BAB I
PENDAHULUAN
1.1. Latar Belakang
Densitas bervaraiasi keseimbangan antara penguapan dan presipitasi, serta
besarnya pencampuran antara air permukaan dan air di kedalaman. Secara umum,
perubahan densitas tidak mempengaruhi proporsi relatif ion-ion utama.
Konsentrasi ion-ion berubah dalam proporsi yang sama yaitu rasio ioniknya tetap
konstan. Dengan pengecualian, terdapat variasi rasio kalsium dan bikarbonat
yang relatif kecil karena keterlibatan unsur tersebut dalam proses biologi
dengan rasio kalsium dan bikarbonat pada densitas adalah 0,5% dan 10-20% lebih
bar dikedalaman dari pada dalam air permukaan (Anugerah 2000 : 32)
Diagram T – S merupakan salah satu metode analisis suhu dan salinitas
dalam mengidentifikasi serta mempelajari massa air laut dalam interaksi dan
perpindahannya. Faktor densitas ( Sigma – T ) sebagai fungsi suhu dan
salinitas. Densitas merupakan salah satu parameter terpenting dalam mempelajari
dinamika laut. Perbedaan densitas yang kecil secara horisontal (misalnya akibat
perbedaan pemanasan di permukaan) dapat menghasilkan arus laut yang sangat
kuat. Oleh karena itu penentuan densitas merupakan hal yang sangat penting
dalam oseanografi. Lambang yang digunakan untuk menyatakan densitas adalah ?
(rho).
Densitas air laut bergantung pada temperatur (T), salinitas (S) dan
tekanan (p). Kebergantungan ini dikenal sebagai persamaan keadaan air laut
(Equation of State of Sea Water):p = p(T,S,p) Penentuan dasar pertama dalam
membuat persamaan di atas dilakukan oleh Knudsen dan Ekman pada tahun 1902.
Pada persamaan mereka, ? dinyatakan dalam g cm-3. Penentuan dasar yang baru
didasarkan pada data tekanan dan salinitas dengan kisaran yang lebih besar,
menghasilkan persamaan densitas baru yang dikenal sebagai Persamaan Keadaan
Internasional (The International Equation of State : 1980).
Persamaan ini menggunakan temperatur dalam oC, salinitas dari Skala
Salinitas Praktis dan tekanan dalam dbar (1 dbar = 10.000 pascal = 10.000 N
m-2). Densitas dalam persamaan ini dinyatakan dalam kg m-3. Jadi, densitas
dengan harga 1,025 g cm-3 dalam rumusan yang lama sama dengan densitas dengan
harga 1025 kg m-3 dalam Persamaan Keadaan Internasional. Densitas bertambah
dengan bertambahnya salinitas dan berkurangnya temperatur, kecuali pada
temperatur di bawah densitas maksimum. Densitas air laut terletak pada kisaran
1025 kg m-3 sedangkan pada air tawar 1000 kg m-3. Para oseanografer biasanya
menggunakan lambang pt (huruf Yunani sigma dengan subskrip t, dan dibaca
sigma-t) untuk menyatakan densitas air laut. dimana pt = ? - 1000 dan biasanya
tidak menggunakan satuan Densitas air laut terletak pada kisaran 1025 kg m-3
sedangkan pada air tawar 1000 kg m-3. Para oseanografer biasanya (seharusnya
menggunakan satuan yang sama dengan p) (Anugerah 2000 : 32)
Densitas rata-rata air laut adalah pt = 25. Aturan praktis yang dapat
kita gunakan untuk menentukan perubahan densitas adalah: pt berubah dengan
nilai yang sama jika T berubah 1oC, S 0,1, dan p yang sebanding dengan
perubahan kedalaman 50 m. Perlu diperhatikan bahwa densitas maksimum terjadi di
atas titik beku untuk salinitas di bawah 24,7 dan di bawah titik beku untuk
salinitas di atas 24,7. Hal ini mengakibatkan adanya konveksi panas. S < 24.7 : air menjadi dingin hingga
dicapai densitas maksimum, kemudian jika air permukaan menjadi lebih ringan
(ketika densitas maksimum telah terlewati) pendinginan terjadi hanya pada
lapisan campuran akibat angin (wind mixed layer) saja, dimana akhirnya terjadi
pembekuan (Lan J. Partridge 2002
: 3).
