oseanografi fisis

92
BAB I SIFAT-SIFAT FISIS AIR TAWAR Air laut adalah air tawar yang mengandung 3,5% garam- garam. Oleh karena itu sebelum kita membahas sifat-sifat fisis dan kimiawi air laut perlu terlebih dahulu diketahui sifat-sifat fisis air tawar. Molekul air tawar terdiri dari dua atom H + dan satu atom O = . Struktur molekul air tawar (H 2 O) unik, dimana sudut antara atom H + dan atom O = adalah 105 o . (Gambar 1.1) Gambar 1.1. Struktur molekul air tawar (H 2 O) Karena struktur molekul H 2 O demikian, maka molekul air bersifat bipolar (mempunyai dua kutub). Atom H + dan O = 1

Upload: yosepp-d-sinaga

Post on 03-Feb-2016

99 views

Category:

Documents


8 download

DESCRIPTION

Oseanografi

TRANSCRIPT

Page 1: Oseanografi fisis

BAB I

SIFAT-SIFAT FISIS AIR TAWAR

Air laut adalah air tawar yang mengandung 3,5% garam-garam. Oleh karena

itu sebelum kita membahas sifat-sifat fisis dan kimiawi air laut perlu terlebih

dahulu diketahui sifat-sifat fisis air tawar.

Molekul air tawar terdiri dari dua atom H+ dan satu atom O=. Struktur molekul

air tawar (H2O) unik, dimana sudut antara atom H+ dan atom O= adalah 105o.

(Gambar 1.1)

Gambar 1.1. Struktur molekul air tawar (H2O)

Karena struktur molekul H2O demikian, maka molekul air bersifat bipolar

(mempunyai dua kutub). Atom H+ dan O= diikat oleh suatu ikatan kimia yang

disebut ikatan kovalen (covalent bond). Ikatan kovalen ini terbentuk dengan

cara saling berbagi elektron antara atom H+ dan atom O=. Tiap atom H+

berbagi (share) elektron tunggalnya dengan atom O=, dan atom O= berbagi

satu elektronnya dengan tiap atom H+.

1

Page 2: Oseanografi fisis

Mekanisme terbentuknya ikatan kovalen suatu molekul adalah sebagai

berikut. Sifat kimia suatu atom ditentukan oleh elektronnya dan setiap atom

menginginkan suatu konvigurasi elektron yang simetris seperti yang dimiliki

oleh gas-gas mulia. Konvigurasi elektron yang simetris adalah sedemikian

sehingga kulit (shell) pertama mempunyai 2 elektron, kulit kedua mempunyai

8 elektron (total 10 elektron), kulit ketiga mempunyai 8 elektron (total 18

elektron) dan seterusnya.

Konvigurasi elektron yang simetri dari gas-gas mulia He (jumlah elektron 2),

Ne (jumlah elektron 10) dan Ar (jumlah elektron 18) diperlihatkan oleh gambar

1.2.

Gambar 1.2. Konvigurasi elektron dari He, Ne dan Ar.

Atom hidrogen (H) hanya mempunyai satu elektron. Ia membutuhkan satu

elektron agar dapat mempunyai konfigurasi seperti atom Helium (He). Oleh

karena itu ia cenderung untuk bergabung dengan atom-atom lainnya dengan

cara berbagi (share) elektron yang dimilikinya. Ia dapat bergabung dengan

atom H yang lain membentuk molekul H2.

Atom oksigen mempunyai 8 elektron. Ia membutuhkan 2 elektron agar dapat

mempunyai konvigurasi elektron gas Neon (Ne). Dua elektron ini dapat

diberikan oleh dua atom hidrogen. Jadi atom oksigen akan mengalami

konvigurasi elektron atom Ne dengan bergabung dengan dua atom H

membentuk molekul air. Kedua atom H yang membentuk molekul air juga

mengalami konvigurasi elektron atom He.

2

Page 3: Oseanografi fisis

Pembentukan molekul air dengan cara berbagi elektron antara atom O dan

atom H diilustrasikan oleh gambar berikut.

Hal yang sama berlaku dalam pembentukan Methan (CH4) dan Amonia (NH3).

Atom Carbon mempunyai 6 elektron. Ia butuh 4 elektron agar mempunyai

konvigurasi elektron atom Ne. 4 elektron ini diberikan oleh 4 atom H.

Atom Nitrogen mempunyai 7 elektron, kurang 3 elektron yang dapat diberikan

oleh 3 atom H.

O + 2 HO

(H2O)HO

O

HO

HO

HO

C + 4 HO

C

HO

HO

3

(CH4)

Page 4: Oseanografi fisis

Karena sifat alami air adalah bipolar, maka molekul air akan menarik molekul

air yang lain membentuk suatu ikatan yang disebut ikatan hidrogen (hydrogen

bond); lihat gambar 1.3 ikatan hidrogen antar molekul air merupakan ikatan

yang sangat kuat. Diperlukan energi panas yang besar untuk mempercepat

gerakan molekul air dan menaikkan suhunya.

Gambar 1.3. Ikatan Hidrogen pada molekul air

Ikatan hidrogen yang kuat ini membuat air mempunyai kapasitas panas yang

tinggi dibandingkan zat yang lain. Kapasitas panas air = 1 Cal/g/oC

Contoh kapasitas panas dari beberapa zat diperlihatkan pada Tabel 1.1

HO

N + 3 HO

N

HO

HO

(NH3)

4

Page 5: Oseanografi fisis

Tabel 1.1. Kapasitas panas beragam zat

Zat (Materi) Cal/g/oC

Aceton

Alumunium

Amonia

Tembaga

Alkohol

Timah

Air raksa

Perak

Air

0,51

0,22

0,13

0,09

0,23

0,03

0,03

0,06

1,0

Kapasitas panas yang tinggi ini cenderung membuat air menolak perubahan

suhu bila panas ditambahkan atau diambil (dikurangkan).

Apa konsekuensi dari kapasitas panas air yang tinggi?

Range (kisaran) suhu air laut jauh lebih kecil daripada range suhu udara.

Contoh:

Range suhu air laut:

-2 oC s/d 30 oC : -2 oC di Antartika

Range suhu udara:

-50 oC s/d 50 oC : -50 oC di Antartika dan 50 oC di gurun pasir

Dalam satu hari perubahan suhu air laut jauh lebih kecil daripada perubahan

suhu udara atau daratan didekatnya.

5

Page 6: Oseanografi fisis

Kapasitas panas air yang tinggi berperan dalam pembentukan angin darat

dan angin laut serta angin musim (monsun). Pada siang hari tekanan udara di

atas laut lebih tinggi daripada tekanan udara di atas daratan, sehingga timbul

angin laut yang mengalir dari laut ke darat atau mengalir dari tekanan tinggi

ke tekanan yang lebih rendah. Prosesnya diawali dari kapasitas panas air

yang lebih tinggi daripada kapasitas panas daratan yang membuat daratan

lebih cepat panas daripada laut. Konsekuensinya tekanan udara di atas

daratan lebih rendah daripada tekanan udara di atas laut. Sebaliknya pada

malam hari daratan lebih cepat melepaskan panas daripada laut sehingga

tekanan udara di atas daratan lebih tinggi daripada tekanan udara di atas laut.

Akibatnya berhembus angin dari darat ke laut (angin darat).

Analogi yang sama berlaku pada pembentukan angin musim. Pada saat

matahari berada di selatan khatulistiwa atau musim dingin di benua Asia

(Desember – Februari) tekanan udara diatas benua Asia lebih tinggi daripada

tekanan udara diatas lautan Hindia dan perairan Indonesia serta tekanan

udara diatas benua Australia. Akibatnya bertiup angin musim (Monsun barat

daya) dari benua Asia melewati Indonesia menuju benua Australia. Pada saat

matahari berada di utara khatulistiwa atau musim panas di benua Asia (Juni –

Agustus) tekanan udara di atas benua Asia lebih rendah daripada tekanan

udara di atas lautan Hindia dan perairan Indonesia serta tekanan udara di

atas benua Australia. Akibatnya bertiup angin musim (Monsun Tenggara) dari

benua Australia melewati Indonesia menuju benua Asia. Karena kapasitas

panas air yang tinggi, maka perubahan suhu laut atau danau berlangsung

secara perlahan dan membuat suhu permukaan bumi stabil.

Ikatan hidrogen juga membuat air cenderung berkelompok atau terikat satu

dengan yang lain dan sifat ini disebut sifat kohesif. Sifat kohesif ini membuat

air mempunyai tegangan permukaan yang tinggi.

Contoh : tetes air pada permukaan kaca akan membentuk lengkungan.

Kandungan garam memperbesar tegangan permukaan air. Ini akan

mempermudah terbentuknya ripples yang membantu terbentuknya

gelombang laut.

6

Page 7: Oseanografi fisis

Disamping bersifat kohesif, air juga bersifat adhesif. Adhesif adalah

kecenderungan air untuk melekat pada material lain atau membasahi material

lain. Kombinasi sifat kohesif dan adhesif ini akan menimbulkan efek kapiler.

Contoh efek kapiler:

- air yang naik di dalam pipet

- air yang merembes dari ujung handuk yang dicelupkan ke dalam air.

Air mempunyai viskositas yang rendah. Oli mempunyai viskositas yang jauh

lebih besar daripada air. Viskositas adalah resistensi terhadap suatu gerakan

atau gesekan internal. Viskositas bergantung pada suhu. Penurunan suhu

akan memperbesar viskositas.

DENSITAS AIR

Densitas rapat jenis; dilambangkan dengan

= m/v [gr/cm3 ; gr/ml ; kg/m3]

Pengaruh suhu pada densitas air tawar?

Anomali sifat air:

Tidak seperti air laut, penurunan suhu air tawar tidak membuat densitasnya

bertambah secara kontinu. Air mencapai max pada suhu 3,98°C 4 oC.

Densitas akan berkurang bila suhu dinaikkan di atas atau diturunkan dibawah

4°C. Keadaan ini disebut anomali air.

Penurunan suhu, dibawah 20°C misalnya, mula-mula akan memperbesar

densitas air, tetapi penambahan densitas ini tidak berlangsung secara

kontinu. Air akan mencapai densitas maksimum pada suhu 4°C. Penurunan

suhu di bawah suhu 4 oC malah memperkecil densitas (gambar 1.4).

7

Page 8: Oseanografi fisis

Gambar 1.4. Sifat Anomali pada air tawar

Kenapa pengurangan suhu di bawah 4oC memperkecil harga densitas air?

Dibawah suhu 4°C molekul air saling berdekatan dan bergerak sangat lambat

sehingga dapat membentuk ikatan hidrogen yang terdiri dari 6 molekul

(heksagonal). Pada suhu 0oC terbentuk kristal es dengan struktur yang

diperlihatkan pada gambar 1.5.

8

Page 9: Oseanografi fisis

Gambar 1.5. Struktur kristal es (satu lapis)

Struktur kristal es mempunyai banyak rongga, sehingga densitas air dalam

bentuk padat (es) lebih kecil daripada densitas air dalam bentuk cair.

Air dalam bentuk padat mengambil ruang lebih banyak daripada air dalam

bentuk cair. Sehingga sedikit molekul air yang yang ada dalam 1 cm3.

Kenapa air dalam bentuk padat mengambil ruang lebih besar daripada air

dalam bentuk cair ?

