A R U S LA U T
Safwan Hadi Ivonne M. Radjawane
Institut Teknologi Bandung 2009
Arus Laut Penulis
: Safwan Hadi Ivonne M. Radjawane
Desain Sampul
: Yuyus Rudimansah
Penerbit
: Institut Teknologi Bandung
Cetakan Pertama
: 2009
ISBN
:
Dicetak oleh
: Institut Teknologi Bandung
KATA PENGANTAR
Buku ajar Arus Laut ini disusun untuk memenuhi kebutuhan akan bahan ajar dalam bahasa Indonesia mengenai arus laut untuk tingkat sarjana. Pemahaman tentang arus laut sangat diperlukan untuk pemanfaatan dan pengembangan ilmu kelautan kelautan umumnya khususnya khususnya oseanografi. Topik-topik yang dibahas didalam buku ajar ini meliputi meliputi dinamika arus yang tidak dipengaruhi gesekan terdiri dari arus geostropik dan arus inersia, arus yang dibangkitkan oleh angin atau arus Ekman beserta fenomena upwelling dan downwelling yang menyertainya, menyertainya, arus densitas yang terbentuk di perairan pantai dan estuari akibat gradien densitas, arus menyusur pantai yang timbul akibat gelombang pecah dan arus pasut yang ditimbulkan oleh pasang surut. Pembahasan setiap topik dilakukan dengan pendekatan pemahaman fisis dan dinamika dari berbagai berbagai jenis arus laut. Penulis sadar bahwa buku ajar tentang Arus Laut ini masih banyak memerlukan penyempurnaan. Namun paling tidak hadirnya tulisan ini dapat memberikan kontribusi dalam memperkaya buku ajar tentang ilmu kelautan. khusunya khusunya arus laut dalam bahasa Indonesia. Penulis dengan senang hati menerima kritik dan saran yang membangun demi penyempurnaan bahan ajar ini
Bandung, November 2009
i
UCAPAN TERIMA KASIH
Penulis mengucapkan terima kasih kepada Lembaga Pengkajian Pendidikan, Penelitian dan Pengabdian kepada Masyarakat (LP4) Institut Teknologi Bandung yang telah memberikan bantuan (SP2B) hibah penulisan buku ajar ITB tahun 2009, No: 141.10/K01.1/PP/2009 Ucapan yang sama disampaikan pula kepada KK Oseanografi dan Fakultas Ilmu dan Teknologi Kebumian, Institut Teknologi Bandung yang telah membantu memperlancar penulisan buku ajar ini.
Bandung, November 2009
Penulis
iii
DAFTAR ISI
Kata Pengantar............................................................................................ i Ucapan Terima Kasih ............................................................................... iii Daftar Isi ..................................................................................................... v Daftar Gambar .......................................................................................... ix Daftar Tabel .............................................................................................xiii BAB I PENDAHULUAN ........................................................................... 1
1.1 Arus yang Berhubungan dengan Distribusi Densitas ......................... 1 1.2 Arus yang Dipengaruhi oleh Angin. ................................................. 6 1.3 Arus yang Ditimbulkan Oleh Gelombang ......................................... 8 1.4 Arus Pasang Surut ............................................................................ 9 BAB II ARUS GEOSTROPIK ............................................................... 11
2.1 Mekanisme Terbentuknya Arus Geostropik ................................... 11 2.2 Gradien Tekanan ............................................................................ 12 2.3 Kecepatan Arus Geostropik ............................................................ 13 2.4 Penentuan Kecepatan Arus Geostropik Berdasarkan Medan Densitas......................................................................................... 14 2.5 Geopotensial .................................................................................. 17 2.6 Metode Perhitungan Arus Geostropik ............................................. 19 2.7 Penurunan Kecepatan Relatif Arus Geostropik dari Persamaan Arus Geostropik ............................................................................ 22 2.8 Persamaan Thermal Wind ............................................................... 26 2.9 Contoh Perhitungan Arus Geostropik ............................................. 28 2.10 Penentuan Kecepatan Absolut ...................................................... 36 BAB III ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN .................. 41
3.1 Persamaan Gerak yang Melibatkan Gaya Gesekan ......................... 41 3.2 Arus Ekman ................................................................................... 48 3.3 Transpor Massa .............................................................................. 54 3.4 Upwelling dan Downwelling di Perairan Pantai dan Lepas Pantai ... 56 v
ARUS LAUT
3.4.1 Upwelling Dan Downwelling Di Perairan Pantai ....................... 56 3.4.2 Upwelling Dan Downwelling Di Lepas Pantai .......................... 61 3.5 Arus Ekman di Dekat Dasar ........................................................... 66 3.6 Arus Inersia .................................................................................... 69 BAB IV ARUS DENSITAS .................................................................... 74
4.1 Beberapa tipe arus densitas dan mekanisme pembentukannya ........ 74 4.2 Dinamika arus densitas ................................................................... 80 4.3 Estuari............................................................................................ 89 4.3.1 Tipe Estuari .............................................................................. 90 4.3.2 Sirkulasi Estuari ..................................................................... 100 4.3.3 Front Estuary ......................................................................... 102 BAB V ARUS SEJAJAR PANTAI ....................................................... 104
5.1 Mekanisme Pembentukan Arus Sejajar Pantai .............................. 104 5.2 Stres Radiasi ................................................................................ 106 5.3 Gaya-gaya yang Berperan dalam Pembentukan Arus Sejajar Pantai .......................................................................................... 111 5.4 Model Analitik Arus Sejajar Pantai .............................................. 114 5.5 Model Empiris Arus Sejajar Pantai ............................................... 122 BAB VI ARUS PASUT ......................................................................... 123
6.1 Gerakan Arus Pasut ...................................................................... 123 6.2 Arus Pasut di Estuari .................................................................... 125 6.2.1 Ketidaksimetrian dan Perbedaan Fasa ..................................... 125 6.2.2 Variasi Arus Pasut di Estuari .................................................. 127 6.3 Hubungan Antara waktu Arus Pasut dan waktu Pasut ................... 128 6.4 Efek Arus Non Pasut .................................................................... 128 6.5 Dinamika Pasut dan Arus Pasut .................................................... 129 6.5.1 Persamaan Hidrodinamika ...................................................... 129 6.5.2 Gelombang Pasut Menyusur Pantai – Gelombang Kelvin ....... 131 6.6 Resonansi Pasut dan Arus Pasut ................................................... 135 6.7 Efek Berkurangnya Kedalaman .................................................... 138 vi
DAFTAR ISI
6.8 Co-tidal (co-phase) dan Co-Range (Co-Amplitudo) ...................... 141 BAB VII SIRKULASI ARUS GLOBAL ............................................. 144
7.1 Gyre Subtropis ............................................................................. 144 7.2 Sistem Arus Permukaan Laut-Laut Dunia ..................................... 146 7.3 Sistem Arus Ekuator .................................................................... 151 7.3.1 Mekanisme Terbentuknya Sistem Arus Ekuator...................... 152 7.3.2 Arus Bawah Equator ( Equatorial Under Current - EUC) ....... 154 7.4 Intensifikasi Arus di Bagian Barat ................................................ 155 Daftar Pustaka ........................................................................................ 160 Index ........................................................................................................ 163
vii
ARUS LAUT
viii
DAFTAR GAMBAR
Gambar 1.1 Klasifikasi arus laut .................................................................. 1 Gambar 1.2 Global Conveyor Belt ...............................................................5 Gambar 1.3 Sirkulasi Arus Global Akibat Pengaruh Angin.......................... 7 Gambar 1.4 Sirkulasi Arus Perairan Pantai ................................................. 9 Gambar 2.1 Arus Geostropik yang terbentuk akibat keseimbangan gaya gradien tekanan dan gaya coriolis................................................ 12 Gambar 2.2 Slope muka air diantara stasiun A dan B ................................. 12 Gambar 2.3 Slope isobar yang bervariasi terhadap kedalaman ................... 14 Gambar 2.4 Slope isobar dan slope isopiknal ............................................. 17 Gambar 2.5 Kecepatan relatif arus geostropik diantara stasiun A dan B ..... 19 Gambar 2.6 Distribusi kecepatan arus geostropik terhadap kedalaman ....... 32 Gambar 2.7 Perbandingan antara slope isobar dan slope isopiknal ............. 36 Gambar 2.8 Topografi dinamik permukaan laut Pasifik relatif terhadap level 1000 dbar ........................................................................... 38 Gambar 2.9 (a) Komponen arus V 1 dan V 2, (b) Kecepatan arus total V h yang merupakan penjumlahan vektor V 1 dan V 2 .......................... 40 Gambar 3.1 Gaya-gaya yang bekerja pada kubus air di lapisan permukaan .................................................................................. 42 Gambar 3.2 Keseimbangan gaya tekanan, gaya coriolis da n gaya gesekan ....................................................................................... 43 Gambar 3.3 Ilustrasi shear kecepatan dan tidak adanya shear .................... 44 Gambar 3.4 Ilustrasi untuk menurunkan gaya gesekan ............................... 45 Gambar 3.5 Arus permukaan yang dibelokkan terhadap arah angin ........... 51 Gambar 3.6 Distribusi vertikal kecepatan arus Ekman ................ ............... 52 Gambar 3.7 Transpor Ekman tegak lurus arah a ngin .................................. 56 Gambar 3.8 Upwelling di perairan pantai ................................................... 57 Gambar 3.9 Downwelling di perairan pantai .............................................. 58 Gambar 3.10 Diagram yang mengilustrasikan hubungan antara upwelling dan pembentukan arus geostropik yang bergerak menyusur pantai .......................................................................... 59 Gambar 3.11 Hubungan antara angin da n upwelling di pantai timur........... 60 Gambar 3.12 Hubungan antara angin da n upwelling di pantai barat ........... 61 Gambar 3.13 Angin siklon dan antisiklon di BBU dan upwelling serta downwelling yang menyertainya ................................................. 62 ix
