lama lagi supaya hasil yang didapat
lebih banyak dan setidaknya diberikan satu kasus untuk bisa kita interpretasikan.
-
STUDI PUSTAKA
Jeffreys-Jones, Rhodri.: Waves and Current: Yale University Press, 1999.
Sastrodinawaryo.1999. Kajian Barotropic Kawasan Laut Dalam Perairan
Nusantara. Semarang.UNDIP Press Universitas Diponegoro Semarang.
Teiserson and Harald Prokop.1998. A minicourse on multithreaded
programming of Baroclinic and Density flow. Avail-able on the Internet from
http://theory.lcs.mit.edu/~cilk.
http://supertech.lcs.mit.edu/cilk (diakses pukul 6.24PM pada 26 April 2014
server undip.ac.id )
http://undiposeanografi.blogspot.com/2011/11/arus-laut.html (diakses pukul
10.AM pada 28 April 2014)
top related