Pada pembentukan kristal es, sudut antara atom H+ dan O= bertambah dari

105º menjadi sedikit lebih dari 109º. Suatu ruang yg di dapat di isi 27 molekul

air dalam kondisi cair, hanya dapat di isi oleh 24 molekul air dalam kondisi

padat. Jadi untuk memuat jumlah molekul air yang sama diperlukan ruang

yang lebih besar. Ada pengembangan volume sekitar 9%. Kondisi ini

mengakibatkan densitas es lebih kecil daripada densitas air.

9

Page 10: Oseanografi fisis

Proses ekspansi dan kontraksi air akibat perubahan suhu diperlihatkan pada

gambar 1.6.

Ekspansi : berkurang

Kontraksi : bertambah

Gambar 1.6 Pengembangan dan pemadatan massa air

Gambar 1.7. Winter overturning di danau air tawar

Apa konsekuensi anomali sifat air ?

Di danau air tawar di daerah yang mengalami musim dingin dapat terbentuk

sirkulasi secara vertikal yang disebut Winter Overturning.

Pada saat musim dingin, karena pendinginan yang tidak merata, sebagian

permukaan danau dapat lebih dingin dari bagian yang lain. Bila, bagian dari

permukaan danau tersebut suhunya turun mencapai 4°C, maka pada saat itu

densitasnya mencapai maksimum. Karena densitasnya maksimum (berat),

maka massa air dipermukaan akan turun ke lapisan dalam dan mendorong

massa air yang ringan ke permukaan membentuk sirkulasi air secara vertikal.

Proses ini akan membuat massa air yang berat selalu berada di lapisan

dalam. Fenomena ini dinamakan winter over turning (Gambar 1.7). Karena

10

4oC10oC

0oC

ekspansi ekspansi

kontraksi kontraksi

4 oC

Danau air tawar

Page 11: Oseanografi fisis

massa air yang berat selalu berada di lapisan dalam maka suhu danau air

tawar dilapisan dalam tidak dapat lebih rendah dari 4°C.

EFEK PENAMBAHAN GARAM

Efek dari penambahaan garam, yaitu:

1. Densitas air bertambah; air tawar

berada di atas air laut.

2. Titik bekunya berkurang/menurun

(lebih kecil daripada 0°C) atau bisa mencapai -2°C di Kutub Selatan (lihat

gambar 1.8).

3. Suhu densitas air maksimum

berkurang (lebih kecil daripada 4°C)

4. Kapasitas panas air berkurang 4 %.

Untuk menaikkan suhu 1 gr air laut di sekitar 1º C hanya diperlukan 0,96

cal.

5. Garam-garam yang larut

mengganggu jaringan kerja (network) dari ikatan hidrogen di dalam air

yang mengakibatkan titik beku air laut lebih kecil dari titik beku air murni ( <

0ºC ).

Mis: air laut dengan S = 35 %o mempunyai titik beku –1,91ºC

6. Garam-garam yang larut di dalam air

laut cenderung menarik molekul air sehingga air laut lebih lambat

menguap daripada air tawar.

7. Tekanan Osmosis bertambah

dengan bertambahnya Salinitas.

Catatan: Tek. Osmosis adalah tekanan yang dilakukan pada membran

biologis biota laut bila salinitas lingkungan berbeda dari salinitas di dalam

11

Page 12: Oseanografi fisis

sel biota laut. Tekanan Osmosis merupakan faktor kunci dalam transmisi

air ke dalam atau keluar sel

Sifat keempat sampai dengan ketujuh bervariasi dengan salinitas. Sifat-sifat

ini disebut Sifat Koligatif ( Colligative Properties ).

Gambar 1.8. Efek penambahan garam pada titik beku air

DAYA LARUT

Air merupakan pelarut yang sangat baik. Zat padat, zat cair maupun gas

dapat larut dalam air. Air disebut juga sebagai pelarut universal. Sifat pelarut

yang baik ini bersumber dari sifat molekul air yang bipolar, sehingga ia mudah

melepaskaan ikatan ionik dari garam-garam yang larut di dalam air. Bila NaCl

larut didalam air, polaritas dari air akan mengurangi daya tarik elektrostatik

(ikatan ionik) diantara ion natrium (Na+) dan ion chlor (Cl-) yang

mengakibatkan ion Na+ terpisah dari ion Cl-

NaCl Na+ + Cl-

Bagaimana cara molekul air memisahkan NaCl menjadi Na+ dan Cl-?

12

Page 13: Oseanografi fisis

Ion Na+ akan dikelilingi oleh kutub negatif dari molekul air dan ion Cl- akan

dikelilingi oleh kutub positif dari molekul air. Deskripsinya adalah sebagai

berikut: (gambar 1.9)

H+ H+

13

Na+

O=

O= O=

O=

O= O=

H+

H+

H+H+

H+

H+

H+

H+ H+ H+

H+ H+

H+

H+

H+

H+ H+

O=O=

O= O=

Cl-

H+

H+ H+

H+

H+

Cl- H+

H+

H+

Page 14: Oseanografi fisis

Gambar 1.9. Struktur ikatan molekul air dan garam

RINGKASAN DARI SIFAT-SIFAT AIR

Ringkasan dari pembahasan tentang sifat-sifat air tawar diberikan pada

Tabel 1.2.

Tabel 1.2. Beberapa Sifat Air

Sifat Dibandingkan dengan Zat Lain

Tegangan permukaan Paling tinggi dari semua zat cair pada umumnya.

Penghantaran panas Paling tinggi dari semua zat cair pada umumnya, kecuali air raksa.

Viskositas Relatif rendah untuk suatu zat cair (menurun dengan meningkatnya suhu).

Panas laten penguapan:

Jumlah pertambahan atau kehilangan panas per satuan massa oleh perubahan zat dari fase cair ke gas atau gas ke cair tanpa disertai kenaikan suhu (cal/g).

Paling tinggi dari semua zat pada umumnya.

Panas laten peleburan:

Jumlah pertambahan atau kehilangan panas per satuan massa oleh perubahan zat dari fase padat ke cair atau cair ke padat tanpa disertai kenaikan suhu (cal/g).

Paling tinggi dari semua zat cair pada umumnya dan sebagian besar zat padat.

Kapasitas panas:

Jumlah kebutuhan panas untuk menaikkan suhu 1 g zat 1 oC (cal/g/oC)

Paling tinggi dari semua zat padat dan zat cair pada umumnya.

Kerapatan:

Massa per satuan volume (g/cm3 atau g/ml).

Berat jenis ditentukan oleh (1) suhu, (2) salinitas, (3) tekanan.

Berat jenis maksimum air murni adalah pada suhu 4 oC. Untuk air laut, titik beku menurun dengan meningkatnya salinitas.

14

Page 15: Oseanografi fisis

Kamampuan melarutkan Malarutkan banyak zat dalam jumlah lebih besar daripada zat cair lain pada umumnya.

Menurut Ingmanson dan Wallace, 1973.

BAB II

SIFAT-SIFAT FISIS DAN KIMIAWI AIR LAUT

Ada dua parameter utama yang digunakan oleh ahli oseanografi untuk

mempelajari sifat-sifat fisis dan kimiawi air laut, yaitu: Suhu dan Salinitas

(kandungan garam). Dari distribusi suhu dan salinitas air laut ahli oseanografi

dapat mengidentifikasi massa air laut dan mempelajari gerakan air laut. Suhu

dan salinitas air laut sangat menentukan densitas air laut disamping tekanan

(kedalaman). Dalam setiap penelitian laut, suhu dan salinitas di samping

kedalaman selalu di ukur.

Para ahli oseanografi berkepentingan untuk mengetahui distribusi spasial

(horizontal, vertikal) dan temporal (harian, musim, tahunan) dari sifat-sifat fisis

dan kimiawi air laut.

Suhu Air Laut

Air laut bila ditinjau dari distribusi sifat-sifat fisis atau kimiawinya, secara

umum adalah berlapis (stratified). Distribusi sifat-sifat fisis maupun kimiawi air

laut umumnya zonal, dalam arti tidak banyak perubahan dalam sifat-sifat air

pada arah barat-timur. Kalau kita perhatikan peta distribusi suhu secara

horizontal, kita akan melihat isotherm membentang secara zonal. Distribusi

suhu secara zonal jauh lebih kecil daripada distribusi suhu dalam arah

meridional (utara-selatan) dapat dilihat pada gambar 2.1.

15

Page 16: Oseanografi fisis

Gambar 2.1. Distribusi suhu

Di samping itu distribusi suhu secara vertikal jauh lebih besar daripada

distribusi horizontal.

Contoh :

Di daerah ekuator suhu permukaan 28oC sementara pada kedalaman 1 km

suhu berkurang menjadi 5oC. Secara horizontal, perubahan suhu yang setara

dengan perubahan vertikal memerlukan jarak 5000 km ke arah utara atau

selatan ekuator. Gradien suhu vertikal ~ 5000 kali gradien suhu horizontal.

Suhu permukaan laut terbuka berkisar antara –2ºC sampai dengan 29ºC.

Variasi suhu harian (diurnal variation) di laut terbuka (open ocean) adalah

kecil (jarang yang melebihi 0,3ºC). Perubahan harian yang besar (2ºC sampai

dengan 3ºC) terjadi di perairan dangkal atau perairan terlindung atau semi

tertutup. Variasi tahunan di permukaan naik dari 2ºC di daerah ekuator ke 8ºC

di lintang 40º dan berkurang ke arah kutub (karena panas diperlukan dalam

proses pencarian atau pembekuan dimana es laut (sea-ice) terjadi. Variasi

tahunan yang besar (10 – 15oC) dapat terjadi di perairan-perairan yang

terlindung. Perubahan harian dari suhu cukup besar sampai ke kedalaman

beberapa meter. Perubahan musiman cukup besar sampai ke kedalaman 100

– 300 meter. Pada kedalaman yang besar, perubahan yang terjadi dalam

perioda tahunan atau abad. Suhu maksimum terjadi pada bulan

Agustus/September (musim panas) dan suhu minimum terjadi pada bulan

Februari/Maret (musim dingin). Di bawah permukaan terjadinya suhu

16

Page 17: Oseanografi fisis

maksimum atau minimum terlambat sekitar 2 bulan dibandingkan waktu

terjadinya di permukaan.

Distribusi Vertikal dari Suhu Air Laut

Secara vertikal, laut dapat dibagi dalam 3 lapis, yaitu:

1. Lapisan homogen atau lapisan tercampur sempurna yang dikenal

dengan nama mixed layer.

2. Lapisan dimana terjadi pengurangan suhu yang cepat secara vertikal

yang dikenal sebagai lapisan termoklin (thermocline).

3. Lapisan dimana suhu berkurang secara perlahan dengan kedalaman.

Lapisan ini di sebut lapisan dalam (deep layer).

Distribusi suhu secara vertikal diperlihatkan oleh Gambar 2.2 :

Gambar 2.2. Profil vertikal suhu air laut

Mixed layer di daerah ekuator lebih tipis dibanding di lintang menengah,

mengapa ?

Mixed layer merupakan lapisan yang tercampur sempurna (well mixed) oleh

pengaruh angin dan gelombang yang menimbulkan turbulensi yang dapat

mengaduk lapisan atas dari air laut. Tebal dari lapisan mixed layer ini sangat

tergantung pada kekuatan angin. Di lintang menengah, terutama pada musim

dingin, kekuatan angin jauh lebih besar daripada di daerah ekuator.

17

ToC

50-200 m

1000-1500 m

Z (m) Termoklin layer

Deep layer

Mixed layer

20100

Page 18: Oseanografi fisis

Terdapat 4 musim di lintang menengah yang mengakibatkan perbedaan

tekanan udara sangat besar sehingga terjadi angin yang besar pula.