ARUS LAUT
Gambar 3.14 Kondisi muka air di bawah pusat angin anti siklon ............... 63 Gambar 3.15 Kondisi muka air di bawah pusat angin siklon .................. .... 63 Gambar 3.16 Kaitan antara easterlies dan westerlies dengan pembentukan daerah konvergensi, divergensi, downwelling , upwelling dan arus geostropik ..................................................... 64 Gambar 3.17 Arus Ekman di dekat dasar laut ........................................... 68 Gambar 3.18 Beberapa lintasan dari arus inersia di BBU dan di BBS ........ 69 Gambar 3.19 Lintasan arus inersia ............................................................. 70 Gambar 3.20 Arus inersia di laut Baltik ..................................................... 72 Gambar 4.1 Arus densitas di estuari ........................................................... 75 Gambar 4.2 Arus densitas akibat bouyancy dari laut lepas ......................... 75 Gambar 4.3 Arus densitas akibat input bouyancy dari sungai dan laut lepas ........................................................................................... 76 Gambar 4.4 Terbentuknya daerah konvergensi dibagian tengah (central ) ...................................................................................... 77 Gambar 4.5 Proses cabeling....................................................................... 77 Gambar 4.6 Arus densitas akibat efek kumulasi panas karena kondisi topografi perairan ........................................................................ 78 Gambar 4.7 Sirkulasi arus densitas disuatu teluk yang lebar ..... ................. 79 Gambar 4.8 Sirkulasi arus densitas di perairan pantai yang dangkal pada musim dingin dan sirkulasi di estuari .................................. 79 Gambar 4.9 Air yang terstratifikasi kuat dan terstratifikasi lemah .............. 80 Gambar 4.10 Variasi densitas kearah lepas pantai ak ibat input air tawar dari darat..................................................................................... 81 Gambar 4.11 Arus densitas diperairan pantai akibat fluks air t awar dari darat............................................................................................ 86 Gambar 4.12 Pembagian estuari ................................................................ 90 Gambar 4.13 Salt wedge estuary ................................................................ 91 Gambar 4.14 Sirkulasi salt wedge estuary, distribusi vertikal salinitas dan distribusi vertikal kecepatan arus .......................................... 91 Gambar 4.15 Gelombang internal yang terbentuk dan pecah di lapisa n batas ........................................................................................... 92 Gambar 4.16 Sirkulasi partially mixed estuary, distribusi vertikal salinitas, dan distribusi vertikal kecepatan arus ........................... 92 Gambar 4.17 Sirkulasi well mixed estuary, distribusi vertikal salinitas, dan distribusi vertikal kecepatan arus .......................................... 93 x
DAFTAR GAMBAR
Gambar 4.18 Tipe estuari .......................................................................... 93 Gambar 4.19 Sirkulasi estuari yang dipengaruhi gaya coriolis (estuari yang lebar) ..................................................................................94 Gambar 4.20 Sirkulasi estuari negatif di daerah arid ................. ................. 95 Gambar 4.21 Estuary Tipe Fjord ...............................................................97 Gambar 4.22 Profil arus estuari tipe fjord dan contoh estuary tipe fjord ..... 97 Gambar 4.23 Profil estuary coastal plain.................................................... 98 Gambar 4.24 Contoh estuary coastal plain ................................................98 Gambar 4.25 Profil Estuary Tectonic ......................................................... 98 Gambar 4.26 Contoh Estuary Tectonic ...................................................... 99 Gambar 4.27 Profil Bar-Built Estuary....................................................... 99 Gambar 4.28 Contoh Bar-Built Estuary .................................................. 100 Gambar 4.29 Front Estuary ...................................................................... 102 Gambar 5.1 Arus Sejajar Pantai ............................................................... 105 Gambar 5.2 Rip current dan Longshore current ....................................... 105 Gambar 5.3 Struktur Rip Current ............................................................. 106 Gambar 5.4 Penampang muka air ............................................................ 107 Gambar 5.5 Orientasi sistem koordinat x, y terhadap sistem koordinat s, n ............................................................................................... 109 Gambar 5.6 (atas) sistem koordinat dan volume kontrol, (bawah) Keseimbangan gaya diantara gradien stres radiasi dan stres shear dasar ................................................................................110 Gambar 5.7 Permukaan kontrol (control surface) .................................... 111 Gambar 5.8 wave set-up dan set down ..................................................... 112 Gambar 5.9 Hubungan antara kedalaman muka air rata-rata .................... 112 Gambar 5.10 Distribusi kecepatan arus sejajar pantai yang mengabaikan pertukaran momentum ......................................... 118 Gambar 5.11 Profil kecepatan arus sejajar pantai untuk berbagai harga ... 121 Gambar 6.1 Flood Strength dan Ebb Strength.......................................... 124 Gambar 6.2 Kurva pasut di Estuari Sungai Hudson (kiri), New York; Kurva Pasut pada saat spring di Sungai Hooghly, India (kanan) ..................................................................................... 125 Gambar 6.3 Kurva Perbedaan fasa diantara arus pasut dan elevasi muka air ............................................................................................. 126 Gambar 6.4 Perbedaan fasa diantara arus dekat dasar .... .......................... 126 Gambar 6.5 Variasi Kecepatan arus pasut dalam arah melinta ng.............. 128 xi
ARUS LAUT
Gambar 6.6 Arah Penjalaran gelombang dan variasi amplitudo ke arah lepas pantai ............................................................................... 132 Gambar 6.7 Gelombang Kelvin di BBU .................................................. 134 Gambar 6.8 Teluk dengan panjang l dan kedalaman h ............................ 135 Gambar 6.9 Resonansi di Bay of Fundy-Kanada...................................... 137 Gambar 6.10 Tekanan dinamik dari gelombang ....................................... 138 Gambar 6.11 Perubahan kecepatan fasa gelombang pasut saat memasuki perairan dangkal ....................................................... 140 Gambar 6.12 Perubahan amplitude gelombang pasut dan kecepatan ........ 141 Gambar 6.13 Sistem Amphidromik di Laut Utara ................. ................... 142 Gambar 6.14 Corange dan cofasa untuk komponen M2 .......................... 143 Gambar 7.1 Pembentukan gira oleh sistem angin pasat angin baratan (westerlies) ............................................................................... 145 Gambar 7.2 Pembentukan gira subtropics oleh sistem angin permukaan .. 146 Gambar 7.3 Sirkulasi arus permukaan lautan Atlantik ............................. 147 Gambar 7.4 Sirkulasi arus permukaan lautan Pasifik ............................... 148 Gambar 7.5 Sirkulasi arus permukaan lautan Hindia saat monsoon timur laut dan monsoon barat daya ............................................ 150 Gambar 7.6 Hubungan antara sistem angin pasat dan westerlies, transpor Ekman dan terbentuknya sistem arus permukaan ekuator ...................................................................................... 152 Gambar 7.7 Pola sirkulasi arus vertikal di daerah ekuator W menyatakan NEC (arus ekuator utara) dan SEC (arus ekuator selatan), E menyatakan ECC (arus balik ekuator) ...................... 153 Gambar 7.8 Hubungan antara slope muka air akibat angin pasat, gradien tekanan dan arus bawah ekuator ................................... 154 Gambar 7.9 Arus bawah ekuator berada dalam suatu daerah yang sempit di sekitar ekuator ........................................................... 155 Gambar 7.10 Hubungan antara shear kecepatan dan vort isitas ................. 156 Gambar 7.11 Perubahan vortisitas planeter t erhadap lintang .................... 157 Gambar 7.12 Intensifikasi arus di bagian barat dari sudut pandang kekekalan vortisitas ................................................................... 158 Gambar 7.13 Arus kuat di bagian barat .................................................... 159
xii
DAFTAR TABEL
Tabel 2.1 Jarak Geopotensial dalam satuan sat uan SI dan sat uan campuran .......... ......... . 19 Tabel 2.2 Data Oseanografi dan perhitungan anomali geopotensial ( ∆Φ) ∆Φ) di stasiun A ............................................................................. 29 Tabel 2.3 Data Oseanografi dan perhitungan anomali geopotensial (∆Φ) di stasiun B .................................. .................................................. ................................. ........................... .......... 30 Tabel 2.4 Anomali Geopotensial dari Tabel 2.2 dan 2.3, serta perhitungan kecepatan rata-rata relatif antara dua stasiun A dan B pada beberapa kedalaman ................... ......... ................... .................. ................... ................... .................. ......... 32 Tabel 2.5 Data densitas di stasiun A dan B ................................................ 35 Tabel 3.1 Hubungan antara kecepatan angin, lintang, dan kecepatan arus serta kedalaman Ekman ............................................................. 54 Tabel 4.1 Klasifikasi estuaries berdasarkan harga dan E .................. ......... ............... ...... 96
xiii
ARUS LAUT
xiv
BAB I PENDAHULUAN
Arus laut adalah gerakan horisontal massa air laut yang disebabkan oleh gaya penggerak yang bekerja pada air laut seperti stres angin, gradien tekanan (timbul akibat gradien densitas horizontal,pengaruh angin dan gradient tekanan atmofer), gelombang laut dan pasang surut (pasut). Secara umum arus laut dapat diklasifikasikan menjadi empat arus utama yaitu (Gambar 1.1) : 1. 2. 3. 4.