1.2. Tujuan
Adapun tujuan
praktikum ini adalah :
a.
Mengetahui alat-alat yang digunakan untuk mengukur
densitas sir laut dan diagram T - S.
b.
Mampu membuat Diagram T - S.
c.
Mampu menggambarkan garis – garis isopicinal pada
Diagram T - S.
1.2 Manfaat
Adapun manfaat
yang diharapkan pada praktikum ini adalah :
·
Mampu menggunakan alat-alat yang digunakan pada
pengukuran densitas.
·
Dapat menggambarkan garis-garis pada diagram T -
S dengan baik.
·
Memahami metode pengukuran densitas.
BAB II
TINJAUAN PUSTAKA
Densitas merupakan salah satu
parameter terpenting dalam mempelajari dinamika laut. Perbedaan densitas yang
kecil secara horisontal (misalnya akibat perbedaan pemanasan di permukaan)
dapat menghasilkan arus laut yang sangat kuat. Oleh karena itu penentuan
densitas merupakan hal yang sangat penting dalam oseanografi. Lambang yang
digunakan untuk menyatakan densitas adalah ρ (rho). Densitas air laut bergantung pada
temperatur (T), salinitas (S) dan tekanan (p). Kebergantungan ini dikenal
sebagai persamaan keadaan air laut (Equation of State of Sea Water):ρ = ρ(T,S,p)
(Anugerah 2000 : 32) Penentuan
dasar pertama dalam membuat persamaan di atas dilakukan oleh Knudsen dan Ekman
pada tahun 1902. Pada persamaan mereka, ρ dinyatakan dalam g cm-3.
Penentuan dasar yang baru didasarkan pada data tekanan dan salinitas dengan
kisaran yang lebih besar, menghasilkan persamaan densitas baru yang dikenal
sebagai Persamaan Keadaan Internasional (The International Equation of State,
1980). Persamaan ini menggunakan temperatur dalam oC, salinitas dari
Skala Salinitas Praktis dan tekanan dalam dbar (1 dbar = 10.000 pascal = 10.000
N m-2). Densitas dalam persamaan ini dinyatakan dalam kg m-3.
Jadi, densitas dengan harga 1,025
g cm-3 dalam rumusan yang lama sama dengan
densitas dengan harga 1025
kg m-3 dalam Persamaan Keadaan Internasional. Densitas bertambah
dengan bertambahnya salinitas dan berkurangnya temperatur, kecuali pada
temperatur di bawah densitas maksimum. Densitas air laut terletak pada kisaran 1025 kg m-3
sedangkan pada air tawar 1000
kg m-3. Para oseanografer biasanya
menggunakan lambang σt (huruf Yunani sigma dengan subskrip t, dan
dibaca sigma-t) untuk menyatakan densitas air laut. dimana σt = ρ -
1000 dan biasanya tidak menggunakan satuan (seharusnya menggunakan satuan yang
sama dengan ρ). Densitas rata-rata air laut adalah σt = 25. Aturan
praktis yang dapat kita gunakan untuk menentukan perubahan densitas adalah: σt
berubah dengan nilai yang sama jika T berubah 1oC, S 0,1, dan
p yang sebanding dengan perubahan kedalaman 50 m (Lan J. Partridge 2002 : 3).
Pendinginan diperlambat akibat adanya sejumlah besar energi panas (heat)
yang tersimpan di dalam badan air. Hal ini terjadi karena air mencapai titik
bekunya sebelum densitas maksimum tercapai. Seperti halnya pada temperatur,
pada densitas juga dikenal parameter densitas potensial yang didefinisikan
sebagai densitas parsel air laut yang dibawa secara adiabatis ke level tekanan
referensi.Perlu diperhatikan bahwa
densitas maksimum terjadi di atas titik beku untuk salinitas di bawah 24,7 dan
di bawah titik beku untuk salinitas di atas 24,7. Hal ini mengakibatkan adanya
konveksi panas.