Sedangkan terdapat 2 musim di daerah ekuator yang menyebabkan

perbedaan tekanan udara tidak begitu besar sehingga angin juga tidak begitu

kuat. Kondisi ini mengakibatkan mixed layer di lintang menengah lebih tebal

daripada mixed layer di daerah ekuator. Lihat gambar 2.3.

Gambar 2.3. Tiga lapisan air laut

Termoklin: Pada lapisan ini terjadi perubahan suhu atau pengurangan panas

yang besar tehadap kedalaman. Pada lapisan ini panas ditransfer oleh proses

konduksi.

Deep layer : Perubahan suhu sangat lambat karena suplai panas dari lapisan

atas sudah berkurang.

Di daerah-daerah lintang menengah tebal dari mixed layer bergantung pada

musim. Termoklin juga bervariasi dengan musim. Di daerah-daerah yang

memiliki 4 musim terdapat termoklin musiman yang berubah mengikuti musim

dan termoklin permanen yang tidak dipengaruhi oleh musim.

Variasi dari distribusi suhu secara vertikal dengan musim diperlihatkan oleh

gambar berikut :

18

Page 19: Oseanografi fisis

Gambar 2.4. Profil vertikal suhu air laut dengan memperhatikan musim

A : Kondisi musim dingin yang ekstrim

B : Setelah ada pemanasan; angin lemah (musim semi)

C : Kondisi B setelah pengadukan angin yang kuat

D : Kondisi musim panas yang ekstrim

Pada gambar 2.4 dapat kita lihat perubahan suhu permukaan dan

pembentukan termoklin musiman dari musim semi ke musim panas dan

musim dingin. Suhu permukaan membesar menuju musim panas dan

mengecil menuju musim dingin. Termoklin musiman mulai terbentuk pada

musim semi (B) dan menjadi nyata pada musim panas (D). Termoklin yang

terbentuk pada musim semi dapat terganggu oleh pengaruh angin yang kuat

(C). Dari gambar 2.4 juga dapat kita lihat mixed layer lebih tebal pada musim

dingin dibandingkan pada musim panas (A dan D). Ketebalan dan kedalaman

termoklin permanen tidak berubah dengan musim.

Gambaran yang lebih detail tentang pertumbuhan dan peluruhan termoklin

musiman diperlihatkan pada gambar 2.5. Gambar ini memperlihatkan profil

suhu bulanan dari Maret 1956 hingga Januari 1957 yang diambil di Ocean

19

Page 20: Oseanografi fisis

Weather Station “P” di Pasifik utara bagian timur. Dari Maret sampai Agustus

suhu secara perlahan bertambah karena penyerapan energi matahari.

Lapisan mixed layer dari permukaan hingga kedalaman 30 meter atau lebih

tampak jelas terlihat. Setelah agustus energi matahari mulai berkurang

sementara kekuatan angin terus bertambah yang berperan mehilangkan

termoklin musiman hingga kondisi bulan Maret tercapai kembali. Mixed layer

dapat mencapai kedalaman 100 m pada bulan Januari. Ketebalan mixed layer

atau batas atas termoklin bervariasi dengan musim yang merefleksikan

kekuatan angin.

Gambar 2.5. Pertumbuhan dan Peluruhan Termoklin

Profil suhu di daerah lintang rendah, lintang menengah dan lintang tinggi

diperlihatkan pada gambar 2.6. Tipikal suhu di lintang rendah adalah 20oC di

permukaan, 8oC di kedalaman 500 m, 5oC di kedalaman 1000 m dan 2oC di

kedalaman 4000 m.

Di lintang tinggi suhu permukaan jauh lebih rendah daripada di lintang rendah.

Sementara suhu di lapisan dalam tidak banyak berbeda. Jika proses

pendinginan berlangsung cukup kuat dapat dicapai profil suhu yang seragam

dari permukaan hingga lapisan dalam. Di lintang tinggi di belahan bumi utara

sering dijumpai suatu lapisan air dingin dengan suhu -1,6oC berada di antara

20

Page 21: Oseanografi fisis

lapisan permukaan dan lapisan di bawahnya yang lebih hangat sehingga

terdapat suatu lapisan dengan suhu minimum pada kedalaman 50 – 100 m.

Lapisan ini disebut lapisan dicothermal.

Gambar 2.6. Profil suhu di daerah lintang rendah, lintang menengah dan lintang tinggi

Suhu insitu dan suhu potensial

Untuk menggambarkan suhu air laut, ahli oseanografi menggunakan dua

parameter yaitu suhu insitu dan suhu potensial. Suhu insitu adalah suhu air

laut pada kedalaman tertentu dan dinyatakan dengan simbol T. Suhu

potensial () didefinisikan sebagai suhu parcel air di permukaan laut setelah ia

diangkat dari suatu kedalaman tertentu secara adiabatis ke permukaan.

Proses adiabatis berarti tidak ada pertukaran panas dengan air di

sekelilingnya. Suhu potensial selalu lebih rendah daripada suhu insitu.

Pada saat parcel air dibawa ke permukaan secara adiabatis, tekanannya

berkurang sehingga parcel mengalami ekspansi yang mengakibatkan

suhunya berkurang. Misalnya suatu parcel air pada kedalaman 1000 m

mempunyai suhu 1oC setelah dibawa ke permukaan secara adiabatis suhunya

berkurang menjadi 0,57oC.

Konsep suhu potensial dengan mudah dapat diturunkan dari hukum I

Termodinamika yang menyatakan kekekalan energi :

21

Page 22: Oseanografi fisis

Perubahan energi internal = panas yang ditambahkan atau dikurangkan +

kerja yang dilakukan.

Karena proses yang ditinjau adalah adiabatis maka suhu kedua di ruas kanan

menjadi nol. Dengan demikian,

Perubahan energi internal = kerja yang dilakukan

Bila parcel air dibawa ke permukaan tekanan berkurang dan parcel air

melakukan kerja pada air di sekelilingnya sehingga ia mengalami ekspansi.

Akibat ekspansi yang dialaminya energi internalnya berubah yang

direfleksikan oleh turunnya suhu. Sebaliknya bila parcel air turun ke lapisan

dalam (sinks) ia mengalami tekanan yang besar dari air disekelilingnya. Air

disekelilingnya melakukan kerja pada parcel air dan parcel mengalami

kontraksi yang merubah energi internalnya yang direfleksikan dengan naiknya

suhu.

Kenapa kita perlu menggunakan suhu potensial ?

Di lapisan dalam di bawah termoklin suhu umumnya berkurang dengan

kedalaman hingga 4000 m. Tetapi di daerah palung (trench) yang

kedalamannya lebih besar daripada 4000 m suhu insitu bertambah secara

perlahan dengan kedalaman karena efek tekanan yang besar (gambar 2.7).

Gambar 2.7. Kurva suhu insitu dan suhu potensial di sebuah stasiun di Pasifik Utara

22

Page 23: Oseanografi fisis

Bila analisis kita hanya didasarkan pada profil suhu insitu, kita bisa saja

mengira bahwa di kedalaman di bawah 4000 m kolom air tidak stabil karena

adanya kenaikan suhu terhadap kedalaman yang akan mengakibatkan

densitas berkurang dan mengakibatkan terjadinya gerakan vertikal ke atas.

Tetapi pada kenyataannya dugaan ini tidak terjadi. Kondisinya adalah stabil

netral yang ditunjukkan oleh suhu potensial yang konstan di bawah

kedalaman 4000 m. Jadi untuk menghilangkan efek tekanan yang muncul

pada suhu insitu di perairan yang cukup dalam maka digunakan suhu

potensial.

Suatu contoh yang menggambarkan keadaan ini diperlihatkan oleh data

lapangan ekspedisi Snellius yang diambil di trench Mindanao, Filipina

(Tabel 2.1).

Tabel 2.1. Perbedaan antara suhu insitu dan suhu potensial di trench Mindanao.

Kedalaman

(m)

Salinitas

(‰)

Suhu Densitas

Insitu Potensial t Potensial

()

1455 34,58 3,20 3,09 27,55 27,56

2470 34,64 1,82 1,65 27,72 27,73

3470 34,67 1,59 1,31 27,76 27,78

4450 34,67 1,65 1,25 27,76 27,78

6450 34,67 1,93 1,25 27,74 27,79

8450 34,69 2,23 1,22 27,72 27,79

10035 34,67 2,48 1,16 27,69 27,79

Dari Tabel 2.1 dapat dilihat bahwa suhu insitu berkurang hingga kedalaman

3470 m. Di bawah keadalaman ini suhu insitu bertambah secara perlahan

dengan kedalaman (efek tekanan). Efek tekanan ini tidak terlihat pada suhu

potensial. Suhu potensial berkurang terhadap kedalaman. Harga salinitas

tidak banyak berubah di daerah palung ini.

23

Page 24: Oseanografi fisis

Densitas, yang dinyatakan dengan t, menunjukkan harga yang berkurang di

bawah kedalaman 4450 m, seolah-olah menunjukkan ketidakstabilan kolom

air. Tetapi kenyataannya tidaklah demikian. Kolom air berada dalam keadaan

stabil netral yang ditunjukkan oleh nilai (densitas potensial) yang konstan

mulai kedalaman 6450 m.

Suhu potensial dapat digunakan untuk melihat gerakan massa air. Massa air

yang sama mempunyai suhu potensial yang sama. Hal ini diperlihatkan oleh

gambar 2.8 berikut:

Gambar 2.8. Distribusi suhu insitu dan potensial

Gambar 2.8 memperlihatkan distribusi suhu insitu dan suhu potensial di

trench Mindanao yang datanya diperlihatkan pada Tabel 2.1. Plot dari suhu

insitu (gambar 2.8a) memberi gambaran kepada kita suatu aliran air dingin

mengalir melewati sill (Mariana ridge) memasuki trench dan turun hingga di

pertengahan trench dan berhenti di atas massa air yang hangat di lapisan

lebih dalam dari trench. Gambar 2.8a ini tidak memperlihatkan adanya aliran

massa air yang bergerak melewati sill dan turun ke dasar trench. Hal yang

24

Page 25: Oseanografi fisis

berlawanan diperlihatkan oleh plot suhu potensial (gambar 2.8b). Pada

gambar 2.8b terlihat massa air dengan suhu potensial 1,2oC mengalir

melewati siil dan turun ke dasar trench yang menggambarkan keadaan

sebenarnya di alam. Contoh ini memperlihatkan bagaimana suhu potensial

memperlihatkan gerakan massa air.

Di daerah tropis dan ekuator perbedaan suhu antara lapisan permukaan dan

di lapisan termoklin dapat mencapai 15o – 20oC. Perbedaan suhu yang cukup

besar ini dapat digunakan untuk membangkitkan energi listrik. Proyek

pembangkit listrik melalui konversi panas laut disebut OTEC (Ocean Thermal

Energy Conversion). Secara sederhana prinsip kerja dari OTEC diilustrasikan

pada gambar 2.9.

Gambar 2.9. Prinsip kerja OTEC

25

Penguap Amonia

Pengkondensasi Amonia

Turbin

Tenaga Listrik

Air hangat dari permukaan

Pompa

Air dingin dari lapisan dalam

Page 26: Oseanografi fisis

Amonia cair dapat menguap pada suhu yang tidak terlalu tinggi dan

berkondensasi pada suhu yang rendah. Amonia cair diuapkan dengan air

lapisan permukaan yang hangat (20o – 28oC). Uap amonia digunakan untuk

menggerakkan turbin untuk menghasilkan listrik. Kemudian didinginkan oleh

air di lapisan termoklin (5o – 8oC) agar berkondensasi menjadi amonia cair

kembali. Selanjutnya amonia cair ini diuapkan kembali oleh air hangat dari

lapisan permukaan, demikian seterusnya.