Arus yang berhubungan dengan distribusi densitas de nsitas Arus yang ditimbulkan oleh angin Arus yang ditimbulkan oleh gelombang laut Arus pasut
Gambar 1.1 Klasifikasi arus laut
1.1
Arus yang Berhubungan dengan Distribusi Densitas
Arus laut dapat terbentuk akibat distribusi atau gradien densitas horisontal. Pertanyaan yang timbul kenapa arus laut dapat terbentuk akibat adanya distribusi densitas? Gaya pendorong apa yang terbentuk akibat adanya gradien densitas horisontal yang kemudian menyebabkan timbulnya arus? Untuk menjawab pertanyaan ini tinjau suatu perairan yang secara horisontal 1
ARUS LAUT
densitas air lautnya bertambah ke arah timur, atau densitas di bagian barat lebih rendah dari pada di bagian timur. Karena densitas di bagian barat lebih kecil dari pada densitas di bagian timur maka muka air di bagian barat lebih tinggi dari pada muka air di bagian timur dan tekanan air di bagian barat lebih tinggi dari pada di bagian timur. Akibatnya air akan bergerak dari barat ke arah timur. Jadi gradien tekanan inilah yang menjadi gaya pendorong yang menggerakkan arus dari barat kearah timur. Arus yang terbentuk akibat gardien tekanan ini disebut arus gradien. Bila dalam gerakannya ke arah timur arus mengalami pengaruh gaya Coriolis akibat rotasi bumi, maka terjadi pembelokan arah gerakan arus. Di belahan bumi utara (BBU) arus dibelokkan ke arah kanan sementara di belahan bumi selatan (BBS) arus dibelokkan ke arah kiri. Arus yang terbentuk akibat pengaruh gaya gradien tekanan dan gaya Coriolis disebut arus geostropik . Dalam pembentukan arus geostropik ini terjadi keseimbangan antara gaya gradien tekanan dan gaya Coriolis. Arus yang berkaitan dengan distribusi densitas adalah arus gradien atau disebut juga arus densitas, arus geostropik, dan sirkulasi termohalin. Sirkulasi termohalin terbentuk akibat gradien densitas dalam arah vertikal yang mengerakkan massa air yang berat dipermukaan turun ke lapisan dalam. Sirkulasi termohalin ini berperan dalam mengatur iklim dunia. a. Arus Geostropik
Arus geostropik timbul akibat adanya keseimbangan antara gaya gradien tekanan dan gaya coriolis. Gradien tekanan terbentuk akibat adanya slope muka air /slope isobar. Slope muka air dapat terbentuk akibat : a. Distribusi densitas horisontal b. Pengaruh angin. c. Pengaruh perbedaan tekanan udara di atas permukaan laut. Slope muka air yang timbul akibat distribusi densitas horisontal atau akibat faktor-faktor yang lain menimbulkan gradien tekanan yang menggerakkan arus secara horisontal dari tekanan tinggi ke tekanan yang rendah. Gerakan arus ini akan dipengaruhi oleh gaya Coriolis yang berperan dalam membelokkan arus ke arah kanan di BBU dan ke arah kiri di BBS. Besarnya gaya Coriolis, F c = 2Ω sinφv, berbanding lurus dengan kecepatan arus, makin besar kecepatan arus (v), makin besar gaya Coriolis. Arus yang timbul akibat gradien tekanan sifatnya dipercepat (tidak konstan); dengan meningkatnya kecepatan arus akibat gradien tekanan ini gaya Coriolis juga 2
PENDAHULUAN
bertambah besar karena kecepat arus bertambah. Saat tercapainya keseimbangan antara gaya Coriolis dan gaya gardien tekanan terbentuklah arus geostropik yang bergerak dengan kecepatan yang konstan. Slope muka air dapat juga terbentuk akibat pengaruh angin. Sebagai contoh: di BBU arus yang bergerak ke arah pantai yang timbul akibat angin yang bertiup sejajar pantai ke arah Utara (patai berada disebelah kanan angin) terhalang gerakannya oleh pantai. Akibatnya massa air bertumpuk di pantai yang membuat muka air di pantai lebih tinggi dari pada muka air di lepas pantai atau terbentuk slope muka air yang menurun kearah lepas pantai. Penumpukan massa air di pantai membentuk daerah konvergensi (muka air yang tinggi) di pantai. Muka air yang lebih tinggi di pantai ini menimbulkan gradien tekanan yang menggerakkan arus dari pantai ke arah lepas pantai. Dalam gerakannya ke lepas pantai, arus ini dipengaruhi oleh gaya Coriolis yang membelokkannya ke arah kanan (Utara). Pada saat terjadinya keseimbangan antara gaya Coriolis dan gaya gradien tekanan terbentuklah arus geostropik yang bergerak menyusur pantai ke arah Utara. Konvergensi dapat juga terbentuk di daerah pertemuan dua arus. Bila arus bergerak menjauhi pantai akibat angin bertiup ke arah Selatan(pantai disebelah kiri angin) maka terbentuk daerah divergensi di pantai yang menyebabkan muka air di pantai lebih rendah daripada muka air di lepas pantai. Akibatnya terbentuk gradien tekanan yang mengerakkan air dari lepas pantai menuju pantai dan akibat pengaruh gaya Coriolis terbentuk arus geostropik yang bergerak menyusuri pantai ke arah Selatan. Divergensi dapat juga terbentuk di daerah pemisahan arus (arus bergerak dengan arah yang berlawanan). Disamping akibat distribusi horisontal dari densitas dan pengaruh angin slope muka air dapat juga terbentuk akibat perbedaan tekanan udara di atas permukaan laut. Tekanan udara tinggi mengakibatkan muka air tertekan (muka air rendah) sebaliknya tekan udara yang rendah mengakibatkan muka air terangkat (muka air tinggi). Akibat perbedaan tekanan udara ini terbentuklah slope muka air. b. Arus Densitas
Apa yang kita bahas sebelumnya adalah arus yang berhubungan dengan distribusi densitas horisontal dalam skala besar. Di daerah pantai dan muara sungai (estuari) dapat juga terbentuk arus yang berhubungan dengan distribusi densitas horisontal dalam skala kecil (lokal) akibat pengaruh air tawar yang masuk ke laut. Arus yang timbul akibat distribusi densitas secara horisontal di daerah pantai dan estuari disebut arus densitas. Sebagai contoh run off air tawar yang besar kedalam laut akan mengakibatkan terbentuknya 3
ARUS LAUT
gradien densitas horisontal ke arah lepas pantai dimana densitas di pantai lebih rendah dari pada densitas di lepas pantai. Kondisi ini membuat muka air di pantai lebih tinggi dari pada di lepas pantai dan mengakibatkan timbulnya arus densitas yang bergerak kearah lepas pantai. Bila peran gaya coriolis cukup besar arus densitas akan bergerak menyusur pantai. Mekanisme terbentuknya arus densitas di estuari sama dengan arus densitas di pantai. Di estuari terjadi pengenceran air laut oleh air sungai (tawar). Jadi kalau kita bergerak dari arah hulu ke arah laut (muara) kita akan mendapati (di permukaan) densitas air bertambah besar k earah muara. Kondisi ini mengakibatkan muka air di hulu lebih tinggi dari pada muka air di muara, sehingga dipermukaan arus bergerak ke arah muara. Di lapisan permukaan, arus yang bergerak ke arah muara diakibatkan oleh perbedaan densitas di hulu dan di muara (arus densitas). Di lapisan bawah air asin (laut) masuk ke estuari karena pengaruh pasut. c. Sirkulasi Thermohalin
Sirkulasi thermohalin terbentuk karena adanya gradien densitas secara vertikal. Sirkulasi ini diawali di daerah kutub akibat proses pendinginan dan pembentukan es dipermukaan. Proses pendinginan dan pembentukan es mengakibatkan densitas di permukaan menjadi besar dan berat. Karena mass air di permukaan lebih berat dari pada di lapisan bawah maka massa air permukaan turun ( sinking ) dan menyebar ke lapisan dalam. Air yang turun (tenggelam) ini akan mencari level dimana densitasnya sama. Massa air dingin dan berat yang turun di daerah kutub ini kemudian bergerak ke arah ekuator. Air yang turun ke lapisan dalam akan diangkat kembali ke permukaan melalui proses upwelling . Di ekuator pemanasan yang tinggi menyebabkan densitas menjadi rendah sehingga muka air di ekuator lebih tinggi dibanding di daerah kutub. Perbedaan muka air antara ekuator dan kutub ini akan menggerakkan arus permukaan dari ekuator ke daerah kutub yang menutup siklus gerakkan massa air dari kutub menuju ekuator. Sirkulasi ini disebut sirkulasi thermohalin. Kombinasi proses pendinginan, pembentukan es di daerah kutub dan pemanasan di ekuator berperan dalam pembentukan sirkulasi thermohalin. Sirkulasi thermohalin yang merupakan sirkulasi lapisan dalam (deep circulation) membawa massa air dingin dari lintang tinggi pada musim dingin ke lintang rendah seluruh dunia. Sirkulasi termohalin ini mempunyai pengaruh yang sangat penting antara lain :
4
PENDAHULUAN
1. Perbedaan yang kontras antara air lapisan dalam yang dingin dan air lapisan permukaan yang hangat menjadi penentu stratifikasi laut dan stratifikasi sangat mempengaruhi dinamika laut. 2. Walaupun arus lapisan dalam ini sangat lemah, transport massa yang dilakukannya sebanding dengan transport massa di lapisan permukaan karena volume air lapisan dalam jauh lebih besar dari pada volume air lapisan permukaan. 3. Sirkulasi lapisan dalam mempengaruhi neraca panas dan iklim dunia. Sirkulasi lapisan dalam bervariasi dari sepuluh tahunan, ke abad hingga millennium dan variabilitas ini diperkirakan memodulasi iklim dalam rentang perioda tersebut. Laut mungkin penyebab utama dari variabilita s iklim dalam rentang waktu dari tahunan ke puluhan tahun dan mungkin membantu memodulasi iklim pada zaman es.