·
S
< 24.7 : air menjadi dingin hingga dicapai densitas maksimum, kemudian jika
air permukaan menjadi lebih ringan (ketika densitas maksimum telah terlewati)
pendinginan terjadi hanya pada lapisan campuran akibat angin (wind mixed
layer) saja, dimana akhirnya terjadi pembekuan. Di bagian kolam (basin)
yang lebih dalam akan dipenuhi oleh air dengan densitas maksimum.
·
S
> 24.7 : konveksi selalu terjadi di keseluruhan badan air. Pendinginan diperlambat
akibat adanya sejumlah besar energi panas (heat) yang tersimpan di dalam
badan air. Hal ini terjadi karena air mencapai titik bekunya sebelu densitas maksimum
tercapai.
Gelombang internal
terbentuk akibat adanya perbedaan rapat massa atau densitas air laut dengan
gaya pembangkit yang dapat berasal dari angin, pasang surut atau bahkan gerakan
kapal laut. Densitas air laut dipengaruhi oleh tiga
parameter yaitu salinitas, temperatur dan tekanan. Perbedaan densitas akan
mengakibatkan air laut menjadi berlapis-lapis, dimana air dengan densitas yang
lebih besar akan berada di bawah air dengan densitas yang lebih kecil. Kondisi
ini akan menyebabkan adanya lapisan antar muka (interface) dimana jika terjadi
gangguan dari luar (oleh gaya pembangkit yang ada) akan timbul gelombang antar
lapisan yang tidak mempengaruhi gelombang di permukaan (Anugerah 2000 :
32) Gelombang internal ini tidak akan bisa kita lihat
karena ia terjadi di lapisan dalam, namun dapat dideteksi dengan cara melakukan
pengamatan atau pengukuran langsung piknoklin (lapisan dimana densitas air laut
berubah secara cepat terhadap kedalaman) atau termoklin (lapisan dimana
temperatur air laut berubah secara cepat terhadap kedalaman) dengan menggunakan
sensor-sensor pengukuran temperatur dan salinitas air laut, kecepatan arus
laut, atau peralatan akustik seperti sonar. Secara visual, ia baru bisa dilihat
jika kita melakukan percobaan di laboratorium atau mengamatinya dari udara atau
ruang angkasa dengan menggunakan teknologi penginderaan jauh (remote sensing).
Bagian terakhir inilah yang perlu kita garis bawahi dan mendapatkan perhatian
lebih. Bagaimana sebuah fenomena alam yang dalam mengungkapkannya diperlukan
teknologi yang canggih, sudah tertulis secara jelas dan eksplisit dalam
Al-Quran sebelum teknologi itu ada (Lan J. Partridge 2002 : 3).
|
Diagram
T-S, yang menggambarkan hubungan antara salinitas dan temperatur terhadap
densitas air laut (harga densitas digambarkan dengan garis yang melengkung).
sumber gambar: Descriptive Physical
Oceanography.
|
Persamaan tahun 1902 di atas
akan memberikan harga salinitas sebesar 0,03o/oo jika
klorinitas sama dengan nol dan hal ini sangat menarik perhatian dan menunjukkan
adanya masalah dalam sampel air yang digunakan untuk pengukuran laboratorium.
Oleh karena itu, pada tahun 1969 UNESCO memutuskan untuk mengulang kembali
penentuan dasar hubungan antara klorinitas dan salinitas dan memperkenalkan
definisi baru yang dikenal sebagai salinitas absolut dengan rumus
(Nontji 2002 : 80).
