RESUME KELOMPOK 36

GEOFISIKA LAUT

BAROTROPIC,BAROCLINIC DAN ARUS DENSITAS

Oleh :

Jefri Gunawan Manurung 26020212120013

Hamammi Ahdannabiel 26020212140034

PROGRAM STUDI OSEANOGRAFI

JURUSAN ILMU KELAUTAN

FAKULTAS PERIKANAN DAN ILMU KELAUTAN

UNIVERSITAS DIPONEGORO

SEMARANG

2014

I. PENDAHULUAN

1.1. Latar belakang

Arus laut, baik yang di permukaan maupun di kedalaman, berperan

dalam iklim di bumi dengan cara menggerakkan air dingin dari kutub ke daerah

tropis dan sebaliknya. System arus global yang mempengaruhi iklim di bumi

ini biasa di sebut sebagai Great Ocean Conveyor Belt atau dalam bahasa

Indonesia biasa disebut sebagai Sabuk Arus Laut Dunia.

Di laut terbuka, air laut digerakkan oleh dua system angin. Di dekat

khatulistiwa, angin pasat (trade wind) menggerakkan permukaan air ke arah

barat. Sementara itu, di daerah lintang sedang (temperature), angin barat

(westerlies wind) menggerakkan kembali permukaan air ke timur. Akibatnya di

samudera-samudera akan ditemukan sebuah gerakan permukaan air yang

membundar. Di belahan bumi utara, angin ini membangkitkan arus yang

bergerak searah jarum jam, sementara itu di belahan bumi selatan dia bergerak

berlawanan arah jarum jam.

Air laut selalu dalam keadaan bergerak. Arus laut bergarak tak ubahnya

arus di sungai gelombang laut brgerak dan menabrak pantai dan gaya gravitasi

bulan dan matahari mengakibatkan naik turunnya air laut dan biasa disebut

sebagai fenomena pasang-surut laut. Arus laut tercipta karena adanya

pemanasan di beberapa bagian bumi oleh radiasi sinar matahari. Air yang lebih

hangat akan mengembang, membuat sebuah kemiringan (slope) terhadap

daerah sekitarnya yang lebih dingin, dan akibatnya air hangat tersebut akan

mengalir ke arah yang lebih rendah yaitu ke arah kutub yang lebih dingin

daripada ekuator.

1.2. Tujuan

1. Peserta kuliah kelas Geofisika E.305 memahami tentang

Barotropic,Baroclinic dan Arus densitas secara menyeluruh.

2. Mengetahui dan memahami hubungan antara Baroclinic,Barotropic

dan Arus densitas serta fenomena yang terjadi dalam ketiganya.

II. ISI

2.1. Baroclinic dan Barotropic flow

Barotropic dan Baroclinic Flow adalah keadaan dimana jika laut yang homogen

dengan kerapatan konstan bergabung menjadi satu permukaan dan tekanan yang akan

selalu sejajar dengan profil permukaan laut secara vertikal, dan kecepatan geostropik

akan menjadi independen terhadap kedalaman. Dalam hal ini kecepatan relatif adalah

nol, dan data hidrografi tidak dapat digunakan untuk mengukur arus geostropik.

Densitas akan bervariasi terhadap kedalaman tetapi tidak pada arah horizontal, jika

densitas permukaan konstan maka tekanan akan selalu sejajar dengan permukaan laut

dan densitas yang konstan di permukaan isopycnal, dalam hal ini, kecepatan aliran

relatif adalah nol. Kedua kasus tersebut adalah contoh dari aliran barotropic.

Aliran barotropic terjadi ketika tekanan konstan di laut selalu sejajar dengan

densitas permukaan air yang konstan. Catatan, beberapa penulis menyebut aliran

vertikal rata-rata komponen baroclinic aliran Wunsch (1996: 74) menunjukkan bahwa

pengertian baroclinic digunakan dalam banyak cara yang berbeda dan istilah ini bukan

tidak boleh untuk digunakan.