Gambar 1.2 Global Conveyor Belt (Sumber: http://www.global-greenhouse-warming.com)
Sirkulasi thermohalin merupakan bagian dari sistem transport panas yang dilakukan oleh laut. Laut mentranspor sekitar setengah dari jumlah panas dari daerah tropik ke lintang tinggi untuk mempertahankan temperatur bumi. Panas yang dibawa oleh Gulf Stream dan North Atlantic drift berperan dalam menghangatkan Eropa. Gulf Stream dan North Atlantic drift membawa panas dari daerah tropik jauh ke Atlantik utara dan disana panas dan uap air dilepas ke atmosfer. Pelepasan panas ini membuat massa air yang dibawa Gulf Stream dan North Atlantik drift ini menjadi dingin dan berat sehingga ia turun ke dasar laut Norwegia dan Greenland serta menyebar ke arah ekuator. Massa air yang turun dan menyebar dari Laut Norwegia dan Greenland ini kemudian diangkat kepermukaan melalui proses upwelling di
5
ARUS LAUT
daerah-daerah atau laut-laut yang lain dan akhirnya kembali ke Gulf Stream dan North Atlantic. Broker (1982) dalam Steward, 2002 menyebut komponen laut dari sistem transport panas ini sebagai Global Conveyor Belt (Gambar 1.2).
1.2
Arus yang Dipengaruhi oleh Angin.
Angin yang bertiup di atas permukaan laut selain menyebabkan terjadinya gelombang laut juga menimbulkan arus laut. Stres angin yang bekerja pada permukaan laut akan mendorong lapisan permukaan dan gerakan lapisan permukaan ini akan mendorong lapisan dibawahnya dan begitu seterusnya, sehingga terbentuk arus permukaan sampai kedalaman pengaruh angin antara 100 – 300 m. Kecepatan arus berkurang terhadap kedalaman akibat viskositas air laut atau gesekan viskos. Stres angin yang bekerja pada permukaan laut berbanding lurus dengan kecepatan angin kuadrat
2
c.w
Dimana τ = stres angin w = kecepatan angin c = konstanta secara kasar kecepatan arus permukaan yang ditimbulkan oleh angin besarnya ≈ 3% x kecepatan angin. Sebagai contoh : bila kecepatan angin = 10 m/dt maka kecepatan arus permukaan besarnya ≈ 30 cm /dt Arah arus permukaan tidak sama dengan arah angin permukaan yang membentuknya tetapi dibelokkan sebesar 20 0 – 400 kearah kanan angin di BBU dan ke arah kiri angin di BBS. Secara teoritik penyimpangan arah arus permukaan terhadap arah angin besarnya 450 . Angin permukaan yang bertiup diatas permukaan laut menimbulkan suatu transpor massa yang dikenal dengan transpor Ekman yang arahnya tegak lurus kearah kanan angin di BBU dan kearah kiri angin di BBS. Transpor Ekman akibat angin ini terkait dengan fenomena upwelling dan downwelling baik yang terjadi diperairan pantai maupun di lepas pantai. 6
PENDAHULUAN
Sistem angin permukaan, angin pasat dan angin baratan ( westerlies), berperan dalam pembentukan sirkulasi arus skala besar di daerah subtropik yang disebut subtropical gyre. Di lintang utara arah sirkulasi arus ini berlawanan dengan arah putaran jarum jam sedangkan di lintang selatan searah dengan putaran jarum jam. Sirkulasi arus global akibat pengaruh angin diperlihatkan pada Gambar 1.3.
Gambar 1.3 Sirkulasi Arus Global Akibat Pengaruh Angin (Sumber: staffwww.fullcoll.edu)
Ada tiga faktor utama yang berperan dalam pembentukan subtropical gyre yaitu sistem angin pasat dan angin baratan, gaya Coriolis dan pengaruh benua. Sistem angin pasat dan angin baratan berperan dalam menggerakkan arus ke arah Barat dan ke arah Timur sementara gaya Coriolis dan benua berperan membelokkan arah arus ke Selatan atau ke Utara. Sejarah Perkembangan Teori Arus yang Ditimbulkan oleh Angin :
1898
: Nansen mengamati gerakan bongkah es di arctic yang arahnya tidak sama dengan arah angin tetapi dibelokkan sekitar 20 o – 40o.
1902
: Ekman membangun model matematika analitik yang dapat menerangkan penyimpangan arus permukaan akibat rotasi bumi (Coriolis). Besarnya penyimpangan ini secara teoritik adalah 45 o.
1947
: Sverdrup mengembangkan teori Ekman untuk menerangkan sistem arus ekuator yang terbentuk akibat pengaruh angin pasat.
7
ARUS LAUT
1948
: Stommel mengembangkan teori Sverdrup untuk menjelaskan secara kuantitatif terjadinya intensifikasi arus bagian barat yang timbul akibat adanya variasi f (parameter coriolis) terhadap lintang.
1950
: Munk mengembangkan teori Stommel untuk menjelaskan sirkulasi arus skala besar yang timbul oleh angin
Sekarang : Dinamika arus skala besar dipelajari menggunakan model numerik.
1.3
Arus yang Ditimbulkan Oleh Gelombang
Gelombang yang dimaksud disini adalah gelombang laut yang ditimbulkan oleh angin (wind waves) atau gelombang pendek ( short waves). Gerakan orbital partikel air akibat gerakan gelombang dengan amplitudo kecil merupakan lintasan tertutup sementara gerakan partikel air akibat gelombang yang amplitudonya berhingga ( finite) tidak tertutup sehingga menimbulkan suatu transpor neto dari massa air (arus) yang disebut Stoke drift dalam arah penjalaran gelombang. Transpor neto massa air akibat gelombang ini menimbulkan gerakan massa air ke arah pantai. Gelombang pecah yang membentuk sudut dengan garis pantai menimbulkan momentum tegak lurus dan sejajar pantai. Momentum yang sejajar pantai berperan dalam menggerakkan arus sejajar pantai yang disebut longshore current , sedangkan momentum yang tegak lurus pantai menggerakkan massa air tegak lurus pantai yang menyebabkan tinggi muka air di pantai lebih tinggi dari pada muka air di daerah gelombang pecah. Pecahnya gelombang mengakibatkan turunnya muka air di daerah gelombang pecah yang disebut wave set down dan naiknya muka air di pantai yang disebut wave set up. Shepard dan Inman (1951) dalam Ippen, 1966 membagi sirkulasi arus perairan pantai dalam dua bagian utama : a) Arus pantai (coastal current ) Arus pantai ini bergerak sejajar dengan pantai, gerakannya relatif uniform, terdapat di daerah yang lebih dalam dekat dengan surf zone. Arus ini dapat berupa arus pasut, arus yang ditimbulkan angin yang sifatnya transien (transient wind driven current ) atau arus yang diakibatkan oleh distribusi massa air secara lokal. b) Sistem Arus Dekat Pantai ( Near Shore Current system)
8
PENDAHULUAN
Sistem arus dekat pantai ini bisa saja tumpang tindih dengan bagian dalam dari coastal current atau bila tidak ada coastal current ia akan berdiri sendiri. Sistem arus dekat pantai ini terdiri dari : 1. Gerakan massa air ke arah pantai akibat gerakan gelombang (net transport ) 2. Gerakan massa air sejajar pantai (long shore current ) 3. Gerakan massa air terkonsentrasi ke arah lepas pantai (rip current ) 4. Gerakan massa air sejajar pantai di daerah ‘kepala’ rip current Sirkulasi arus perairan pantai diperlihatkan oleh Gambar 1.4.