Salinitas

Secara sederhana salinitas didefinisikan sebagai jumlah total dari zat yang

larut dalam gram di dalam satu kilogram air laut. Jadi salinitas adalah besaran

yang tidak berdimensi, ia tidak mempunyai unit (satuan).

Defenisi yang sederhana ini tidak berguna karena dalam praktek sukar

mengukur zat yang larut di dalam air laut. Untuk mengatasi kesulitan ini

International Council for the Exploration of the Sea membentuk suatu komisi

tahun 1889 yang merekomendasikan defenisi mengenai salinitas sebagai

berikut:

Salinitas adalah jumlah total dari zat padat (garam-garam) dalam gram yang

larut di dalam satu kilogram air laut bila seluruh carbonat telah diubah menjadi

oksida, brom dan jod diganti dengan chlor dan seluruh materi organik

dioksidasi secara sempurna. Defenisi ini dipublikasikan tahun 1902. Defenisi

ini berguna tapi sukar digunakan secara rutin. Salinitas dinyatakan dengan

simbol S (‰) atau S (parts per thousand, ppt).

Garam-garam yang larut didalam air laut, dapat dibagi dalam 2 kelompok,

yaitu :

1. Unsur-unsur atau komponen utama.

2. Unsur-unsur atau komponen minor + trace elemen

Komponen utama meliputi 99% dari zat yang larut di dalam air laut,

sedangkan komponen minor + trace elemen meliputi 1%.

26

Page 27: Oseanografi fisis

Komponen Utama yang terdapat di dalam air laut dengan S = 34,4‰

diperlihatkan oleh Tabel 2.2.

Tabel 2.2. Konsentrasi komponen utama pembentuk air laut

Ion-ion Utama Konsentrasi (‰ )

Chlor ( Cl - ) 18,98

Sodium ( Na + ) 10,55

Sulfat ( SO42- ) 2,649

Magnesium ( Mg 2+) 1,272

Calcium ( Ca 2+ ) 0,400

Potasium ( K + ) 0,380

Bicarbonat ( HCO3- ) 0,140

Jumlah 34,377

Unsur-unsur utama yang paling banyak di dalam air laut adalah Cl- dan Na+.

Komponen Minor :

Brom ( Br ) = 65 ppm (part per million)

Boron ( B ) = 8 ppm

Strontium ( Sr ) = 4 ppm

Silika ( Si ) = 3 ppm

Fluor ( F ) = 1 ppm

27

Page 28: Oseanografi fisis

Trace Elemen :

Nitrogen ( N ) = 280 ppb ( part per billion )

Lithium ( Li ) = 124 ppb

Jod ( J ) = 60 ppb

Pospor ( P ) = 30 ppb

Mercury ( Hg ) = 0,03 ppb

Timah ( Pb ) = 0,04 ppb

Alumunium ( Al ) = 2 ppb

Mangan ( Mn ) = 2 ppb

Seng ( Zn ) = 10 ppb

Besi ( Fe ) = 6 ppb

Emas ( Au ) = 4 . 10-6 ppb

Meskipun konsentrasi trace elemen kecil, Nitrogen dan Pospor dalam bentuk

nitrat dan fosfat merupakan zat hara yang berguna bagi pertumbuhan

phytoplankton.

Sumber dari garam-garam yang larut di dalam air laut.

1. Proses pelapukan ( weathering ) dari batu-batuan ( rock ).

2. Gas-gas yang keluar dari punggung samudra ( mid ocean ridge ) dan

gunung api bawah laut yang meliputi : chlor, carbondioksida, belerang,

fluorine, nitrogen dan uap air.

Unsur – unsur yang bukan hasil proses pelapukan disebut Excess Volatiles.

Dua unsur utama yaitu cl- dan Na+ mempunyai sumber yang berbeda.

Cl- : berasal dari gas-gas yang keluar di dasar laut (punggung tengah

samudra dan gunung api bawah laut)

Na + : berasal dari proses weathering

28

Page 29: Oseanografi fisis

Aturan komposisi yang konstan

Di laut terbuka (open ocean) yang jauh dari pantai, salinitas air laut berbeda

dari suatu tempat ke tempat lain, mis: salinitas laut Jawa berbeda dengan

salinitas laut Banda dan lautan Pasifik. Tetapi meskipun salinitas air laut

bervariasi dari tempat ke tempat lain, perbandingan/ ratio unsur-unsur

utamanya tetap (konstan). Ini disebut Aturan Komposisi yang konstan.

Dengan menggunakan aturan komposisi yang konstan kita dapat menentukan

konsentrasi suatu komponen unsur utama di perairan dengan salinitas

tertentu bila diketahui konsentrasi unsur utama tersebut di perairan lain

dengan salinitas tertentu.

Misalnya: kita ingin menentukan konsentrasi K+ pada suatu perairan

dengan S = 36 ‰, diketahui konsentrasi K+ pada S = 34,4 ‰ adalah 0,38 ‰ (

Tabel 4 ).

Jawab :

Konsentrasi K + diperairan dengan S = 36 ‰ adalah 0,011 x 36 ‰

= 0,396 ‰

Ingat : Perbandingan (ratio) di antara unsur-unsur utama dan unsur-unsur

utama dengan salinitas total adalah tetap (konstan).

Distribusi Salinitas

Distribusi Horizontal

Distribusi salinitas permukaan laut bergantung pada penguapan, curah hujan

(presipitasi), run off dan pencairan es. Berbeda dengan distribusi suhu,

29

Page 30: Oseanografi fisis

distribusi salinitas permukaan rata-rata mempunyai minimum di daerah

ekuator dan maksimum di daerah sub tropis 25oN dan 25oS, kearah kutub

salinitas berkurang.

Salinitas maksimum terjadi di area angin pasat (daerah sub tropis) dimana

penguapan jauh lebih besar dari presipitasi, sedangkan di daerah ekuator

presipitasi jauh lebih besar daripada penguapan.

Variasi salinitas terhadap lintang sangat ditentukan oleh proses penguapan

dan presipitasi.

S = S ( E,P ) dimana E = Evaporasi dan P = Presipitasi

Hubungan empiris antara salinitas permukaan dengan penguapan dan

presipitasi diberikan oleh :

S (‰) = 34,6 + 0,0175 ( E – P )

Distribusi meridional dari evaporasi, presipitasi dan salinitas diperlihatkan

pada Gambar 2.10a.

30

Page 31: Oseanografi fisis

Gambar 2.10a. Distribusi meridional salinitas

Distribusi horizontal rata-rata tahunan dari salinitas permukaan laut-laut dunia

diperlihatkan pada gambar 2.10b.

Gambar 2.10b. Salinitas permukaan rata-rata tahunan laut-laut dunia

Distribusi Vertikal.

Distribusi vertikal dari salinitas tidak dapat dinyatakan secara sederhana

seperti halnya distribusi vertikal dari suhu. Hal yang menyebabkan adalah:

densitas air laut yang merupakan faktor penentu kestabilan kolom air. Di

dalam menyatakan distribusi suhu secara vertikal, kita dengan mudah dapat

mengatakan suhu air yang hangat (densitas rendah) selalu berada di lapisan

permukaan, sementara air yang dingin (densitas tinggi) berada di lapisan

dalam. Hal ini dikarenakan di lapisan permukaan pengaruh suhu terhadap

densitas air laut lebih besar daripada pengaruh salinitas.

31

Page 32: Oseanografi fisis

Variasi salinitas yang terjadi di laut lepas efeknya terhadap densitas tidak

cukup besar untuk mengatasi efek suhu. Jadi bisa saja ditemui salinitas tinggi

atau salinitas rendah di lapisan permukaan yang hangat.

Dalam arah vertikal di daerah Ekuator, Tropis dan Subtropis ditemukan

lapisan dengan salinitas minimum pada kedalaman 600 – 1000 m dan

salinitas bertambah sampai kedalaman 2000 m.

Di lautan Atlantik di bawah kedalaman 2000 m, salinitas berkurang terhadap

kedalaman, di daerah tropis sering terdapat lapisan dengan salinitas

maksimum pada kedalaman 100 m.

Di lintang tinggi, dimana salinitas permukaan rendah, salinitas umumnya

bertambah sampai kedalaman 2000 m tanpa ada lapisan dengan salinitas

minimum. Di lapisan dalam ( deep layer ) pada kedalaman > 4000 m, salinitas

secara relatif adalah uniform dengan range antara 34,6‰ – 34,9‰ (gambar

2.11), di lapisan ini variasi suhu juga kecil ( - 0,9oC sampai 2oC ), jadi lapisan

dalam mempunyai karakteristik yang seragam.

Gambar 2.11. Distribusi salinitas vertikal di Atlantik, Pasifik dan daerah tropis

32

Page 33: Oseanografi fisis

Range salinitas di laut lepas : 35‰ - 37‰. Salinitas rendah terdapat dekat

pantai di mana banyak input air sungai dan di daerah kutub di mana terjadi

pencairan es.

Laut tengah ~ 39‰

Laut merah 41‰

Atlantik Utara 35,5‰

Samudera Pasifik dan samudera Hindia ~ 35,2‰

Pasifik Utara 34,2‰

Lapisan di mana salinitas berkurang terhadap kedalaman disebut halocline.

Namun istilah halocline ini juga digunakan untuk menyatakan lapisan dengan

pertambahan salinitas terhadap kedalaman (gambar 2.12).

Gambar 2.12. Profil halocline pada distribusi vertikal salinitas

Variasi Temporal

Variasi tahunan dari salinitas di laut terbuka < 0,5‰. Daerah-daerah dengan

variasi tahunan dari presipitasi yang besar seperti Pasifik utara, teluk

Benggala memiliki variasi tahunan salinitas besar. Variasi musiman dari

salinitas di perairan Indonesia, diperlihatkan pada gambar 2.13 dan gambar

2.14.

Variasi harian dari salinitas sangat kecil.

33

33.5 34.0 34.5 35.0

500

1000

Halocline

Z (m)

S (‰)33.5 34.0 34.5 35.0

500

1000

Halocline

Z (m)

S (‰)

Page 34: Oseanografi fisis

Gambar 2.13. Salinitas permukaan maksimal (‰) observasi tahun 1950-1955.

Gambar 2.14. Salinitas permukaan minimal (‰) observasi tahun 1950-1955.

34

Page 35: Oseanografi fisis

Catatan:

Distribusi vertikal dari salinitas di bawah permukaan sangat dipengaruhi oleh

pencampuran massa air.

Untuk kondisi-kondisi lokal tertentu aturan komposisi yang konstan tidak

berlaku. Misalnya:

1. Daerah estuari (muara sungai): karena pengaruh air sungai total garam

yang larut kecil sehingga ratio antara unsur-unsur utama yang larut

dengan salinitas total berbeda dengan yang di laut terbuka.

2. Di Fjord dimana terdapat dua lapisan massa air dengan lapisan bawah

yang relatif stagnan akibat pertukaran massa air dengan laut lepas

dihambat oleh suatu Sill. Karena lapisan bawah stagnan maka kandungan

O2 di lapisan ini menjadi minimum karena digunakan oleh mikroorganisme

yang hidup di lapisan dalam.