Penelitian tentang prakiraan
musim/iklim berkembang secara pesat. Tersedianya komputer yang canggih
memungkinkan hitungan yang komplek dilakukan secara cepat dan tepat. Prakiraan
musim, baik secara perwilayahan maupun global sedang berkembang, seperti di
Australia oleh pusat-pusat Penelitian Biro Meteorologi. Sejumlah pusat kajian
dan informasi iklim seperti Lembaga Kajian Internasional Prakiraan Iklim IRI,
Badan Administrasi Atmosfer dan Kelautan NOAA, Pusat Cuaca Nasional NWC dan
Pusat Kajian Nasional Atmosfer NCAR. Di Eropa seperti pusat prakiraan untuk
jangka menengah ECMWF dan Pusat Hadley di Inggris untuk Penelitian (Lan J.
Partridge 2002 : 3).
Kerugian selanjutnya
menimpa sektor perikanan. Dimana kenaikan suhu air laut mengakibatkan alga yang
merupakan sumber makanan terumbu karang akan mati dan juga terjadinya migrasi
ikan ke daerah yang lebih dingin sehingga Indonesia akan kehilangan beberapa
jenis ikan. Di sektor kehutanan, potensi kebakaran hutan semakin besar karena
meningkatnya suhu udara. Sektor pertanian juga tidak ketinggalan terkena
dampak. Perubahan iklim telah mengakibatkan menurunnya produksi hasil-hasil
pertanian seperti beras, kacang-kacangan, jagung, dan banyaknya sawah yang
tidak berproduksi (Anonim 2010 : 1).
Densitas air laut normal akan bertambah terhadap kedalaman. Jika densitas
permukaan air lebih tinggi daripada densitas air di bawahnya maka akan terjadi
kondisi gravitasi tidak stabil dan air permukaan akan turun atau tenggelam. Di
daerah kutub, densitas permukaan air dapat berubah dengan dua cara :
1.
Dengan pendinginan langsung baik jika es bersentuhan
dengan air atau jika angin dingin melewati es.
2.
Dengan pembentukan es laut yang mengekstrak air dan
melepaskan air laut dengan salinitas tinggi dan densitas yang bertambah.
Sebelum perkembangan teknologi satelit, sulit untuk untuk mengamati
perubahan temperatur permukaan laut suatu daerah yang luas secara musiman.
Dengan adanya satelit dengan sensor infra merah, memungkinkan pengukuran
perubahan temperatur permukaan laut musiman dan tahunan dalam skala global.
Sensitivitas dan ketepatan pada sensor adalah dalam orde 0,1 derajat celcius
atau lebih baik dan ketepatannya bertambah tiap waktu dengan adanya koreksi
untuk faktor-faktor seperti kondisi permukaan laut dan jumlah air yang menguap
ke atmosfer (Anugerah 2002 : 46).
Adapun
beberapa factor yang mempengaruhi suhu air laut:
1.
Sinar matahari
2.
Kedalaman
3.
Iklim
4.
Curah hujan
5.
Pengaruh angin
6.
Arus dan pasang surut
Secara alami suhu air permukaan memang merupakan lapisan hangat karena
mendapat radiasi sinar matahari pada siang hari karena kerja angina, maka
lapisan teratas sampai kedalaman kira-kira 50-70 meter terjadi pengadukan,
hingga dilapisan tersebut terdapat suhu hangat sekitar 28 derajat Celsius yang
homogen. Karena adanya pengaruh arus dan
pasang surut, lapisan ini bias menjadi lebih tebal lagi (Nontji 2002 : 80).
Penguapan adalah mekanisme utama dimana laut kehilangan panasnya yaitu
sekitar beberapa megnitud dibandingkan yang hilang melalui konduksi dan
pencampuran konvektif. Penguapan, kondensasi dan presipitasi bukanlah
satu-satunya mekanisme transfer air di sepanjang lapisan udar-laut. Seperti
cairan, permukaan luar laut dicirikan oleh kekuatan intramolekul yang
menyebabkan tegangan permukaan. Tegangan permukaan air laut lebih mudah lemah
dibandingkan tegangan permukaan air tawar sehingga air laut lebih mudah pecah
menjadi busa bila diganggu oleh gelombang permukaan lapisan dan juga menyimpan
gelembung-gelembung (Kanginan 2000 : 111).