Gambar 1.4 Sirkulasi Arus Perairan Pantai (Sumber : Ippen, 1966 )
1.4
Arus Pasang Surut
Gaya tarik bulan dan matahari mengakibatkan timbulnya pasang surut berupa naik turunnya muka air disertai gerakan horisontal massa air (arus pasut) yang berlangsung secara periodik. Kombinasi gaya astronomi dengan topografi (geometri pantai dan kedalaman) perairan menimbulkan 3 tipe pola arus pasut :
9
ARUS LAUT
a. Tipe Rotasi
Arus pasut dengan tipe rotasi terdapat di daerah lepas pantai (open ( open ocean). ocean). Arus berotasi dalam satu periode pasang surut dalam arah putaran jarum jam di BBU dan berlawanan arah putaran jarum jam di BBS. b. Tipe Bolak-balik
Arus pasut ini terdapat di daerah teluk atau estuari. Pola arus di daerah teluk/estuari adalah bolak-balik. Saat pasang ( flood tide) tide) arus bergerak masuk kedalam teluk/estuari dan saat surut (ebb ( ebb tide) tide) arus berbalik arah keluar teluk/estuari. c. Tipe Hidrolik
Arus pasang surut dengan tipe hidrolik terdapat di suatu selat yang menghubungkan dua badan air yang dipengaruhi pasang surut yang tidak saling berhubungan (independent ( independent ). ). Contoh arus pasut di Selat Malaka. Selat Malaka merupakan selat yang menghubungkan Laut China Selatan (melalui selat Karimata) dan samudra Hindia (melalui laut Andaman). Gelombang pasut dari selat Karimata bertemu dengan gelombang pasut laut Andaman di selat Malaka. Arus pasut bervariasi dari suatu tempat ke tempat lain, tergantung pada karakter pasang surut, kedalaman air dan konfigurasi pantai. Perioda arus pasang surut mengikuti periode pasang pasang surutnya.
10
BAB II ARUS GEOSTROPIK Di dalam bab ini akan dibahas arus yang berhubungan dengan distribusi densitas horisontal yaitu arus geostropik. Arus geostropik ini terbentuk akibat distribusi densitas dalam arah horisontal yang menimbulkan slope permukaan laut. Slope Slope permukaan laut ini berperan dalam membangkitkan gaya gradien tekanan yang bertanggung jawab dalam pembentukan arus .
2.1
Mekanisme Terbentuknya Arus Geostropik
Arus geostropik adalah arus yang terbentuk akibat kesetimbangan gaya gradien tekanan dan gaya Coriolis. Gaya gardien tekanan yang merupakan merupakan gaya primer berperan sebagai penggerak arus sementara gaya Coriolis Coriolis yang merupakan gaya sekunder berperan sebagai pembelok arah arus. Mekanisme terbentuknya arus geostropik adalah sebagai berikut : 1. Terbentuk slope Terbentuk slope muka muka air atau slope isobar(di slope isobar(di bawah permukaan) akibat distribusi horisontal dari densitas, akibat pengaruh angin atau akibat pengaruh tekanan atmosfer. 2. Slope muka air atau slope slope isobar akan menimbulkan gaya gradien tekanan yang menggerakkan massa air dari tekanan tinggi ke tekanan rendah (dari muka air tinggi ke muka air rendah). Arus yang timbul ini sifatnya dipercepat yang disebut arus gradien atau at au arus densitas. 3. Dalam gerakannya dari tekanan tinggi ke tekanan rendah arus mengalami pengaruh gaya Coriolis yang besarnya bertambah dengan bertambahnya kecepatan arus ( F C φv). Gaya coriolis ini berperan dalam C = 2 Ω sin φv). membelokan arah arus ke kanan di BBU dan ke kiri di BBS. 4. Pada saat gaya Coriolis besarnya sama dengan gaya gradien tekanan terbentuklah arus dengan kecepatan yang konstan yang disebut arus geostropik ( geostropik (Gambar 2.1).
11
ARUS LAUT
Gambar 2.1 Arus Geostropik yang terbentuk akibat keseimbangan gaya gradien tekanan dan gaya Coriolis
Arus geostropik bergerak di interior laut (jauh dari permukaan dan dasar laut) dan tidak dipengaruhi oleh gesekan dasar maupun gesekan angin di permukaan.
2.2
Gradien Tekanan
Untuk mengetahui besar gradien tekanan, tinjau suatu kondisi laut yang homogen ( ρ = ρ = konstan). Kondisi ini sebenarnya tidak realistik tapi berguna untuk menentukan besar dari gradien tekanan. Misalkan diantara dua stasiun oseanografi A dan B terbentuk slope muka slope muka laut dimana muka air di B lebih tinggi dari pada di A seperti terlihat pada Gambar 2.2
Gambar 2.2 Slope muka Slope muka air diantara stasiun A dan B
12
ARUS GEOSTROPIK
p A
gz
p B
g ( z z )
p B
p A P
p g ( z z ) gz p g z p x
g
z x
Jika p dan x 0 maka
p g tan x
dp dx
g tan
Ini adalah gaya gradien tekanan horisontal persatuan volume. Gaya gradien tekanan horisontal persatuan massa adalah
1
dp
dx
g tan
Besar gaya gradien tekanan adalah g tan θ , dengan tan θ adalah slope muka air/ slope isobar. Gaya gradien tekanan berbanding lurus dengan slope muka air/ slope isobar, makin besar slope muka air/ slope isobar makin besar gradien tekanan dan semakin kuat arus yang terbentuk..
2.3
Kecepatan Arus Geostropik
Kecepatan arus geostropik dapat ditentukan langsung dengan menyamakan besar gaya gradien tekanan dengan besar gaya Coriolis: g tan 2 sin V
Dari hubungan ini diperoleh kecepatan arus geostropik :
V
g f
tan
(2.1)
dimana f 2 sin , yang disebut parameter coriolis. Secara teoritik kecepatan arus geostropik dapat langsung ditentukan dari (2,1). Bila tan θ atau slope muka laut/isobar diketahui maka kita dapat menentukan kecepatan arus geostropik. Pada kenyataannya slope maka laut/isobar ini kecil sekali nilainya sehingga sukar untuk menentukannya 13
ARUS LAUT
Contoh : di lintang 45 o, f = 2 Ω sin φ ≈ 10 -4, untuk kecepatan arus 1 m/dt tan -5 θ = 10 atau slope muka lautnya adalah 1 m dalam 100 km. Slope muka laut berkisar antara 1 m dalam 102-105 km yang merupakan suatu nilai yang kecil sehingga sukar menenukannya secara langsung. Namun dengan kemajuan teknologi satelit sekarang telah dapat ditentukan slope muka laut dengan ketelitian yang cukup baik menggunakan satelit altimetri. Dengan menggunakan data satelit altimetri ini sekarang sudah dapat dipetakan topografi muka laut dunia dan berikut peta arus geostropik permukaan. Perlu dicatat bahwa slope isobar dibawah permukaan laut tidak dapat ditentukan dari satelit altimetri sehingga arus geostropik di bawah permukaan tidak dapat ditentukan dari data satelit. Bagaimana kita dapat menentukan kecepatan arus geostropik tanpa terlebih dahulu harus menentukan slope muka laut/isobar? Jawaban dari pertanyaan ini diberikan di dalam pemebahasan berikut:
2.4
Penentuan Kecepatan Arus Geostropik Berdasarkan Medan Densitas
Slope isobar sangat erat kaitannya dengan distribusi densitas secara horisontal, jadi kita dapat menentukan kecepatan arus geostropik dari distribusi densitas horisontal. Untuk itu kita harus menyatakan slope isobar dalam distribusi densitas. Perhatikan Gambar 2.3.