Aliran Baroclinic terjadi ketika tekanan yang konstan bercampur pada

permukaan air dengan densitas yang konstan. Dalam hal ini, densitas akan bervariasi

terhadap kedalaman dan juga dalam arah horizontal. Sebuah contoh yang baik terlihat

jika terjadi pencampuran antara kedalaman dan densitas terjadi pada jarak lebih dari 1

km dan dengan jarak horizontal 100 km pada daerah yang disebut juga dengan Gulf

Stream. Aliran Baroclinic bervariasi dengan kedalaman, dan kecepatan arus relatif

dapat dihitung dari data hidrografi. Catatan, permukaan yang konstan atau densitas

yang konstan cenderung terjadi ketika aliran mengalami keadaan yang istirahat. Secara

umum, variasi aliran pada arah vertikal dapat diuraikan menjadi komponen barotropic

yang independen terhadap kedalaman, dan komponen baroclinic yang bervariasi

dengan kedalaman.

Pertimbangkan kasus dimana permukaan laut miring ke bawah sebesar 1 cm

dengan jarak 1 km . Ini akan menghasilkan gradien tekanan barotropic

= g dn / dx ~ 10-5 m / s ^ 2

u( t )= u(t0 )10-4 t

Tentu saja kita tahu bahwa di laut kekuatan atau gaya-gaya lain akan datang

untuk mempengaruhi kecepatan fluida dan tidak akan mengikuti keseimbangan

sederhana ini . Satu hal yang sangat penting, bagaimanapun adalah bahwa cairan akan

senantiasa berakselerasi di semua kedalaman pada tingkat yang sama . Selanjutnya

gradien tekanan barotropic tidak akan menghasilkan bentuk stress geser horizontal

dalam aliran independen melainkan akan bergeser terhadap kedalaman.

Sebaliknya , seperti yang akan kita lihat bahwa gradien tekanan baroclinic drive

akan bergeser secara vertikal. Perhatikan bahwa gradien tekanan barotropic didorong

oleh kemiringan permukaan laut . Jika (eta) adalah permukaan laut di atas beberapa

titik acuan ( z = 0 ) maka tekanan z kedalaman sama dengan = g ( z + diasumsikan

bahwa densitas tersebut adalah konstan . Kemudian percepatan yang disebabkan oleh

tekanan gradien dalam arah x hanyalah turunan dari persamaan ini = g ( z +

dibagi dengan kepadatan ie. Jadi gradien tekanan barotropic hanya percepatan

gravitasi dikali kemiringan permukaan laut.

xg

x

P1

Ini sangat sederhana, Ini diibaratkan seperti ski yang kemiringannya curam dan

akan semakin cepat dan akan terus mempercepat lajunya.

Pertimbangkan saluran berisi cairan di sisi kiri dengan cairan dan cairan

di sisi kanan dan . Pada bagian kiri tekanan pada kedalaman

z adalah P1 (z) = g z, sementara di sisi kanan tekanan pada kedalaman z adalah P2

(z) = g z = g ( z perbedaan tekanan antara dua fluida adalah P2 (z) -... P2

(z) = g z Oleh karena itu meningkatkan gradient tekanan dengan z tekanan adalah

nol di permukaan dan sama g di bagian bawah.

Mengingat persamaan momentum antara percepatan lokal dan gradien tekanan

kita menulis zx

g

t

u

Jadi cairan akan terus mempercepat dan terus akan lebih cepat di bagian bawah

dari pada di permukaan dan sebagai konsekuensinya adalah stress geser vertikal akan

terus berkembang di dalam kolom air. Perhatikan bahwa gradien tekanan diarahkankan

ke kiri pada seluruh kolom air . Ini akan menghasilkan kedalaman rata-rata sehingga

percepatan fluida akan mengarah ke kiri , yang pada gilirannya akan menyebabkan

permukaan laut di sebelah kiri untuk berdiri lebih tinggi daripada di sebelah kanan. Jika

saluran tersebut sudah ditutup pada kedua ujungnya, maka permukaan laut akan naik

cukup tinggi untuk menghambat pertambahan kedalaman dan rata-rata gradien

tekanan, sehingga kedalaman rata-rata aliran adalah nol .