Karena konsentrasi O2 sangat minim mikroorganisme yang hidup dilapisan

dalam menggunakan SO42- sebagai pengganti O2 sehingga ratio SO4

2- /

salinitas total berbeda dengan di laut terbuka.

Gambar 2.15. Ilustrasi Fjord

3. Di daerah pemekaran dasar samudera, di daerah ini terdapat banyak input

dari gas-gas vulkanik termasuk Cl-.

35

O2 minimum kondisi anarobik kandungan O2=0

Open ocean

air tawar hasil pencairan es

air asin

Sill

Fjord

Page 36: Oseanografi fisis

4. Di dalam sedimen dasar laut, reaksi dengan sedimen dapat menambah

konsentrasi unsur-unsur di dalam air laut.

5. Di perairan dangkal yang mendapat pemanasan yang kuat, akibat reaksi

kimia dan / atau biologi bisa mengendapkan Ca2+ sehingga ratio Ca2+/salinitas

total, berbeda dengan di laut terbuka.

Penentuan Salinitas Air Laut

a. Cara Klasik

Cara ini merupakan cara kimia dimana salinitas ditentukan dari konsentrasi

chlor (chlorinitas) di dalam sampel air laut dengan cara titrasi menggunakan

perak nitrat (AgNO3). Salinitas ditentukan berdasarkan hubungan empiris.

S(‰) = 1,80655 x Cl (‰)

Ketelitian persamaan empiris ini ± 0,02‰.

Sampai pada tahun 1955 penentuan salinitas air laut, masih menggunakan

hubungan empiris di atas.

b. Cara Modern

Cara modern merupakan cara fisika dimana salinitas air laut ditentukan

berdasarkan konduktivitas air laut. Konduktivitas air laut adalah kapasitas air

laut untuk menghantarkan arus listrik. Konduktivitas ini adalah fungsi dari

suhu dan salinitas.

Alat ukur salinitas berdasarkan konduktivitas air laut di sebut salinometer.

Ketelitian alat ini mencapai ± 0,003%o.

Alat ukur yang dipakai untuk menentukan salinitas, suhu dan kedalaman

(tekanan) disebut CTD (Conductivity, Temperature and Depth).

Sejak tahun 1960, definisi salinitas (berdasarkan kesepakatan internasional)

didasarkan pada formula empiris yang melibatkan rasio konduktivitas, R.

36

Page 37: Oseanografi fisis

Konsentrasi larutan KCl standard adalah 3,24356‰. Hubungan empiris dari

salinitas sebagai fungsi dari R pada suhu 15oC dan tekanan 1 atm (R15)

diberikan:

S=0,0080-0,1692.R151/2 + 25,3851.R15 + 14,0941. R15

3/2 – 7,0261. R152

+ ,7081.R155/2

Satuan dari S adalah psu yaitu practical salinity unit (satuan salinitas praktis)

yang setara dengan ‰.

Bila R15 =1, dari hubungan di atas diperoleh S=35,0 psu ≈ 35‰.

Algoritma komputer digunakan untuk rasio konduktivitas pada temperatur dan

tekanan selain 15ºC dan 1 atm ke R15.

Waktu Tinggal (Recidence time)

Bila proses pengeluaran gas-gas (out gassing) di daerah pemekaran dasar

samudera dan gunung api bawah laut serta proses pelapukan batuan kerak

bumi terus berlangsung tentunya kita menduga laut akan bertambah asin.

Tetapi pada kenyataannya air laut tidak bertambah asin karena laut berada

pada kesetimbangan kimia. Karena air laut tidak bertambah asin, maka kita

dapat menyimpulkan bahwa laju perubahan/penambahan ion-ion ke dalam

laut sama dengan pengurangan ion-ion dari dalam laut. Dengan perkataan

lain proses penambahan garam akan diimbangai dengan laju yang sama oleh

proses pengurangannya.

Pertanyaannya sekarang: Berapa lama unsur-unsur yang larut berada di

dalam laut ?

T.F.W Barth tahun 1952 membuat suatu konsep untuk menentukan waktu

tinggal dari unsur-unsur yang larut di dalam air laut.

37

Waktu Tinggal =Jumlah total zat yang larut di dalam air laut

Laju penambahan atau pengurangan zat tersebut dari laut

Page 38: Oseanografi fisis

Waktu tinggal yang lama menunjukkan proses pengurangan yang kecil,

misalnya proses pengurangan Cl- dan Na+ adalah lewat penguapan. Ca2+ di

keluarkan secara biologis oleh organisme seperti coral, coraline algae dan

berbagai jenis plankton yang kemudian membentuk CaCo3.

Waktu tinggal beberapa unsur yang larut di dalam air laut di perlihatkan oleh

Tabel 2.3.

Tabel 2.3. Waktu tinggal komponen utama pembentuk air laut

Unsur yang larut Waktu tinggal (Tahun)

Chlor (Cl-)

Sodium (Na+)

Magnesium (Mg2+)

Potasium (K+)

Sulfat (SO42-)

Calsium (Ca2+)

Carbonat (CO32-)

Silika (Si)

Air (H2O)

Mangan (Mn)

Aluminium (Al)

Besi (Fe)

100 Juta

68 Juta

13 Juta

12 Juta

11 Juta

1 Juta

110.000

20.000

3.500

1.300

600

200

Tekanan Air Laut

Tekanan air laut ditentukan dari rumus hidrostatis

p = -gz

38

Page 39: Oseanografi fisis

Tanda minus diberikan karena di dalam oseanografi z diambil negatif ke arah

bawah. Satuan dari tekanan yang dipakai dalam oseanografi adalah decibar.

1 dbar = 1/10 bar= 105 dyne/cm2.

1 bar = 1 tekanan atmosfer.

p = -gz

p = gr/cm3.cm/det2.cm = gr cm/det2.1/cm2 = dyne/cm2 = dbar.

Misalkan kita ingin menentukan tekanan air pada kedalaman 1 meter.

p = -gz

= 1,035 gr/cm3

g = 980 cm/det2

z = -100 cm

p = - (1,035 gr/cm3 ) x 980 cm/det2 x (-100 cm)

= 101430 gr cm/cm2 det2 = 101430 dyne/cm2.

= 1,01430 dbar 1 dbar

Jadi tekanan air pada kedalaman 1 m 1 dbar. Di dalam oseanografi diambil

pendekatan tekanan air laut naik sebesar 1 dbar untuk pertambahan

kedalaman 1 meter. Jadi pada kedalaman 1000 meter tekanan air 1000

dbar.

Kini ahli oseanografi juga menggunakan satuan internasional (SI) untuk

menyatakan satuan dari tekanan. Di dalam satuan Internasional,

Panjang [L] dinyatakan dalam m.

Massa [M] dinyatakan dalam kg.

Waktu [T] dinyatakan dalam detik.

p = -gz

p = [kg/m3] [m/det2] [m] = [kg m/det2m2] = [N/m2] = [Pa]

39

Page 40: Oseanografi fisis

Jadi dalam satuan internasional tekanan air laut dinyatakan dengan Pascal

(Pa). Bila kita menggunakan satuan internasional tekanan air laut dapat

didekati sebagai p = - 104 z Pa. Hal ini dapat kita lihat dari penjelasan berikut

g = 9,8 m/det2

= 1035 kg/m3

g = 1035 kg/m3 x 9,8 m/det2 = 10143 kg/m2 det2.

p = -gz = -10143 kg/m2det2m z N/m2 = -10143 z Pa.

atau

p = -1,0143 x 104 Z -104 z

Densitas Air Laut

Densitas air laut adalah fungsi dari salinitas, suhu dan tekanan (kedalaman)

= (s,t,p)

Densitas akan bertambah besar bila salinitas bertambah, suhu berkurang dan

tekanan bertambah. Di lapisan permukaan perubahan densitas sangat

ditentukan oleh salinitas dan suhu air laut, efek suhu lebih dominan daripada

efek salinitas. Di lapisan dalam perubahan densitas ditentukan oleh

perubahan tekanan. Bila kita hanya meninjau efek dari salinitas dan suhu saja

terhadap perubahan densitas, variasi dari densitas kecil yang berkisar antara

1,020–1,030 gr/cm3. Efek tekanan terhadap perubahan densitas jauh lebih

besar daripada efek suhu dan salinitas. Misalnya di permukaan = 1,028

gr/cm3, di kedalaman 5000 m densitas = 1,151 gr/cm3.

Karena densitas air laut lebih besar daripada 1 gr/cm3 tetapi tidak pernah

melampaui 1,1 gr/cm3 maka untuk memudahkan penulisan ahli oseanografi

menggunakan parameter sigma () untuk menyatakan densitas. Definisi dari

(s,t,p) (sigma insitu).

S,t,p = (S,t,p –1) x 103

40

Page 41: Oseanografi fisis

Misal:

S,t,p = 1,02754

S,t,p = (1,02754 – 1)x103

= 27,54

Beberapa parameter lain yang digunakan untuk menyatakan densitas adalah

sigma-t (t)

t = (s,t,0 – 1) x 103

t = densitas air laut pada tekanan atmosfer (di permukaan).

Ia fungsi dari salinitas dan suhu.

sigma-nol (o) :

o = (s,0,0 - 1) x 103

o = densitas air laut pada T = 00C

p = tekanan atmosfer

Ini hanya fungsi dari salinitas saja. Hubungan empiris antara o dan salinitas

(chlorinitas) diberikan oleh :

o = 0,069 + 1,4708 Cl –0,001570 Cl2 + 0,0000348 Cl3.

Hubungan antara t dan o diberikan oleh:

t = o –D

di mana D: faktor koreksi (diberikan dalam tabel)

Densitas air laut dapat juga dinyatakan oleh volume spesifik ().

S,t,p = 1/S,t,p

Di dalam perhitungan arus geostropik densitas air laut dinyatakan oleh

anomali volume spesifik ().

= S,t,p - 35,0,p

35,0,p = Volume spesifik air laut dengan S=35 ‰, T= 00C dan p=dbar.

S,t,p = Volume spesifik insitu.

41

Page 42: Oseanografi fisis

Rumus perhitungan geostropik adalah

di mana:

B = anomali volume spesifik di stasiun B

A = anomali volume spesifik di stasiun A

= lintang tempat

L = jarak antara stasiun A ke stasiun B

= kecepatan sudut rotasi bumi

V2 – V1 = kecepatan relatif antara permukaan isobar p1 yang dirata

ratakan

di antara stasiun A dan B.

Anomali volume spesifik ditentukan oleh 6 parameter.

= S + t + s,t + S,p + t,p + S,t,p

S,t,p << sehingga dapat diabaikan.

Tiga suku pertama di ruas kanan digabung dalam satu parameter

S,t= S + t + S,t.

S,t disebut anomali termosterik, ia hanya fungsi dari salinitas dan suhu.

= S,t + S,p + t,p

Volume spesifik pada tekanan atmosfer diberikan oleh :

atau

Anomali termosterik dinyatakan oleh

S,t = S,t,0 - 35,0,0

42

Page 43: Oseanografi fisis

atau

Dengan mengambil 35,0,0 = 0,97264, diperoleh:

Karena adanya hubungan anomali termosterik dengan t maka S,t sering juga

digunakan untuk menyatakan densitas air laut. Parameter lain yang juga

sering digunakan untuk menyatakan densitas air laut adalah sigma ,.

= (S, ,0 – 1) x 103

di mana

= suhu potensial

= densitas potensial air laut.

Ini adalah densitas air laut bila sampel air laut di bawa ke permukaan secara

adiabatik.