Gambar 2.3 Slope isobar yang bervariasi terhadap kedalaman (Adaptasi : Colling, 2007)
Dari Gambar 2.3 dapat dilihat bahwa: tan 1
14
hb
L
ha
ARUS GEOSTROPIK
Substitusi ke persamaan arus geostropik (2.1) g hb ha
V
f L
(2.2)
Tekanan di A = tekanan di B (karena isobarnya datar). Jadi a gha b ghb
ha
hb
b a
Subtitusikan nilai ha ini kedalam (2.2) diperoleh : hb hb b a g , atau V f L
V
g hb
1 b f L a
(2.3)
Dari persamaan (2.3) dapat dilihat bahwa kecepatan arus geostropik dapat ditentukan dari distribusi densitas horisontal. Contoh penentuan arus geostropik dari distribusi densitas : Stasiun A dan stasiun B terletak pada lintang 30 0 Utara dan terpisah dalam jarak 100 km, hitung kecepatan arus geostropik pada kedalaman 1000 m dengan mengambil level referensi pada kedalaman 2000 m. Pengukuran temperatur dan salinitas di stasiun A dan stasiun B menunjukkan ρa ≈ 1,0265 3 3 3 3 × 10 kg/m dan ρb ≈ 1,0262 × 10 kg/m (densitas di A lebih besar dari pada densitas di B) Untuk menghitung kecepatan arus di kedalaman 1000 m kita membuat anggapan bahwa hb ≈ z 0 - z 1. Anggapan ini dapat diterima kalau slope isobar di z 1 cukup kecil. Menggunakan persamaan (2.3):
V
g hb b 9,8 x1000(1 0,9997) 1 0,4m / dt f L a 7,29 x105 x105
Untuk melihat apakah anggapan bahwa hb ≈ z 0 - z 1 dapat diterima kita hitung nilai hb – ha dari persamaaan (2.2):
15
ARUS LAUT
V
hb
g hb ha
f L
ha
5
Lfv
g
5
10 x 7,29 x10 x 0,4
9,8
0,29 ≈ 0.30
Hasil ini menunjukkan bahwa terdapat perbedaan tinggi isobar di antara A dan B sebesar 30 cm. Slope isobar 30 cm dalam 100 km ini sangat kecil sehingga dapat diabaikan. hb – h a ≈ 30 cm (0.03 % ( z 0 - z 1)). Jadi anggapan hb ≈ z 0 - z 1 dapat diterima. Kemana arah arus geostropik bila stasiun B berada di sebelah barat stasiun A dan keduanya di BBU? Karena muka air di stasiun B lebih tinggi daripada di stasiun A maka awalnya arus akan bergerak dari stasiun B ke stasiun A. Dalam gerakannya ke arah stasiun A arus ini dibelokkan oleh gaya Coriolis ke arah kanan (utara) sehingga arus geostropik bergerak ke arah utara. Aturan penentuan arah arus geostropik : a) Berdasarkan tinggi muka air/ isobar. Di BBU arus bergerak sedemikian rupa sehingga muka air/isobar yang tinggi berada di sebelah kanan arus. b) Berdasarkan densitas. Di BBU arus bergerak sedemikian rupa sehingga air yang ringan berada di sebelah kanan arus. c) Berdasarkan slope isopiknal (permukaan dimana densitasnya konstan). Di BBU bila slope isopiknal turun ke arah kanan maka arus bergerak menjauhi pengamat. Sebaliknya bila slope isopiknal naik ke arah kanan maka arus bergerak ke arah pengamat (Gambar 2.4).
16
ARUS GEOSTROPIK
Gambar 2.4 Slope isobar Slope isobar dan slope dan slope isopiknal isopiknal
Ingat, slope Ingat, slope isobar isobar berlawanan arah dengan slope isopiknal. slope isopiknal.
2.5
Geopotensial
Berikut kita akan membahas metode perhitungan arus geostropik berdasarkan distribusi densitas dengan rumus yang lebih terpakai dalam praktek. Sebelum kita masuk dalam pembahasan metoda perhitungan perhitungan arus geostropik, kita bahas terlebih dahulu konsep geopotensial. Terbentuknya slope slope muka air membutuhkan kerja atau usaha dalam mengangkat muka air ke arah vertikal sejauh dz melawan melawan efek gravitasi. Besarnya usaha atau kerja yang dibutuhkan untuk mengangkat suatu massa m sejauh dz adalah adalah :
dw mgdz Dengan berpindahnya muka air sejauh dz berarti berarti juga terdapat pertambahan energi potensial yang besarnya sama dengan kerja yang dilakukan ( dw = mg ). dz ). Geopotensial (Ф (Ф) didefinisikan sedemikian sehingga, perubahan geopotensial dФ dalam dФ dalam jarak vertikal dz adalah juga juga merupakan merupakan perubahan energi potensial persatuan massa atau usaha persatuan massa 2
2
dФ = dФ = dw/m = dw/m = g g dz (joule/kg (joule/kg = m /dt ) Dengan menggunakan persamaan hidrostatik hidrostat ik dp = - ρg dz , kita dapat menulis :
d dp
;
1
3.5,0, p
17
ARUS LAUT
integrasikan dari z 1 - z 2
2
2
2
1
1
1
d gdz dp 2
2
2 1 g z 2 z 1 35,0, p dp dp 1
1
2 1 g ( z 2 z 1 ) std
(2.4)
Keterangan : ∆Ф std = “jarak” geopotensial standar, fungsi fungsi dari p dari p saja. saja. ∆Ф
= anomali geopotensial, geopot ensial, fungsi dari S , T , p
Ф2 - Ф1 = “jarak” geopotensial diantara level z level z 2 dan z dan z 1 dimana tekanannya p tekanannya p1 dan p2. Walaupun untuk geopotensial digunakan kata “jarak” tetapi satuannya bukan 2 2 satuan panjang melainkan satuan energi (joule/kg atau m / dt ). Untuk g Untuk g = = 9.8 m/dt
2
dz = dz = 1 m → dФ = 9.8 J/kg ≈ 10 J/kg Guna memudahkan perhitungan, para ahli oseanografi menggunakan satuan geopotensial yang disebut dynamic meter (dyn (dyn m) 1 dyn m = 10 J/kg Bila digunakan satuan dyn m maka geopotensial dinyatakan oleh symbol D symbol D.. Jarak geopotensial menggunakan satuan dyn m dinyatakan dengan sebagai ( D D2 - D1). Jarak geopotensial ( D2 - D1) secara numerik hampir sama dengan jarak geometri ( z z 2 - z 1), lihat Tabel 2.1
18
ARUS GEOSTROPIK
Tabel 2.1 Jarak Geopotensial dalam satuan SI dan satuan campuran
Satuan SI
Satuan campuran
Kedalaman 100 m
Z 2 = -100 m
Z 2 = -100 m
Jarak geopotensial
Ф2-Ф1= -980 J/kg
D2-D1 = -98 dyn m
Dari Table 2.1 dapat dilihat D2-D1 ≈ z 2-z 1 - 98 dyn m ≈ -100 m ; 1 dyn m ≈ 1 m 2.6
Metode Perhitungan Arus Geostropik
Sekarang kita masuk pada pembahasan metode perhitungan arus geostropik. Tinjau dua stasiun oseanografi A dan B di BBU seperti terlihat pada Gambar 2.5. Permukaan air di stasiun B lebih tinggi dari pada di stasiun A
Gambar 2.5 Kecepatan relatif arus geostropik diantara stasiun A dan B (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983)
Catatan : nilai dari z ini adalah negatif. Kecepatan arus geostropik di p1 adalah V 1 dan di p di p2 adalah V 2. Dengan menerapkan persamaan arus geostropik (2.1) di p di p1 dan p dan p2 diperoleh : 2Ω sin φ V 1 = g = g tan θ 1 19
ARUS LAUT
2Ω sin φ V 2 = g tan θ 2 φ = lintang tempat Kurangkan kedua persamaan di atas.
B1C 1 B2C 2 A1C 1 A2C 2
V g tan tan g
2 sin V 1
g L
( B1 B2
B1C 1
g L
g L
B2 C 2
( B1 B2
2
1
2
C 1C 2 ) karena A1C 1
B1 B2
A2 C 2
L
dan
C 1C 2
A1 A2 ) karena C 1C 2
A1 A2
z 1 z 3 z 2 z 4
Ingat, nilai z adalah negatif. Dari persamaan hidrostatik g dz = -α dp B2
B1
gdz g z 3 z 1
g z 3 z 1
p2
p1
p2
p1
B dp
3, 5, 0, p dp
p2
p1
B dp
Dengan cara yang sama didapat g z 4 z 2
p2
p
3.5, 0, p dp
1
p2
p1
A dp
Nilai negatif di ruas kanan dari persamaan ini dikarenakan nilai z yang negatif. Kalikan kedua persamaan di atas dengan -1 dan kurangkan kemudian bagi dengan L. P P z z z z B dp A dp L L P P
g
1
1
3
2
2
2
1
1
4
P 2
Suku
3.5, 0 , p
saling menghilangkan karena nilainya sama.
P 1
Jadi persamaan geostropik menjadi (satuan SI): 20
ARUS GEOSTROPIK P P 1 V 1 V 2 dp dp B P A Lf B A Lf P 2
1
2
1
(2.5)
1
dimana : L dalam meter 3 1 dalam m kg
7,29 10 V 1
4
1
dt
-1 V dalam mdt 2
Tekanan tidak perlu dihitung dari p g dz tetapi didekati dengan p
4
10 z Pa ,
hal ini karena rata-rata densitas air laut sampai kedalaman
5000 m adalah ( s, t , p)
1035 kg/m3
Jadi g 1,04 104 P a m
p
4
10 P a m 10
4
1
1
dengan kesalahan 1,5 %, dengan demikian
zP a
Bila menggunakan satuan campuran :
V 1 V 2
10
D B D A
Lf
dimana D
p2
p1
dp
(2.6)
disini L dalam cm
dalam
3
cm g
1
p dalam dbar V 1
V 2 dalam cmdt -1
Persamaan (2.5) dan (2.6) adalah persamaan yang digunakan untuk menghitung kecepatan relatif arus geostropik diantara isobar p1 dan p2 yang dirata-rata diantara stasiun A dan stasiun B.