Hal ini terjadi karena ketika kedalaman rata-rata aliran di permukaan laut nol

dan terus meningkat di sebelah kiri dan mengakibatkan permukaan lereng laut akhirnya

akan menghasilkan gradien tekanan yang persis sama dengan kedalaman rata-rata

gradien tekanan baroclinic. Tapi apa yang terjadi adalah bahwa aliran 2 layer, tampak

bahwa drive cairan akan mengarah ke kanan di lapisan permukaan dan ke kiri di lapisan

bawah permukaan. Aliran pertukaran 2 -layer ini adalah yang mendorong sirkulasi

pada suatu muara.

x

z

x

z

Gambar 1. Gradien tekanan Baroclinic disebabkan/supported oleh dua cairan

yang berdekatan namu densitas yang berbeda. Panah mewakili tekanan

baroclinic gradien-yang meningkat secara linear dengan kedalaman serta

akselerasi yang paket fluida menjalar dalam gradien tekanan baroclinic.

Gambar 2. Contoh pemodelan isohaline

Menunjukkan bidang salinitas di muara Sungai Hudson. Garis putih mewakili

isohaline dan menunjukkan kadar garam yang memanjang lebih dari 50 km ke hulu di

lapisan bawah. Warna pada grafik menggambarkan konsentrasi zat warna, dengan

merah menunjukkan konsentrasi tertinggi. Dye(alat) ini disuntikkan ke dalam lapisan

yang lebih rendah 2 hari sebelumnya di ~ 25 km-menunjukkan bahwa dalam 2 hari

pewarna maju ke hulu (ke kanan) dengan kecepatan ~ 10 km per hari.

Perhatikan bahwa gerakan di hulu pewarna dalam arah yang berlawanan dari

aliran sungai (yang tentu saja mengalir ke sungai dan menuju laut ke kiri). Ini adalah

baroclinic yang memaksa air garam laut padat yang merosot di bawah permukaan air

tawar lebih ringan. Sementara perkiraan secara rinci dari gradien tekanan baroclinic

dapat dibuat dengan data yang sebenarnya dengan skema yang ditunjukkan pada

Gambar 2 kita dapat membangun sebuah model mentah untuk memperkirakan gradien

tekanan.

Menggunakan isohaline 10 psu pada gambar 1 sebagai antarmuka antara air

tawar dan asin kita melihat bahwa antarmuka antara lapisan permukaan dan lapisan

bawah lereng bawah adalah sekitar 1 meter setiap 6 km atau

Km from Jersey Shore

met

ers

.1

.050

-.05

-.1

-.15

-.20

Km from Jersey Shore

met

ers

Km from Jersey Shore

met

ers

.1

.050

-.05

-.1

-.15

-.20

4106.1

x

x

zI

Di bagian bawah tekanan hidrostatik adalah sama dengan berat air atasnya yang

dapat ditulis sebagai.

))z)zH((g)x(P i2i1

Perhatikan bahwa tekanan adalah fungsi dari x. Ketika kita mengambil turunan

dari persamaan ini terhadap x-satunya istilah yang bukan nol adalah yang memiliki x

di dalamnya, semua istilah lainnya tidak bervariasi dalam x dan dengan demikian

memiliki turunan (laju perubahan) dari nol . Oleh karena itu sepanjang gradien tekanan

saluran di lapisan bawah karena isopycnals miring adalah:

x

zg

x

z)(g

x

zg

x

zg

x

zg

x

P ii1

i1

i2

i1

Jadi diatas adalah gaya gradien tekanan. Pada persamaan momentum sering kita

mengungkapkan hal tersebut sebagai percepatan-daripada F = ma kita menulis F / m =