Gelembung udara naik kie permukaan dan pecah memasukkan tetesan-tetesan
dengan variasi ukuran ke atmosfer brsama dengan garam terlarut, gas dan
partikulat dimana didalamnya terdapat air. Sebagian unsur-unsur tersebut
kemudian dikembalikan ke permukaan bumi oleh presipitasi seperti yang
ditunjukkan oleh pengurangan kandungan klorida dalam air hujan dengan bertambah
jauhnya dari pantai (Steward 2000 : 1).
Tetesan terkecil yang masuk ke atmosfer disebut aerosol. Aerosol tersebut
membawa air, garam terlarut dan bahan organik dari permukaan laut. Aerosol
dapat dibawa ke atas dan terdispersi di atmosfer. Bila menguap, partikel garam
dan zat lainnya yang terdispersi akan bertindak sebagai inti kondensasi untuk
pembentukan awan dan hujan (Nyabakken 2002 : 23).
Panjang gelombang yang lebih pendek atau rendah yang dekat warna biru
dalam spektrum visibel, menembus lebih dalam dibandingkan panjang gelombang
yang lebih tinggi atau jauh. Radiasi infra merah adalah yang pertama diserap
diikuti merah dan seterusnya. Energi total yang diterima pada kedalaman yang
tertentu diwakili oleh daerah di bawah kurva untuk 100 m dan air permukaan
menunjukkan bahwa hanya1/50 dari energi datang yang mencapai 100 m. Semua
radiasi infra merah diserap dalam daerah satu meter dari permukaan dan hampir
setengah total energi matahari tersebut diserap dalam 10 cm daerah permukaan.
Penetrasi juga tergantung pada transparansi air yang tergantung pada jumalah
materi yang tersuspensi (Depdikbud 1994 : 31).
Konduksi terjadi sangat lambat sehingga hanya sebagian kecil panas yang
dipindahkan ke bawah melalui proses ini. Mekanisme utamaq adalah pencampuran
olakan oleh angin dan gelombang yang menghasilkan lapisan permukaan tercampur
(atau juga disebut lapisan campuran) dengan ketebalan 200-300 m atau lebih di
lintang tengah, di laut terbuka pada musim dingin dan minimun setebal 10 m atau
kurang di daerah perairan pantai yang terlindungi di musim panas (Kanginan 1999 : 21).
Pada kedalaman antara 200-300 m dan 1000 m, temperatur akian turun dngan
cepat. Daerah ini dikenal sebagai termoklin permanen, dibawah 1000 m menuju
lantai laut tidak mengalami variasi musiman dan temperatur turun perlahan
antara 0oC dan 3oC (Foster 2000 : 76).
Suatu perairan homogen ( densitas
dan suhu sama )dan tenag, biasanya bila mengalami pemanasan maka distribusi
suhu secara vertikal akan menurun secara eksponensial. Apabila tidak ada
gangguan di bawah lapisan homogen terdapat lapisan termoklin. Lapisan termoklin ini adalah dimana suhu
menurun cepat terdapat kedalaman karena suhu ini menyebabkan densitas air
meningkat maka lapisan termoklin ini merupakan pola daerah perlonjakan kenaikan
densitas yang sangat mencolok. Perubahan
densitas ini sangat diperkuat lagi karena densitas sering meningkat dengan
cepat. Akibatnya air disebelah atasnya tidak dapat bercampur dengan lapisan air
dibawahnya (Anonim 2011 : 4).