21
ARUS LAUT
2.7
Penurunan Kecepatan Relatif Arus Geostropik dari Persamaan Arus Geostropik
Persamaan untuk menghitung kecepatan relatif dari arus geostropik ini dapat kita turunkan langsung dari persamaan arus geostropik. Tinjau pesamaan gerak dalam arah x, y, z : du
dt
dv
dt dw dt
p 2 sin v 2 cos w Fx x
p
2 sin u
y
p z
Fy
2 cos u g Fz
(2.7) (2.8)
(2.9)
Arus geostopik adalah arus yang konstan, kecepatannya tidak berubah dengan waktu:
du dt
dv dt
dw dt
0
(tidak ada percepatan )
Karena arus bergerak dalam arah horisontal maka dianggap kecepatan vertikal kecil dan dapat diabaikan ( w<<), dengan demikian 2 cos w dapat diabaikan Dianggap tidak ada gaya – gaya luar yang bekerja pada arus geostropik F
0
(Fx Fy Fz 0)
Dengan menggunakan anggapan diatas, persamaan gerak dalam arah z menjadi: 0
p z
2 cos u g
dp dz ( g 2 cos u)
(2.10)
Ini adalah persamaan hidrostatik dengan tambahan suku ke – 2 yang merupakan komponen vetikal dari gaya Coriolis , 2 cos u , yang besarnya jauh lebih kecil dari pada g sehingga dapat kita abaikan. Misal dilintang u
22
54
o
2,5 m / dt
ARUS GEOSTROPIK
2 cos u 2,6 10
4
Ini jauh lebih kecil dari pada nilai
g 9,8 m / dt 2 Dengan demikian persamaan hidrostatik dapat ditulis dalam bentuknya yang umum
dp
gdz
Disini kita lihat persamaan hidrostatik ini tetap berlaku untuk fluida yang bergerak. Dalam contoh ini kecepatan arus laut yang digunakan cukup besar (2,5 m/dt). Dengan menerapkan asumsi – asumsi diatas persamaan gerak dalam arah x dan y yang merupakan persamaan gerak arus geostropik diberikan oleh 0 2 sin v
p x
0 2 sin u
p y
(2.11)
(2.12)
atau 0 fv 0
p x
fu
p y
(2.13) (2.14)
Ini adalah persamaan arus geostropik yang memperlihatkan kesetimbangan antara gaya gradien tekanan dan gaya Coriolis. Dari persamaan ini kita lihat bahwa gradien tekanan dalam arah x berkaitan dengan komponen arus dalam arah y dan gradien tekanan dalam arah y berkaitan dengan komponen arus arah x p x
v
p u y
23
ARUS LAUT
p y v
u
fu
p
fv
x
Persamaan (2.13) dan (2.14) dapat digabung menjadi fV H
p n H
(2.15)
dimana kecepatan arus total (Gambar 2.7) adalah: V H
(u 2
p n H
v
2 1/ 2
)
= gradien tekanan horisontal tegak lurus arah
v
V H
V H
p n H V H
u
fV H Bagaimana kita mendapatkan persamaan (2.5) dari persamaan (2.13) dan (2.14)? Untuk mendapatkannya kita harus mengubah gradien tekanan horisontal
p p menjadi gradien horisontal dari geopotensial x y ,
Dari kalkulus kita peroleh:
24
x y ,
ARUS GEOSTROPIK
p x,y konstan y,z atauΦ konstan = y,p konstan / x x p Tanda minus ada karena nilainya negatif, p 1 p
Dengan menggunakan nilai ini gradien tekanan dalam arah x dapat p ditulis sebagai
p x x Dengan cara yang sama didapat
p p dan n y y n H
H
Dari pembahasan sebelumnya (persamaan 2.4), kita t ahu bahwa 1 2 std
Persamaan (2.13) di level 1 dapat kita tulis sebagai :
2 () p di1 1 dip1 x x x x
fv1
(2.16)
di level 2
x
fv2
2
(2.17)
Selisih (2.16) dan (2.17):
f (v1 v2 )
() x
(2.18)
Dengan cara yang sama diperoleh
f (u1 u 2 )
() y
(2.19)
dan 25
ARUS LAUT
f V 1 V 2
n H
(2.20)
Kita ambil rata-rata dari f V 1 V 2 dalam jarak L (jarak antara stasiun A dan stasiun B) f (V 1 V 2 )
1 L
f (V 1 V 2 ) f (V 1 V 2 )
L
f (V V )dn 1
2
H
0
() dn H L A n H 1
1 L
B
B A
(2.21)
atau dapat ditulis sebagai :
f (V 1 V 2 )
1
L
B A
atau
(V 1 V 2 )
1
L f
B
A
(2.22)
f = konstan yang merupakan rata-rata nilai f antara stasiun A dan B persamaan (2.22) ini sama dengan persamaan (2.5) karena persamaan (2.5) juga menyatakan V 1 – V 2 yang dirata-rata diantara stasiun A dan stasiun B.
2.8
Persamaan Thermal Wind
Istilah thermal wind dipinjam dari meteorologi. Di dalam meteorologi persamaan thermal wind digunakan untuk melihat variasi kecepatan angin geostropik secara vertikal akibat gradien temperatur horisontal. Didalam oseanografi persamaan thermal wind ini digunakan untuk melihat variasi kecepatan arus geostropik terhadap kedalaman akibat gradien densitas dalam arah horisontal. Bagaimana variasi kecepatan arus geostropik terhadap kedalaman bila terdapat gradien horisontal dari densitas? Tinjau persamaan arus geostropik dalam arah x p p fv atau fv x x Turunkan terhadap z
26
ARUS GEOSTROPIK
fv
p
z
z x
x
g
fv g z x Dengan cara yang sama diperoleh z
fu g
y
dan
z
fV H g
n H
Variasi terhadap z lebih kecil dari pada variasi v atau u terhadap z (pendekatan Boussinesq) sehingga persamaan diatas dapat ditulis kembali sebagai
v u V H g f f g g x y n H z z z
f
,
,
Dari persamaan thermal wind ini dapat kita lihat bahwa gradien horisontal
dari densitas mengakibatkan terjadinya variasi kecepatan arus , x y u u z z
geostropik terhadap kedalaman
,
v u ; x z y z Misalkan densitas bertambah kearah timur (densitas di A lebih besar daripada di B) A
B
x
0
v z
0
A B
Ini menyatakan kecepatan arus bertambah terhadap kedalaman (karena z nilainya negatif) bila x
A 0
B
v z
0
yang berarti kecepatan berkurang terhadap kedalaman
27
ARUS LAUT
Bila densitas bertambah ke arah utara,
0
y
v z
0
kecepatan
berkurang terhadap kedalaman Bila densitas berkurang ke arah utara,
y
0
v z
0
kecepatan
bertambah terhadap kedalaman. 2.9
Contoh Perhitungan Arus Geostropik
Data parameter Oseanografi dari dua stasiun : A : 41 o 55’ N , 50 o 09 W B : 41o 28’ N , 50o 09 W yang terletak di daerah arus Atlantik Utara (perpanjangan arus Gulfstream) diberikan pada Tabel 2.2 dan 2.3.
28
ARUS GEOSTROPIK
Tabel 2.2 Data Oseanografi dan perhitungan anomali geopotensial ( ∆Φ) di stasiun A (Processing Oceanographic Data, Lanford, 1951) (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983) Stasiun A o
Satuan
o
-8
41 55' U, 50 09' B Kedalaman (m) T oC 0
5.99
10 m kg Δ s,t
δ s,p
33.71 26.51 148
0
S
3
σ t
δ t,p
Satuan -1
3
-1
2 -2
m kg Pa = m s
δ
0 148 146
6.638
0.365 25
6.00
33.78 26.61 144
0
0 144
6.273 135 0.338
50
10.30 34.86 26.81 125
0
1 126
5.935 126 0.315
75
10.30 34.88 26.83 123
0
2 125
5.620 122 0.305
100
10.10 34.92 26.89 117
0
2 119
5.315 112 0.560
150
10.25 35.17 27.06 101
0
3 104
4.755 99
200
8.85
35.03 27.19 89
0
4
93
4.300 83
300
6.85
34.93 27.41 68
0
5
5.55
34.93 27.58 52
0
5
3.470
4.55
34.95 27.71 39
0
7
2.820
4.25
34.95 27.74 37
0
8
1.780
3.90
34.95 27.78 33
0
0.900
45
0.880 44
1000
1.040
46 45
800
0.650
57 52
600
0.830
73 65
400
0.455
10 43
0.880 0
29
ARUS LAUT
Tabel 2.3 Data Oseanografi dan perhitungan anomali geopotensial (∆Φ) di stasiun B (Processing Oceanographic Data, Lanford, 1951) (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983) Stasiun B o
Satuan
o
-8
41 28' U, 50 09' B Kedalaman (m) ToC 0
S
3
Satuan -1
3
10 m kg σ t
Δs,t δ s,p
13.04 35.62 26.88 118
δ t,p
δ
0
118
0
-1
2 -2
m kg Pa = m s
B
7.894 119 0.298
25
13.09 35.64 26.88 118
0
1
119
7.596 119 0.298
50
13.07 35.63 26.88 118
0
1
119
7.298 119 0.298
75
13.05 35.64 26.89 117
0
2
119
7.000 120 0.300
100
13.05 35.62 26.88 118
0
3
121
6.700 122 0.610
150
13.00 35.61 26.88 118
0
4
122
6.090 122 0.610
200
12.65 35.54 26.90 116
0
5
121
5.480 117 1.170
300
11.30 35.36 27.02 105
0
7
112
4.310 98
400
8.30
35.09 27.31
76
0
7
83
3.330 70
600 800 1000
5.20 4.20 4.20
34.93 27.61 34.92 27.73 34.97 27.77
49 38 34
0
8
0
8
0
10
0.980 1.400
57
1.930 52
1.030
45
0.900
46 44
0.900 0
Di tiap stasiun, temperatur dan salinitas diukur sampai kedalaman 1000 m.