a dan hubungannya dengan persamaannya manjadi

x

z'g

x

zg

x

P1 ii

Dimana g adalah gravitasi dan berkurang. Berkurangnya gravitasi adalah

gravitasi yang efektif bahwa tubuh air masuk dalam system fluida. Perhatikan bahwa

jika dua densitas ( adalah sama dan mengurangi gravitasi hingga nol. Ini

adalah salah satu bobot dalam air. Untuk perbedaan yang sangat kecil antara kedua

kepadatan gravitasi yang efektif secara signifikan akan lebih kecil dari g.

Untuk contoh jika = 10 kg/m3 seperti dalam kasus di Hudson, kemudian

dikurangi gravitasi adalah sekitar 100 kali lebih kecil dari gravitasi. Jadi sementara

partikel yang terkena kekuatan penuh oleh gravitasi akan mempercepat percepatan

pada 9,8 m/s2, accleration dalam hal ini adalah medan gravitasi yang berkurang dan

menjadi 0,098 m/s2. Bahwa gradien tekanan baroclinic ini memiliki bentuk yang sama

seperti gradien tekanan barotropic terkait dengan kemiringan yaitu kemiringan

permukaan laut.

xg

x

P

Dimana (x

) adalah kemiringan lereng permukaan laut. Di sungai-sungai

permukaan laut daerah yang miring ke bawah ke arah laut dan mempercepat air sungai

untuk menuju laut. Oleh karena gradien tekanan barotropic dalam tanda berlawanan

dari gradien tekanan baroclinic sehingga pada lapisan permukaan, total gradien tekanan

hanya karena pengaruh gradien tekanan barotropic, sedangkan di lapisan bawah total

gradien tekanan adalah jumlah dari barotropic dan gradient tekanan baroclinic . Sebuah

kasus khusus terjadi ketika gradien tekanan barotropic sama dengan tapi kebalikan dari

tekanan baroclinic.

Gambar 3. Model Simplfied sistem dua lapisan untuk memperkirakan gradien

tekanan baroclinic lapangan garam seperti ditunjukkan pada gambar 1.

Yang berarti bahwa rasio kemiringan antarmuka dengan kemiringan

permukaan laut Dalam contoh yang ditunjukkan pada gambar 1,

Surface

x

z

Bottom

zI

H

Interface

Surface

x

z

Bottom

zI

H

Interface

x

z

Bottom

zI

H

x

z

x

z

Bottom

zI

H

Interface

kg/m3 dan sejak kg/m3 jika kemiringan permukaan laut adalah 1/100

kemiringan antarmuka total gradien tekanan di lapisan bawah akan menjadi nol dan

gradien tekanan barotropic akan menangkap wedge garam karena aliran di dalamnya

akan menjadi nol . Dalam kasus di atas ini sesuai dengan kenaikan 1 cm di permukaan

laut setiap 1-6 km - bukan jumlah yang tidak masuk akal di sungai dan daerah estuari .

Pada pengamatan arus di lapisan bawah dan gerakan pewarna menunjukkan

bahwa ada kecepatan hulu di lapisan bawah . Selanjutnya total gradien tekanan di

lapisan bawah diarahkan menaiki stream dan menunjukkan bahwa kemiringan

permukaan laut adalah kurang dari 1 cm setiap 6 km - tapi masih miring ke arah laut

untuk arus permukaan adalah arah laut. Di laut kedua kemiringan permukaan dan

isopycnals lereng cenderung lebih kecil dari apa yang terlihat di muara . Namun ada

kecenderungan pada bidang densitas untuk menyesuaikan sedemikian rupa bahwa pada

kedalaman total gradien tekanan menjadi sangat kecil .

Jika kita mengasumsikan bahwa gradien tekanan tidak berubah nol pada

beberapa kedalaman dan harus ada pengamatan menggunakan profil CTD sehingga

kita bisa memperkirakan kemiringan sebenarnya dari permukaan laut .