Termoklin musiman terbentuk pada musiman semi dan maksimum (dengan laju
perubahan temperatur trbesar terhadap kedalaman atau gradien temperatur paling
tajam) pada musim panas. Termoklin tersebut terbentuk di kedalaman beberapa
meter dengan lapisan campuran yang tipis di atasnya. Termoklin diurnal dapat
terbentuk dimsnspun asal terdapat cukup pemanasan disiang hari walaupun
kedalaman hanya mencapai 10-15 m, dan perbedaan temperatur biasanya tidak
mencapai 1-2 derajat celcius (Stewart 2002 : 33).
Singkatnya, dengan mengabaikan musim dan variasi diurnal, termoklin
permanen membuat laut sebagai suatu kesatuan
yang dibagi menjadi tiga lapisan utama yaitu : Ketebalan lapisan atas
yang hangat dan termoklin permanen lebih tipis di lintang rendah dibandingkan
di intang tinggi karena angin di lintang rendah biasasnya lebih lemah dan temperatur
musiman lebih kecil.
Beberapa hal-hal yang masih diragukan para
ilmuwan adalah mengenai jumlah pemanasan yang diperkirakan akan terjadi di masa
depan, dan bagaimana pemanasan serta perubahan-perubahan yang terjadi tersebut
akan bervariasi dari satu daerah ke daerah yang lain. Hingga saat ini masih
terjadi perdebatan politik dan publik di dunia mengenai apa, jika ada, tindakan
yang harus dilakukan untuk mengurangi atau membalikkan pemanasan lebih lanjut
atau untuk beradaptasi terhadap konsekuensi-konsekuensi yang ada. Sebagian
besar pemerintahan negara-negara di dunia telah menandatangani dan meratifikasi
Protokol Kyoto, yang mengarah pada pengurangan
emisi gas-gas rumah kaca (Stewart 2002 : 63).
Ketika atmosfer menghangat, lapisan
permukaan lautan juga akan menghangat, sehingga volumenya akan membesar dan
menaikkan tinggi permukaan laut. Pemanasan juga akan mencairkan banyak es di
kutub, terutama sekitar Greenland, yang lebih
memperbanyak volume air di laut. Tinggi muka laut di seluruh dunia telah
meningkat 10 – 25 cm (4 - 10 inchi) selama abad ke-20, dan para ilmuwan
IPCC memprediksi peningkatan lebih lanjut 9 – 88 cm (4 - 35 inchi) pada
abad ke-21 (Kanginan 1999 : 54).
Perubahan tinggi muka laut akan sangat
memengaruhi kehidupan di daerah pantai. Kenaikan 100 cm (40 inchi) akan
menenggelamkan 6 persen daerah Belanda, 17,5 persen
daerah Bangladesh, dan banyak pulau-pulau. Erosi
dari tebing, pantai, dan bukit pasir akan meningkat. Hingga saat ini masih
terjadi perdebatan politik dan publik di dunia mengenai apa, jika ada, tindakan
yang harus dilakukan untuk mengurangi atau membalikkan pemanasan lebih lanjut
atau untuk beradaptasi terhadap konsekuensi-konsekuensi yang ada.Ketika tinggi
lautan mencapai muara sungai (Anugerah 2000 : 32)
BAB III
METODOLOGI
3.1. Waktu dan Tempat
Praktikum
ini dilaksanakan pada hari senin, 17 Oktober 2011 pukul 13.30 WIB. Bertempat
diruang laboratorium Oseanografi, jurusan Ilmu Kelautan, Fakultas Matematika
dan Ilmu Pengetahuan Alam, Universitas Sriwijaya, Inderalaya.
3.2. Alat dan Bahan
Adapun alat
yang digunakan dalam praktikum ini adalah :
1. kertas
milimeter blok
2.
kalkulator
3.
penggaris
4. pensil
5.
penghapus
6. pena
3.3. Cara Kerja
 |
|
 |
BAB
IV
PEMBAHASAN
Setelah
dilakukannya praktikum, kami dapat memaparkan pembahasan dari densitas itu
sendiri. Densitas dalam pengertian singkatnya adalah kerapatan. Kerapatan
disini adalah massa jenis. Massa jenis adalah pengukuran massa setiap satuan
volume benda. Semakin tinggi massa jenis suatu benda, maka semakin besar pula
massa setiap volumenya. Karena yang dibahas adalah laut, maka kita berbicara
bagaimana densitas air laut.