Parameter-parameter yang sering digunakan untuk menyatakan densitas air

laut adalaht (paling sering)

1.

2. S,t

3.

Distribusi Horisontal dan Vertikal dari Densitas

Densitas air laut bertambah dari ekuator menuju lintang tinggi. t bertambah

dari 22 di dekat ekuator menjadi 26 di 50º dan 27 di lintang 60º. Di luar 60º t

sedikit berkurang.

Umumnya densitas air laut bertambah terhadap kedalaman. Air yang ringan

berada di atas (permukaan) dan air yang berat berada di lapisan dalam.

Tetapi densitas di laut tidak bertambah secara seragam. Di daerah ekuator

43

Page 44: Oseanografi fisis

dan tropis biasanya terdapat suatu lapisan yang mana densitasnya seragam,

dan di bawah lapisan ini tedapat suatu lapisan di mana densitas bertambah

dengan cepat terhadap kedalaman. Lapisan ini disebut lapisan piknoklin. Di

bawah lapisan piknoklin ini densitas bertambah secara perlahan dengan

kedalaman. Di lintang tinggi densitas lapisan permukaan tidak jauh berbeda

dengan densitas di lapisan dalam, t di lapisan permukaan = 27,5 dan di

kedalaman lebih besar dari 2000 meter, t = 27,9. Karena perbedaan yang

kecil ini lapisan piknoklin di lintang tinggi tidak senyata di ekuator dan tropis.

Lihat gambar 2.16.

Gambar 2.16. Distribusi vertikal densitas di Ekuator, Tropis dan Lintang Tinggi

Stabilitas Kolom Air

Stabilitas kolom air ditentukan oleh laju perubahan densitas terhadap

kedalaman.

44

Page 45: Oseanografi fisis

E = Stabilitas

Bila d/dz < 0, densitas bertambah terhadap kedalaman, maka E > 0 artinya

kolom air stabil. Pada kondisi ini air yang ringan berada di atas air yang berat.

Kondisi yang stabil ini akan menghalangi gerakan vertikal massa air. Sampel

air dengan densitas tertentu di bawa ke level dengan densitas yang lebih

berat akan kembali ke posisi semula akibat gaya apung (bouancy) karena ia

lebih ringan daripada air di sekitarnya. Sebaliknya bila sampel air tersebut ke

level dengan densitas yang lebih ringan akan kembali ke posisin semula

karena ia lebih berat dari pada air disekitarnya. Lapisan piknoklin atau

termoklin adalah lapisan yang sangat stabil. Di lapisan yang stabil gerak

massa air umumnya horizontal.

Bila d/dz > 0: Densitas berkurang terhadap kedalaman, maka E < 0 artinya

kolom air tidak stabil. Air yang berat berada di atas air yang ringan, akibatnya

terjadi gerakan vertikal dari masa air ke arah bawah.

Di daerah Antartika, akibat proses pendinginan dan pembentukan es maka

densitas air di permukaan lebih besar daripada air di lapisan bawah.

Akibatnya terjadi gerakan vertikal massa air dari permukaan ke lapisan dalam.

Bila d/dz = 0, dimana densitas tidak berubah terhadap kedalaman, maka E =

0, kolom air disebut netral (stabilitasnya netral).

Stabilitas dapat juga dinyatakan dengan laju perubahan t terhadap

kedalaman.

, 1/1

t = ( - 1) x 103; E = -10-3 dt/dz

Contoh perhitungan stabilitas diperlihatkan pada Tabel 2.4 berikut.

Tabel 2.4. Perhitungan stabilitas kolom air

Kedalaman(m) t E Tipe Stabilitas

45

Page 46: Oseanografi fisis

0 26,42 -400 x 10-8

-100 x 10-8

480 x 10-8

0

Tidak stabil (stabil negatif)

Tidak stabil (stabil negatif)

Stabil (stabil positif)

Netral(stabil netral)

-10 26,38

-50 26,34

-100 26,58

-200 26,58

Perhitungan stabilitas yang tepat sangatlah rumit karena air pada dasarnya

dapat dimampatkan. Efek utama dari kompresibilitas (tekanan) adalah

kecenderungan turunnya densitas partikel air bila ia bergerak ke arah atas,

karena pengurangan tekanan mengakibatkan air mengalami ekspansi. Tetapi

suhu in situ akan berkurang karena pendinginan adiabatik, yang

mengakibatkan densitas cenderung untuk bertambah.

Untuk banyak keperluan, stabilitas dapat dihitung dengan ketelitian yang

cukup menggunakan perubahan densitas potensial terhadap kedalaman.

Tetapi karena kompresibilitas merubah suhu, kadang-kadang persamaan di

atas dapat memberikan kesimpulan yang salah. Suatu formula yang eksak

tentang stabilitas adalah

dimana adalah densitas insitu dan c adalah kecepatan suara.

Ahli oseanografi sering menggunakan ukuran stabilitas yang lain yang disebut

frekuensi Brunt – Väisälä.

Bayangkan suatu volume air uang kecil ditempatkan di dalam suatu balon

pada kedalaman 2000 m. Air di dalam balon dapat mengalami ekspansi atau

kontraksi akibat perubahan tekanan. Misalkan balon diangkat beberapa meter

di atas posisi seimbangnya dikedalaman 2000 m. Air di dalam balon lebih

berat daripada sekitarnya; bila dilepas ia akan turun. Karena ia telah

mempunyai momentum balon tidak berhenti di kedalaman 2000 m dimana

densitasnya sama dengan densitas air disekitarnya tetapi terus turun melewati

46

Page 47: Oseanografi fisis

kedalaman 2000 m dan akhirnya berhenti di suatu kedalaman di bawah 2000

m. Karena di kedalaman ini densitas air di dalam balon lebih rendah daripada

densitas air di sekitarnya maka ia akan didorong naik ke atas. Kembali ia

akan melewati level 2000 m dan bila tidak ada gesekan balon imajiner kita ini

akan berosilasi naik turun di sekitar kedalaman 2000 m secara kontinu.

Semakin besar gradien densitas atau semakin besar stabilitas akan semakin

cepat osilasinya. Periode osilasi diberikan oleh

;

dimana N disebut frekuensi Brunt – Väisälä.

Perioda paling pendek yang ditemui di laut adalah sekitar 1 menit yang

berhubungan dengan nilai stabilitas .

Di laut dalam di mana orde stabilitasnya antara 10-9/cm sampai 10-10/cm,

periode Brunt – Väisälä ordenya antara 3 hingga 5 jam. Di daerah – daerah

dimana laut adalah stabil netral perioda Brunt – Väisälä adalah tidak

berhingga.

Bila perpindahan parsel air terjadi di sekitar piknoklin (picnocline) maka

piknoklin akan berisolasi dan menyebar mebentuk gelombang internal

(internal wave). Frekuensi atau perioda Brunt – Väisälä dari osilasi piknoklin

ini merupakan frekuensi atau perioda gelombang internal.

Stabilitas yang dibahas di dalam uraian di atas disebut stabilitas statik (static

stability) yaitu stabilitas yang dikaitkan dengan perubahan densitas terhadap

kedalaman.

Bila kecepatan berubah dengan kedalaman di dalam suatu aliran terstratifikasi

yang stabil, aliran dapat menjadi tidak stabil bila perubahan kecepatan

terhadap kedalaman (shear kecepatan) cukup besar. Ketidakstabilan ini

disebut ketidakstabilan dinamik yaitu fluida yang stabil menjadi tidak stabil

karena adanya shear kecepatan yang besar.

Pentingnya peranan stabilitas statik relatif terhadap ketidakstabilan dinamik

dinyatakan oleh bilangan Richardson (Ri):

47

Page 48: Oseanografi fisis

Pembilang menyatakan kekuatan dari stabilitas statik dan penyebut

menyatakan kekuatan shear kecepatan yang merupakan faktor penentu

ketidakstabilan dinamik.

Bila pembilang lebih besar daripada penyebut aliran adalah laminer (stabil)

sebaliknya bila penyebut lebih besar daripada pembilang, aliran menjadi tidak

stabil dan menjadi turbulen.

aliran stabil (laminer)

aliran turbulen

Karena laut cenderung terstratifikasi dengan kuat dan arus cenderung lemah

maka percampuran oleh turbulen (turbulent mixing) kecil atau jarang.

Bilangan Richardson yang kecil bukan satu-satunya kriteria untuk turbulen.

Kriteria lain adalah bilangan Reynold (Re) yang besar.

kecepatan tipikal aliran

panjang tipikal dari aliran

untuk aliran di dalam pipa; (diameter pipa)

viskositas kinematik dari fluida

aliran turbulen

BAB III

HUBUNGAN ANTARA SUHU DAN SALINITAS

Dalam setiap penelitian oseanografi parameter-parameter yang selalu diukur

ialah suhu, salinitas, kandungan O2, dan kandungan zat hara (nutrient): fosfat,

48

Page 49: Oseanografi fisis

nitrat, silikat. Dari data pengamatan lapangan kita dengan mudah dapat

menggambarkan distribusi salinitas atau suhu terhadap kedalaman. Namun

distribusi suhu dan salinitas terhadap kedalaman ini tidak dapat digunakan

untuk menyatakan karakteristik suatu perairan karena ia berubah dengan

waktu.

Distribusi suhu atau salinitas terhadap kedalaman pada musim dingin berbeda

dengan musim panas. Distribusi suhu atau salinitas terhadap kedalaman pada

musim hujan berbeda dengan musim kemarau. Jadi kita harus memilih cara

lain untuk menyatakan karakteristik suatu perairan yang merupakan

gambaran perairan tersebut sepanjang waktu (gambaran yang tidak berubah

dengan waktu). Karakteristik suatu perairan dapat kita gambarkan dengan

memplot data suhu dan salinitas terhadap kedalaman. Hubungan suhu dan

salinitas terhadap kedalaman disebut diagram T-S. Diagram T-S adalah unik

untuk tiap perairan, diagram T-S suatu perairan berbeda dengan diagram T-S

perairan yang lain. Dengan perkataan lain masing-masing perairan memiliki

diagram T-S yang unik; kita dapat mengatakan diagram T-S suatu perairan

merupakan “sidik jari” perairan tesebut. Diagram T-S suatu perairan

diperlihatkan oleh gambar 3.1 (biasanya diagram T-S digambarkan bersama

kurva sigma t)

Kegunaan diagram T-S :

1. Dapat digunakan untuk mengecek apakah data suhu dan salinitas yang

didapatkan dari lapangan dapat dipercaya atau tidak.

2. Dapat digunakan untuk meng-identifikasi massa air dan menentukan

proses pencampuran.

3. Dapat digunakan untuk melihat kestabilan kolom air.

4. Dapat digunakan untuk melacak gerakan massa air dengan cara

membandingkan beberapa diagram T-S dari suatu perairan.

49

Page 50: Oseanografi fisis

T 0C

S 0/00

Kurva T-SYang smooth

T 0C

S 0/00

Kurva T-S yang tidak smooth

Gambar 3.1. Contoh Diagram T-S suatu perairan

Penjelasan:

1. Kurva T-S yang diplot berdasarkan data suhu dan salinitas yang baik

akan berupa kurva yang smooth. Bila kurva T-S yang diperoleh dari

data lapangan tidak “smooth” maka kita dapat mengatakan bahwa data

tersebut salah atau tidak baik (gambar 3.2).