Tekanan pada dua stasiun dapat ditulis:

P2 == ( gH

Dimana adalah perbedaan permukaan laut antara dua stasiun, adalah

densitas rata-rata untuk profil 1, adalah perbedaan dalam kepadatan rata-rata

antara 1 profil dan profil 2 dan H adalah tingkat diduga tidak ada gerakan.

Karena pada kedalaman ini P1 = P2 kita menemukan g (H + (

gH .

PGH + g PGH + gH

H

Jadi jika H adalah 4000m dan adalah 0,1 kg/m3 akan menjadi 40

cm.

Gambar 3. Hubungan barotripic dan baroclinic

2.2. Arus Densitas

Dengan suhu 13,4 C ( 56,1 F ) dan salinitas 38,4 unit praktis salinitas

( psu) yang kira-kira setara dengan bagian per seribu ) , air padat terbentuk di

Laut Mediterania adalah baik hangat dan asin dari Atlantik Tengah Utara air (

NACW ) . The NACW , yang melewati di atas aliran air Mediterania padat ,

memiliki suhu yang berkisar 11,4-12,5 C ( 52,5-54,5 F ) dan salinitas yang

berkisar 35,6-35,7 psu . Air Mediterania padat bergerak ke arah barat ke

Atlantik Utara dibawah 100 meter ( sekitar 300 kaki) dari Selat Gibraltar ,

sementara air mengalir ke arah timur Atlantik Utara melalui bagian atas selat

ke Laut Mediterania .

Mengingat selat yang sangat sempit , air padat mempercepat kecepatan

nya sekitar 1 meter ( sekitar 3 meter ) per detik pada ambang di bagian barat

selat . Setelah memasuki Samudra Atlantik, densitas perairan Mediterania

melimpah dan mulai menurun di sepanjang lereng benua . Awalnya, penurunan

secara vertikal lereng tersebut adalah 4 meter untuk setiap kilometer horizontal

( 21 kaki per mil ) untuk pertama 20 km ( 12 mil) , dan meningkat menjadi 12

meter untuk setiap kilometer horizontal ( 63 kaki per mil ). Pada bagian lereng

yang curam, arus densitas akan mencapai kecepatan maksimum 1,2 meter (

sekitar 4 meter ) per detik . Gaya Coriolis akan menyebabkan air yang padat ke

bergerak ke kanan terhadap lereng benua di sepanjang sisi utara Teluk Cdiz ,

dimana ia mengalir hampir secara geostropik ( yaitu, arus yang mengalir tegak

lurus ke jalan yang ditentukan oleh tekanan horisontal dan gradien ) .

Luapan air tersebut kemudia masuk ke perairan Mediterania dengan

kedalaman hanya 800 sampai 1.300 me ter (sekitar 2.600 sampai 4.300 kaki )

karena entrains. Kemudian salinitas dan suhu yang bervariasi akan muncul di

Atlantik Utara sebagai apa yang disebut Mediterania Salt Tongue , lobus air

garam yang sangat memanjang keluar dari Selat Gibraltar .

Arus densitas menurut para ilmuan pusatnya adalah berdada di perairan

tersebut dan sangat-sangat melimpah di perairan Mediterania saat ini. Di masa

lalu orang banyak berpikir bahwa salinitas dan distribusi temperatur di Atlantik

Utara adalah produk dari penyebaran overflow Mediterania . Pada 1990-an ,

bagaimanapun studi terkait salinitas dan distribusi temperatur di Tongue

Mediterania Salt dengan mengalami pergeseran ke arah barat pusaran yang

dibentuk oleh Mediterania dan sangat melimpah saat ini . Pusaran Mediterania

ini diberi nama " Meddies" dan di daerah ini terjadi spin off dari aliran arus

densitas geostropik ketika mengalir di sepanjang lereng benua , khususnya di

dekat tanjung seperti Cape St Vincent di Portugal .