Densitas
merupakan salah satu parameter terpenting dalam mempelajari dinamika laut.
Densitas sendiri berkaitan erat dengan suhu, salinitas dan juga tekanan. Karena
suhu, salinitas dan tekanan tersebut yang mempengaruhi densitas di laut.
Densitas (rapat jenis)
di lambangkan dengan ρ
ρ = m / v
ρ adalah massa jenis,
m adalah massa,
V adalah volume.
Satuan massa jenis dalam ‘CGS
[centi-gram-sekon]‘ adalah: gram per sentimeter kubik (g/cm3).
1 g/cm3=1000 kg/m3 Dari ketiga parameter yang
mempengaruhi densitas antara suhu, salinitas dan tekanan, yang paling
mempengaruhi densitas adalah tekanan. Jika densitas di suatu perairan naik atau
tinggi maka suhu di perairan tersebut akan turun. Densitas maksimal terjadi
pada suhu antara 39,80C - 400C.
Tapi sebaliknya dengan salinitas dan tekanan di daerah perairan tersebut.
Tekanan dan salinitasnya naik. Jadi pada intinya adalah densitas berbanding
terbalik dengan suhu tetapi berbanding lurus dengan salinitas dan tekanan.
Dari penjelasan di atas, dapat
disimpulkan bahwa faktor-faktor yang mempengaruhi densitas adalah suhu,
salinitas dan tekanan. Dan dari faktor-faktor yang mempengaruhi densitas
tersebut, faktor tekanan lah yang paling berpengaruh terhadap nilai densitas di
suatu perairan. Jadi jika disuatu perairan tekanannya berubah maka
densitasnyapun pasti berubah.
Distribusi Densitas Iklim dan cuaca
di bumi adalah hasil gerakan massa udara yang dikarakterisasi oleh kombinasi
temperatur, kelembaban dan tekanan tertentu. massa air di lautan bergerak
secara vertikal dan horisontal dan dicirikan oleh temperatur(T), salinitas(S)
dan karakter lain yang digunakan untuk mengenali air dan melacak gerakannya.
Perbedaan densitas yang kecil secara horisontal (misalnya akibat perbedaan
pemanasan di permukaan) dapat menghasilkan arus laut yang sangat kuat.
Teratas dari laut, mulai dari air
permukaan atau dekat permukaan hingga ke dasar termoklin permanen.
Diidentifikasi dari temperatur, salinitas dan properti lain, termasuk komunitas
organisme yang hidup di dalamnya. Juga dapat mengidentifikasi batas antara
pergerakan massa air dalam arah yang berbeda di beberapa kedalaman laut. Air
bergerak lebih lambat dari udara sehingga massa air kurang bervariasi dari
massa udara dan batasnya tidak banyak berubah walaupun dalam skala waktu dekade
atau abad.
Sistem arus permukaan dibangkitkan
oleh angin tetapi gerakan massa air intermediate dan dalam diatur oleh
densitas. Bila densitas air laut di lapisan permukaan bertambah maka kolom air
secara gravitasi akan menjadi tidak stabil dan air yang lebih berat akan turun.
Sirkulasi vertikal laut diatur oleh variasi temperatur dan salinitas dan
dikenali sebagai sirkulasi termohalin. Prinsip utamanya adalah bahwa massa air
yang dingin dan berat dari lintang tinggi turun dan menyebar di bawah termoklin
permanen.
Distribusi vertikal dan horisontal
isoterm umumnya tetap konstan tiap tahunnya. fluktuasi musiman dibatasi pada
lapisan permukaan. Diketahui bahwa distribusi ini mewakili suatu bentuk
keseimbangan dinamik atau keadaan tunak, karena air laut itu sendiri bergerak
secara kontinu.Pergerakannya tidak acak tetapi teratur dalam sistem sirkulasi
tiga dimensi yang menunjukkan sedikit variasi bila dirata-ratakan untuk periode
beberapa tahun.