2. Contoh penggunaan diagram T-S untuk mengidentifikasi massa air.

Dalam contoh ini kita akan mencoba mengidentifikasi 3 massa air yaitu

Antarctic Bottom Water (AABW), Antarctic Intermediate Water (AAIW),

dan North Atlantic Deep Water (NADW). Karakteristik ketiga massa air

tersebut diatas, adalah sebagai berikut :

AABW -0.50 C – 00 C 34.6 – 34.7 0/00

NADW 20 C – 40 C 34.9 – 35 0/00

AAIW 30 C – 40 C 34.2 – 34.3 0/00

Secara umum kita dapat menyatakan AABW dicirikan oleh suhu yang

rendah, NADW dicirikan oleh salinitas yang tinggi dan AAIW dicirikan

oleh salinitas yang rendah.

50

Page 51: Oseanografi fisis

Penampang melintangGerakan massa air Dilautan Atlantik

Antartika

NADW

AABW

AAIW

450 S90 S00

Konvergensi Antartika

T

S

Gambar 3.2. Contoh diagram T-S smooth dan tidak smooth

AABW terbentuk di Weddell Sea di Antartika akibat proses pendinginan

dan pembentukan es. Air dengan densitas yang besar dipermukaan

turun menyusuri paparan benua dan lereng benua Antartika dan

menyusuri dasar laut membentuk AABW. AABW bergerak secara

perlahan menuju equator. AAIW terbentuk didaerah konvergensi

Antartika bergerak turun kelapisan dalam. NADW terbentuk di laut-laut

Norwegia dan Greenland, bergerak kearah selatan. NADW mengalir

diantara AAIW dan AABW. Gerakan ketiga massa air tersebut

diperlihatkan oleh gambar 3.3 berikut :

51

Page 52: Oseanografi fisis

Gambar 3.3. Ilustrasi sirkulasi AABW, AAIW dan NADW di lautan Atlantik

Diagram T-S dari lokasi di lautan Atlantik pada lintang 9°S diperlihatkan

oleh gambar 3.4.

Di kedalaman antara 1400 m sampai 3800 m kita melihat adanya

kenaikan harga salinitas dan penurunan suhu. Kisaran (range) suhu

dan salinitas pada kedalaman ini dekat dengan kisaran suhu dan

salinitas NADW. Jadi kita dapat menyimpulkan bahwa pada kedalaman

ini terdapat massa air dari NADW yang ditandai oleh harga salinitas

yang tinggi maksimum. Pada kedalaman 800 m kita melihat adanya

salinitas yang rendah (salinitas minimum). Kisaran suhu dan salinitas

dekat dengan kisaran suhu dan salinitas AAIW walaupun pada

kedalaman 800 m tersebut kisaran suhu dan salinitasnya lebih besar

dari kisaran suhu dan salinitas AAIW.

52

Page 53: Oseanografi fisis

Gambar 3.4. Identifikasi massa air AAIW,AABW,NADW dari diagram T-S

Kita dapat menyimpulkan pada kedalaman 800 m ini terjadi

pencampuran antara AAIW dengan massa air di laut Atlantik Selatan

di lintang 9° S. Di kedalaman 5000m kita melihat adanya kontribusi

AABW yang ditandai dengan suhu yang lebih rendah dari 0° C. Jadi di

dalam contoh ini kita dapat melihat bagaimana penggunaan diagram T-

S lautan Atlantik di 9° S untuk mengidentifikasi AABW, AAIW dan

NADW dan proses percampurannya.

3. Suatu kolom air dikatakan stabil jika kurva T-S memotong kurva t

kearah bawah (kearah per-tambahan t). Bila kurva T-S memotong

kurva t kearah atas (kearah pengurangan t) maka kolom air

dikatakan tidak stabil. Bila kurva T-S sejajar dengan kurva t maka

kolom air netral. Dari gambar 3.5 dapat kita lihat bahwa dari

permukaan sampai kedalaman 30m kurva T-S sejajar dengan kurva t ,

jadi pada kedalaman ini kolom air stabil netral. Dari kedalaman 30m –

1000m kurva T-S memotong kurva t kearah bawah (kearah

pertambahan t); kolom air pada interval ini stabil.

53

Page 54: Oseanografi fisis

Gambar 3.5. Penggunaan diagram T-S pada penentuan

kestabilan kolom air

4. Contoh penggunaan T-S diagram untuk melacak gerakan massa air.

Disini kita tinjau gerakan massa air laut Tengah yang hangat dan asin

(S=38.5 0/00 , T=130 C) memasuki perairan Atlantik utara bagian timur

yang massa airnya lebih dingin dan kurang asin (lebih ringan dari air

laut Tengah).

Karena massa air laut Tengah lebih berat daripada massa air lautan

Atlantik Utara bagian timur maka ia turun memasuki laut Atlantik melalui

selat Giblartar sampai ke kedalaman 1500m dimana densitasnya sama

dengan densitas air lautan Atlantik Utara bagian timur (gambar 3.6). Di

kedalaman 1500m ini massa air laut Tengah menyebar ke bagian interior

lautan Atlantik.

54

Page 55: Oseanografi fisis

Gambar 3.6. Gerakan massa air laut Tengah memasuki

lautan Atlantik Utara bagian timur.

Kita dapat merekonstruksi gerakkan massa air laut Tengah memasuki lautan

Atlantik utara dengan cara membandingkan dua diagram T-S yang diambil

dari dua lokasi yang berbeda dilautan Atlantik. Lokasi Stasiun 1 dan Stasiun 2

dimana dilakukan pengambilan data suhu dan salinitas dibeberapa

kedalaman diperlihatkan oleh gambar 3.7a :

Dari diagram T-S dari stasiun 1 dan stasiun 2 (gambar 3.7b) kita dapat

melihat dengan jelas bahwa pada kedalaman 1200 m di Stasiun 1 dan

kedalaman 1300 m stasiun 2 tampak adanya kenaikan harga salinitas yang

menunjukkan ciri massa air Laut Tengah. Kita dapat menyimpulkan bahwa

kenaikan harga salinitas pada kedalaman-kedalaman tersebut akibat dari

pengaruh massa air laut Tengah yang bercampur dengan massa air Atlantik

di kedua stasiun.

Gambar 3.7a. Ilustrasi letak stasiun 1 dan 2 pada pengamatan T dan S

55

Page 56: Oseanografi fisis

Gambar 3.7b. Diagram T-S pada stasiun pengamatan 1 dan 2

Kenaikan harga salinitas di kedalaman 1200 m di stasiun 1 lebih nyata

dibandingkan dengan di stasiun 2, karena letak stasiun 2 sudah jauh dari laut

Tengah. Di stasiun 2, massa air laut Tengah sudah banyak bercampur

dengan massa air laut Atlantik utara.

Dari contoh ini dapat kita lihat dengan membandingkan diagram T-S dari dua

stasiun di Atlantik utara kita dapat melacak adanya gerakan massa air laut

Tengah memasuki perairan Atlantik Utara bagian timur.

56

Page 57: Oseanografi fisis

BAB IV

MASSA AIR DAN PROSES PERCAMPURAN

Massa air memperoleh sifat-sifatnya di permukaan; massa air mempunyai

suhu dan salinitas yang spesifik. Karena perbedaan densitas massa air tidak

bercampur dengan mudah bila mereka bertemu. Biasanya massa-massa air

ini mengalir di atas atau di bawah massa air yang lain. Massa air yang ringan

mengalir di atas massa air yang berat. Karena suhu dan salinitas merupakan

sifat air yang konservatif maka massa air dapat dipertahankan sifat-sifatnya

untuk jarak jauh dan waktu yang lama.

Para ahli oseanografi memberi nama massa air menurut posisi mereka di laut.

Di lintang menengah dan tropis ada lima massa air yang umum yaitu:

1. Surface water (massa air permukaan), sampai kedalaman 200 m.

2. Central water (massa air pusat), sampai ke dasar (batas bawah

thermocline; bervariasi terhadap lintang).

3. Intermediate water (massa air pertengahan), sampai ke kedalaman

sekitar 1500 m.

4. Deep water (massa air lapisan dalam), di bawah Intermediate water

tetapi tidak sampai ke dasar, sampai ke kedalaman 4000 m.

5. Bottom water (massa air dekat dasar), air yang berada di dasar laut.

Arus permukaan bergerak di lapisan yang hangat dari surface dan central

waters.

Karakteristik massa ditentukan oleh proses-proses pemanasan, pendinginan,

pembentukan es, penguapan dan difusi (pengenceran) yang semuanya terjadi

di permukaan dimana massa air terbentuk.

Massa air paling berat (dan yang paling dalam) terbentuk oleh kondisi

permukaan yang menyebabkan air menjadi dingin dan asin (proses

pendinginan dan pembentukan es di daerah kutub).

57

Page 58: Oseanografi fisis

Massa air dekat permukaan, lebih hangat dan kurang asin. Terbentuk

di daerah dimana presipitasi melebihi evaporasi (P>E).

Massa air di kedalaman intermediate, densitasnya pertengahan.

Massa air yang dingin yang berada di bawah termoklin, variasi suhu

dan salinitasnya lebih kecil dibandingkan massa air permukaan.

Ada dua istilah yang perlu diperhatikan yakni :

Water type (tipe air) : mempunyai satu harga T dan satu harga S,

misalnya air Laut Tengah.

Water Mass (massa air) : mempunyai range Salinitas dan Suhu

tertentu.

Didalam diagram T-S water type merupakan suatu titik sementara water mass

merupakan porsi (bagian) dari kurva T – S yang mempunyai range suhu dan

salinitas tertentu. Pencampuran dari 2 atau lebih water type membentuk

massa air (water mass).

Proses percampuran massa air

Misalkan dua massa air homogen saling bertumpang tindih satu dengan

lainnya. Massa air I yang mempunyai suhu yang tinggi, salinitas rendah

meliputi kedalaman 0 – 100 berada di atas massa air II yang mempunyai suhu

rendah, salinitas yang tinggi meliputi kedalaman 100 – 300 m. Di dalam

diagram T – S kedua massa air ini atau tepatnya kedua tipe air ini

digambarkan sebagai titik-titik yang berbeda koordinatnya. Kondisi sebelum

dan setelah bercampur diperlihatkan pada gambar 4.1. Sebelum terjadi

proses pencampuran kita melihat suatu bidang antara yang tajam antara

massa air I dan massa air II. Setelah terjadi pencampuran bidang antara ini

menjadi smooth dan kurva T-S menjadi suatu garis lurus.

58

Page 59: Oseanografi fisis

Gambar 4.1. Percampuran dari dua massa air.

Kita dapat memperluas percampuran dua massa air menjadi percampuran

tiga massa air.

Bayangkan tiga massa air yang homogen saling tumpang tindih satu dengan

yang lain. Ketiga massa air berada pada lapisan 200 – 600 m, 600 – 1000 m

dan 1000 – 1400 m. Kita anggap massa air di lapisan pertengahan dan

lapisan dalam mempunyai suhu yang sama tetapi salinitasnya berbeda. Profil

suhu dan salinitasnya diperlihatkan pada gambar 4.2a dan 4.2b. Sementara

diagram T – S nya diperlihatkan pada gambar 4.2c. Diagram 1 pada gambar

4.2 menyatakan kondisi sebelum bercampur sementara diagram 2 dan 3

menunjukkan urutan dari tahapan percampuran. Sebelum bercampur (tahap I)

ketiga massa air dinyatakan oleh tiga titik di dalam diagram T – S 3 tipe air.