The Meddies berkontribusi terhadap penyebaran salinitas dan suhu arus

densitas karena mereka secara bertahap melakukan pencampuran ke kawasan

perairan yang ada di sekitarnya selama gerakan mereka ke arah barat . Selain

itu, The Meddies akan sangat mungkin untuk tiba-tiba membuang suhu dan

salinitas mereka melalui pencampuran ketika mereka menghadapi pulau dan

gunung laut dan dan untuk kemudian pecah. Membuang disini diibaratkan

melepaskan muatan arus densitas tersebut untuk kemudian lebih ringan dan

kemudian menghantam pulau dan akhirnya akan pecah di ujung alirannya. Saat

densita yang mencapai tingkat aambang batas kembali netral seperti yang

terjadi di perairan Selat Denmark dan Faroe akan menyebabkan overflows .

Perairan ini turun disepanjang lereng benua Eropa dan membelok ke kanan

untuk mencapai ujung selatan Greenland untuk membentuk Atlantik Utara

Deep Water ( NADW ).

Arus Densitas merupakan : arus yang dibangkitkan oleh perbedaan

gradient tekanan dalam arah horizontal. Aliran yang disebabkan densitas atau

aliran non-homogen adalah gerakan fluida didalam medan gravitasi yang

dibangkitkan oleh variasi-variasi densitas yang disebabkan variasi-variasi dari:

Salinitas

Sedimen

Temperatur.

Arus densitas biasanya terjadi di estuari dimana terdapat gradient

salinitas yang cukup besar akibat adanya pertemuan air tawar dari sungai dan

air asin yang berasal dari laut, sehingga variasi ini akan mengakibatkan

terbentuknya gradient tekanan horizontal yang berperan sebagai faktor

pembentuknya arus densitas. Gradient tekanan yang terbentuk akibat variasi

salinitas di estuary menimbulkan sirkulasi estuary dimana air tawar bergerak

di lapisan permukaan ke arah laut dan air asin bergerak kea rah hulu dilapisan

dalam.

Berikut ini beberapa jenis arus densitas :

Density driven current due to river discharge

Density driven current due to Buoyancy supply from the open ocean

Density driven current due to bouyancy Input from river and open ocean

Density driven current due to Topographic heat accumulation effect

Density driven current due to Horizontal distribution of vertival diffusity

III. PENUTUP

3.1. Kesimpulan

Kesimpulan yang bisa diambil dalam kajian sederhana antara

baroclinic barotropic serta arus densitas ini adalah ketiganya diibaratkan merupakan

elemen yang saling berhubungan antara yang satu dengan yang lainnya dan dalam

prosesnya di alam juga dipengaruhi oleh parameter yang masing-masih dimiliki oleh

ketiga-tiganya salah satu diantaranya adalah total gradient yang dapat mempercepat

laju gradient tekanan dan juga mampu mengurangi percepatan gravitasi untuk

beberapa kasus.

3.2. Saran

Waktu tenggang yang diberikan harus lebih lama lagi supaya hasil yang didapat

lebih banyak dan setidaknya diberikan satu kasus untuk bisa kita interpretasikan.

STUDI PUSTAKA

Jeffreys-Jones, Rhodri.: Waves and Current: Yale University Press, 1999.

Sastrodinawaryo.1999. Kajian Barotropic Kawasan Laut Dalam Perairan

Nusantara. Semarang.UNDIP Press Universitas Diponegoro Semarang.

Teiserson and Harald Prokop.1998. A minicourse on multithreaded

programming of Baroclinic and Density flow. Avail-able on the Internet from

http://theory.lcs.mit.edu/~cilk.

http://supertech.lcs.mit.edu/cilk (diakses pukul 6.24PM pada 26 April 2014

server undip.ac.id )

http://undiposeanografi.blogspot.com/2011/11/arus-laut.html (diakses pukul

10.AM pada 28 April 2014)