Distribusi densitas dalam perairan
dapat dilihat melalui stratifikasi densitas secara vertikal di dalam kolom perairan,
dan perbedaan secara horisontal yang disebabkan oleh arus. Distribusi densitas
berhubungan dengan karakter arus dan daya tenggelam suatu massa air yang
berdensitas tinggi pada lapisan permukaan ke kedalaman tertentu. Densitas air
laut tergantung pada suhu dan salinitas serta semua proses yang mengakibatkan
berubahnya suhu dan salinitas. Densitas permukaan laut berkurang karena ada
pemanasan, presipitasi, run off dari daratan serta meningkat jika terjadi
evaporasi dan menurunnya suhu permukaan.
Sebaran densitas secara vertikal
ditentukan oleh proses percampuran dan pengangkatan massa air. Penyebab utama
dari proses tersebut adalah tiupan angin yang kuat. Lukas and Lindstrom (1991),
mengatakan bahwa pada tingkat kepercayaan 95 % terlihat adanya hubungan yang
positif antara densitas dan suhu dengan kecepatan angin, dimana ada
kecenderungan meningkatnya kedalaman lapisan tercampur akibat tiupan angin yang
sangat kuat. Secara umum densitas meningkat dengan meningkatnya salinitas,
tekanan atau kedalaman, dan menurunnya suhu.
Pada intinya adalah distribusi
denstitas ada dua yaitu secara vertikal dan horisontal. Jika vertikal pengaruh
denstitas terhadap temperatur/suhu dan salinitas juga tekanan. Bisa ditandai
dengan sebuah grafik, dimana tersebut garisnya berada pada posisi vertikal,
garisnya dari atas ke bawah. Dan jika horisontal itu adalah pengaruh densitas
yang disebabkan oleh faktor lain yaitu arus. jika ditandai dengan grafik, garis
grafik ini garisnya adalah dari kiri ke kanan secara horisontal.
Massa jenis adalah pengukuran massa setiap satuan volume benda.
Semakin tinggi massa jenis suatu benda, maka semakin besar pula massa setiap
volumenya. Massa jenis rata-rata setiap benda merupakan total massa dibagi
dengan total volumenya. Sebuah benda yang memiliki massa jenis lebih tinggi
(misalnya besi)
akan memiliki volume yang lebih rendah daripada benda bermassa sama yang
memiliki massa jenis lebih rendah (misalnya air).
BAB
V
KESIMPULAN
Adapun
kesimpulan yang didapat adalah :
- Densitas air murni adalah 1000 kg.
- Air laut lebih padat karena garam yang terkandung didalamnya.
3. Densitas
air laut sebagai fungsi salinitas S(psu), temperatur T ( C) dan tekanan air laut
p (bars).
4. Diagram
T-S sangat berhubungan dengan pengukuran densitas.
5. Distribusi denstitas ada dua yaitu secara
vertikal dan horisontal.
DAFTAR PUSTAKA
Anonim. 2011.
Densitas. http://id.wikipedia.org.wiki/salinitas (Diakses pada tanggal 15 Oktober 2011)
Anonim. 2011. Suhudensitas. http://oseanografi.blogspot.com/200765.html
(Diakses pada
tanggal 15 Oktober 2011)
Foster,Bob.2000.Fisika
Dasar.Jakarta : Erlangga
Nontji,Anugerah.2002.Laut Nusantara.Jakarata
: Djambatan
Nyebaken, JW. 1971. Biologi laut
suatu pendekatan ekologi. Gramedia : Jakarta.
(Diakses pada tanggal 15 Oktober 2011)
Supangat,Agus.2000.Pengantar
Oseanografi.ITB : Bandung
Wijaya,Hadi.2000.Pengantar
Oseanografi.ITB : Bandung
Tidak ada komentar:
Posting Komentar