Saat terjadi percampuran (tahap 2) bidang antara yang tajam di antara massa

air menjadi daerah transisi, batas-batas yang tajam menjadi smooth. Air

dengan karakteristik antara 400 – 800 m dan antara 800 – 1200 m tampak di

59

Page 60: Oseanografi fisis

dalam diagram T – S. Lapisan air pertengahan dengan salinitasnya yang

rendah.

tampak jelas kelihatan. Ini dikenal sebagai core water (air inti) dan tampak di

dalam diagram T – S sebagai titik yang tajam. Tatkala core water terus

dipengaruhi oleh percampuran lapisan atas dan lapisan bawah, sudut yang

tajam pada diagram T – S mulai terkikis dan plot T – S pada tahap 3 tidak

tampak lagi sudut yang tajam tetapi sudah berbentuk kurva. Pada tahap 3 ini

ciri-ciri core water dari lapisan pertengah masih terlihat walaupun sudah

tererosi karena proses percampuran.

Dari diagram T dan S kita bisa melihat besarnya pencampuran yang terjadi

dan menentukan porsi atau prosentase dari massa air yang bercampur.

Misalkan dua type air dengan T dan S yang berbeda bercampur membentuk

massa air dengan T – S yang tertentu. Pencampuran dua type air ini

digambarkan dengan suatu garis lurus dalam diagram T – S dan massa air

yang terbentuk oleh pencampuran terletak pada garis lurus tersebut.

Disini kita ingin mengetahui berapa besar porsi (prosentase) dari dua tipe air

tersebut dalam membentuk massa air baru lewat proses pencampuran.

Misalkan massa air I (T1, S1) bercampur dengan massa air II (T2, S2)

membentuk massa air R (TR, SR). (gambar 4.3)

60

Page 61: Oseanografi fisis

Gambar 4.2 Percampuran tiga tipe air

61

Page 62: Oseanografi fisis

Gambar 4.3. Penentuan porsi massa air I dan massa air II dalam membentuk massa air R menggunakan diagram T dan S

Dari gambar 4.3 dapat ditentukan

Atau prosentase massa air I = b/ (a+b) x 100%.

Contoh: Massa air I mempunyai suhu T = 5°C, salinitas 35.5 0/00 bercampur

dengan massa air II dengan T = 2 0C dan S = 34,5 0/00. Massa air yang

terbentuk oleh pencampuran mempunyai T = 3 0C dan S = 34,85 0/00. Berapa

porsi dari massa air I dan massa air II yang membentuk massa air baru (R)

tersebut di atas?

Plot massa air I, II dalam massa air R hasil percampuran massa air I dan II di

dalam diagram diperlihatkan pada gambar 4.4.

Porsi massa I / Porsi massa II = b/a

Pengukuran segmen a dan segmen b dari gambar memberikan nilai 1 : 2

Porsi massa air I =

Porsi massa air II =

62

R = massa air dengan TR dan SR yang terbentuk akibat percampuran type air I dan type air II

I

II

T1

S2

b

a

R

T(0C)

TR

T2

SR S1 S(0/00)

Page 63: Oseanografi fisis

Gambar 4.4. Penentuan prosentase massa air I dan II

pada massa air hasil percampuran (R).

Kontribusi massa air II jauh lebih besar daripada kontribusi massa air I dalam

membentuk massa air yang diwakili oleh titik R pada diagram T-S. Anda

dapat meninjau titik R pada kurva T – S yang dinyatakan oleh garis lurus

dengan lokasi yang berbeda-beda. Besar kontribuasi dari massa air yang

terlibat dalam pencampuran tergantung pada jarak titik R terhadap titik yang

mewakili massa air I atau massa air II. Prosedur pencampuran dua massa

air membentuk suatu massa air dapat dikembangkan untuk kasus

pencampuran 3 massa air ( I, II, III ).

63

Page 64: Oseanografi fisis

Dalam kasus percampuran tiga massa/type air, massa air hasil percampuran

(R) di dalam diagram T – S terletak di dalam segitiga yang dibentuk oleh

penyatuan titik-titik yang mewakili massa air I, II dan III.

Jika suhu dan salinitas massa air R (TR, SR) diketahui dari pengukuran, secara

grafis kita dapat menentukan berapa persen kontribusi massa air I, II dan III

dalam membentuk R. Hal ini diperlihatkan pada gambar 4.5.

Gambar 4.5. Penentuan prosentase massa air I, II dan III dalam membentuk massa air R.

Panjang segmen a, b, c, d dan e ditentukan menggunakan mistar.

Perbandingan porsi massa air I, massa air II dan massa air III adalah

Dari gambar 4.5 diperoleh

64

Page 65: Oseanografi fisis

Jadi massa air R merupakan hasil percampuran 40% massa air I, 45% massa

air II dan 15% massa air III.

Contoh:

Kita ingin mengetahui kontribusi massa air North Atlantic Deep Water

(NADW), massa air Antartic Intermediate Water (AAIW) dan massa air di

kedalaman 400 dalam membentuk massa air di kedalaman 800 m. Lihat

gambar 4.6.

Gambar 4.6. Diagram T – S di lautan Atlantik 9°S.

Dari gambar 4.6, menggunakan mistar diperoleh:

Jadi prosentase AAIW dalam membentuk massa air di kedalaman 800 m

adalah 55%.

65

Page 66: Oseanografi fisis

Dengan cara yang sama diperoleh prosentase NADW di kedalaman 800 m

sebesar 25%, sementara prosentase massa air di kedalaman 400 m adalah

20%.

Difusi Ganda

Aliran di laut adalah turbulen dan proses pencapuran terutama akibat adukan

turbulent eddies. Namun demikian walaupun tanpa turbulen perbedaan dari

suhu dan salinitas dapat menghasilkan pencampuran akibat proses difusi

molekuler. Di beberapa daerah laut diamati, air yang ringan berada di atas air

yang berat tetapi kolom air tidak stabil meskipun tidak ada arus.

Misalnya : air yang hangat dan asin berada di atas air yang dingin tetapi

kurang asin; kondisi ini akan mengakibatkan terjadinya transfer panas dan

transfer garam, dari air lapisan atau ke air lapisan bawah akibat proses difusi

molekuler.

Di sini ada 2 proses difusi yaitu difusi panas dan difusi garam atau difusi

ganda (double diffusion). Difusi ganda panas dan garam ini disebut juga Salt

Fingering (Gambar 4.7)

= diffusi garam ; = Transfer Panas atau diffusi panas

Gambar 4.7 Ilustrasi difusi garam dan difusi panas pada proses salt fingering

66

Page 67: Oseanografi fisis

Diffusi panas 100 kali lebih cepat daripada diffusi garam. Transfer panas yang

cepat dari lapisan yang hangat lebih asin ke lapisan yang dingin dan kurang

asin dapat menyebabkan ketidakstabilan skala kecil yang berkontribusi pada

percampuran vertikal. Tinjau dua lapisan tipis dengan ketebalan beberapa

meter di lapisan oleh suatu bidang batas yang tajam. Jika lapisan atas hangat

dan asin sementara lapisan bawah dingin dan kurang asin, bidang batas tidak

stabil meskipun lapisan atas lebih ringan dari pada lapisan bawah.

Penjelasannya adalah sebagai berikut. Karena transfer panas lebih cepat

daripada transfer garam maka suatu lapisan air yang dingin dan asin

terbentuk diantara kedua lapisan yang semula. Lapisan antara yang dingin

dan asin ini lebih berat dari pada lapisan bawah yang dingin dan kurang asin.

Akibatnya air dari lapisan antara ini turun ke lapisan bawah. Air yang turun

dari lapisan antara ini bentuknya mirip jari dengan diameter 1 – 5 cm dan

panjang sepuluhan centimeter. Karena berbentuk jari maka difusi ganda ini

disebut juga salt fingering (lihat gambar 4.8). Proses difusi ganda pertama kali

diamati di bawah aliran keluar dari air Laut Tengah memasuki Lautan Atlantik

Utara bagian Timur. Sekarang telah diketahui bahwa Salf Fingering dan

proses-proses yang terkait dengannya dapat memberikan konstribusi yang

signifikan pada pencampuran vertikal di laut. Efek dari Salf Fingering yang

mempunyai skala sangat kecil mempengaruhi karakteristik massa air skala

besar.

Gambar 4.8. Mekanisme terjadinya salt fingering

67

Hangat, asin 1

dingin, kurang asin 2

Hangat, asin 1

dingin, asin > 2

dingin, kurang asin 2

Densitas awal Densitas densitas setelah beberapa menit

dingin, kurang asin 2

Page 68: Oseanografi fisis

Konvergensi

SinkingWater

Pencampuran di Daerah Konvergensi

Daerah konvergensi : daerah pertemuan dua atau lebih arus. Di daerah

pertemuan ini terjadi percampuran massa air dan massa air hasil

pencampuran akan turun (Sinking) ke lapisan dalam (Gambar 4.9).

Gambar 4.9. Ilustrasi proses terbentuknya sinking water

di daerah konvergensi

Ada dua tipe pencampuran massa air di daerah konvergensi yaitu

pencampuran lateral dan pencampuran vertikal :

1. Pencampuran Lateral

Bila di daerah konvergensi berubah secara teratur maka pencampuran

yang terjadi merupakan pencampuran lateral.

Pencampuran terjadi di sepanjang permukaan , pencampuran ini

membutuhkan energi yang kecil (gambar 4.9).

Bila diagram T – S dibuat di daerah konvergensi dalam arah horizontal maka

bentuknya akan identik dengan diagram T – S secara vertikal di suatu lokasi

di luar daerah konvergensi.

Contoh Pencampuran lateral :

Pencampuran air laut Tengah dengan air Laut Atlantik. Air Laut Tengah turun

(Karena berat) memasuki Atlantik Utara bagian Timur.

68

Page 69: Oseanografi fisis

Gambar 4.10. Profil densitas pada perairan yang mengalami

percampuran lateral

2. Pencampuran Vertikal

Bila pertambahan t di daerah konvergensi terjadi secara acak atau tidak

teratur, pencampurannya terjadi bukan di sepanjang permukaan tetapi

memotong permukaan . Pencampuran ini membutuhkan energi yang lebih

besar dan disebut pencampuran vertikal (gambar 4.11).

Diagram T – S dalam arah horizontal di daerah konvergensi tidak identik

dengan diagram T – S secara vertikal di luar daerah konvergensi.

69

Gambar 4.11. Profil densitas pada perairan yang mengalami

percampuran vertikal

Page 70: Oseanografi fisis

Caballing

Dua massa air dengan densitas yang sama tetapi suhu dan salinitasnya

berbeda yang becampur di daerah konvegensi membentuk massa air baru

dengan densitas yang lebih berat dan kemudian tenggelam (sink). Proses

pencampuran dan sinking ini disebut Caballing.

Pencampuran dua massa air dengan densitas yang sama tetapi suhu dan

salinitas yang berbeda membentuk massa air baru dengan salinitas yang

lebih besar diperlihatkan pada Gambar 4.12. Dari Gambar 4.12. dapat dilihat

bahwa massa air a dan massa air b densitasnya sama (karena terletak pada

kurva t yang sama) tetapi suhu dan salinitasnya berbeda. Massa air c

merupakan hasil pencampuran a dan b yang densitasnya lebih besar

daripada densitas a dan b. Massa air Antartic Intermediate Water, North

Antartic Intermediate Water dan beberapa Antartic Bottom Water terbentuk

oleh proses caballing ini.

70

Page 71: Oseanografi fisis

Gambar 4.12. Pencampuran dua massa air dengan densitas yang sama tetapi suhu dan salinitasnya berbeda membentuk massa air baru dengan densitas yang lebih besar.

71