30
Kolom ke 1 – 3 menunjukkan nilai kedalaman, temperatur dan salinitas hasil pengukuran. Kolom ke 4 menunjukkan nilai
Kolom ke 5 menunjukkan nilai
Kolom ke 6 menunjukkan nilai s p
Kolom ke 7 menunjukkan nilai t , p
t
s t ,
,
ARUS GEOSTROPIK
Kolom ke 8 menunjukkan nilai ; yang merupakan jumlah dari nilai kolom 5 + 6 + 7 Kolom ke 9 menunjukkan nilai ; nilai rata-rata dari dari pasangan kedalaman
Kolom ke 10 menunjukkan nilai x ∆ p
Kolom ke 11 menunjukkan nilai Σ( x ∆ p) =
Rumus yang akan digunakan : P P 1 V V B A B dp A dp Lf P Lf P
1
1
2
2
1
1
2
Δ p dihitung dari : p Z 10 4 Pa = 104 x perbedaan kedalaman P 2
dp p
P 1
’
Jarak kedua stasiun L = 27 , 0’= 27 n ml (nautical miles)= 50 km; 1n ml=1,852 km Nilai f diambil harga rata-rata dari nilai f di kedua stasiun : sin 41o 28’ = 0,662 o
sin 41 55’ = 0,668
sin Ф
= 0,665
f = 2Ω sin Ф = 9,7 x 10 -5 det-1 Kedalaman 1000 m diambil sebagai level referensi dengan anggapan kecepatan arus di level tersebut sama dengan nol. V 2
0
Dari persamaan (2.5) kita tinggal menghitung kecepatan diatas 1000 m sampai dengan permukaan (800 m – 0 m).
V 1 dari
kedalaman
Nilai B A dan hasil perhitungan kecepatan arus geostropik diantara stasiun A dan stasiun B dari permukaan sampai dengan kedalaman 1000 m diberikan pada Tabel 2.4
31
ARUS LAUT
Tabel 2.4 Anomali Geopotensial dari Tabel 2.2 dan 2.3, serta perhitungan kecepatan rata-rata relatif antara dua stasiun A dan B pada beberapa kedalaman Kedalaman
B A
(m)
(m s ) (m s )
2 -2
2 -2
(m s )
0
7.894
6.638
1.256
0.26 Stasiun A :
41 55' U, 50 09' B
25
7.596
6.273
1.323
0.27 Stasiun B :
41 28' U, 50 09' B
50
7.298
5.935
7.000 6.700 6.090
5.620 5.315 4.755
0.28 Jarak Stasiun A - B : 0.29 o 0.29 sin 41 28’ = 0.662
.
75 100 150
1.363 1.380 1.385
200 300
5.480 4.310
4.300 3.470
1.335 1.180
0.28 sin 41 55’ = 0.668 0.24 rata - rata sin Φ = 0.665
400 600 800 1000
3.330 1.930 0.900 0
2.820 1.780 0.880 0
0.840 0.510 0.150 0.020 0
0.17 0.11 0.03 0.005 0
B A 2 -2
Vrel -1
(ms ) o
o
o
o
27', 0' 4
27 nmil = 50 km = 5 x 10 m
o
2ΩsinФ = 9.7 x 10
-5
-1
det
Dari Tabel 2.4 dapat kita lihat bahwa kecepatan arus bertambah dari permukaan sampai dengan kedalaman 100 m dan dari kedalaman 100 m – 1000 m kecepatan arus berkurang terhadap kedalaman. (Gambar 2.6)
Gambar 2.6 Distribusi kecepatan arus geostropik terhadap kedalaman (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983)
32
ARUS GEOSTROPIK
Sekarang kita akan menerapkan persamaan thermal wind untuk melihat apakah kenyataan di lapangan sama dengan apa yang dinyatakan oleh teori Dari permukaan sampai dengan 100 m Dari kedalaman 100 – 1000 m
tB
tA
tB
tA
atau
B
0 – 100 m
atau
B
A
A
100 – 1000 m
A : 41o 55’ N , 50o 09 W
A : 41o 55’ N, 50o 09 W
ringan
berat
B : 41o 28’ N , 50o 09 W
B : 41o 28’ N , 50o 09 W
berat
ringan
Stasiun A berada di utara stasiun B Dari 0 – 100 m : y
2 1
0
y 2 y1
Thermal wind :
u z y
f
karena
y
0
u z
0 ini berarti
kecepatan bertambah terhadap kedalaman atau kecepatan berkurang dari kedalaman 100m ke permukaan. Dari kedalaman 100 m – 1000 m :
u 0 0 artinya kecepatan berkurang terhadap kedalaman y z atau kecepatan bertambah dari kedalaman 1000 m - 100 m. Kemana arah arusnya ? Coba kita terapkan aturan yang menyatakan arah arus geostropik (BBU) adalah sedemikian sehingga air yang ringan berada di sebelah kanan.
33
ARUS LAUT
0 – 100 m Ax (ringan) Arus bergerak ke arah barat
Barat
Bx (berat) 100 m – 1000 m Ax (berat) Timur
Arus bergerak ke arah timur
Bx (ringan )
Penerapan aturan ini di kedalaman 0 – 100 m berbeda dengan kenyataan lapangan. Pengamatan menunjukkan di kedalaman 0 – 100 m arus bergerak ke arah timur. Perbedaan ini dapat dijelaskan sebagai berikut. Dari data perhitungan di Tabel 2.2 terlihat bahwa kecepatan arus di kedalaman 100 m cukup besar dan arahnya ke timur,sementara perbedaan kecepatan di level-level diatasnya kecil sehingga arus diatasnya didorong ke arah timur. Jadi arah arus geostropik di kedalaman 0 – 1000 m adalah ke arah timur. Hal ini dapat dilihat dari harga rata-rata densitas dari 0 – 1000 m di kedua stasiun dimana B timur.
A , karena B
A maka arus bergerak ke arah
Dari contoh diatas kita telah melihat bahwa persamaan thermal wind dapat digunakan untuk menerangkan variasi kecepatan arus geostropik terhadap kedalaman akibat variasi densitas dalam arah horisontal. Berikutnya kita akan melihat hubungan antara isobar dan isopiknal. Teori mengatakan bahwa : Slope isobar berlawanan arah dengan slope isopiknal Slope isopiknal
1000 x slope isobar.
Coba kita lihat kenyataan ini dari data lapangan. Penulisan ulang data densitas ( ) di stasiun A dan stasiun B dari Tabel 2.2 dan 2.3 diberikan t
pada Tabel 2.5 34
ARUS GEOSTROPIK
Tabel 2.5 Data densitas di stasiun A dan B
Stasiun A
Stasiun B
0
26.56
26.88
25
26.61
26.88
50
26.81
26.88
75
26.83
26.89
100
26.89
26.88
150
27.06
26.88
200
27.19
26.9
300
27.41
27.02
400
27.58
27.32
600
27.71
27.61
800
27.74
27.73
1000
27.78
27.77
Dari Tabel 2.5 dengan interpolasi linier kedalaman permukaan
t
27,0
terletak pada kedalaman 130 m di stasiun A dan pada kedalaman 280 m di stasiun B, jadi ada perbedaan kedalaman 150 m diantara stasiun A dan stasiun B (permukaan t 27,0 turun 150 m dari stasiun A ke stasiun B).
Permukaan
t
27,7
terdapat pada kedalaman 570 m di stasiun A dan
pada kedalaman 750 m di stasiun B, atau terdapat perbedaan kedalaman 180 m (Gambar 2.7) Perbedaan tinggi muka laut diantara stasiun A dan stasiun B yang juga merupakan slope isobar ditentukan dari : B A
g
1.256 9.8
0.13 m
Ingat: d g dz, sehingga dz
d g
Muka air di stasiun B lebih tinggi 0.13 m dari pada muka air di stasiun A. Dari hasil perhitungan ini dapat kita lihat bahwa slope isopiknal yang dalam hal ini diwakili oleh t 27,0 dan t 27,7 besarnya 1000 kali slope
35
ARUS LAUT
isobar ( slope muka laut) dan slope isopiknal arahnya berlawanan dengan slope isobar
Gambar 2.7 Perbandingan antara slope isobar dan slope isopiknal
Catatan : Umumnya slope isopiknal berlawanan arah dengan isobar, tetapi bila kecepatan bertambah terhadap kedalaman seperti halnya pada lapisan antara 0-100 m, slope isopiknal sejajar slope isobar. Dari data t pada lapisan 0-100 m terlihat bahwa , permukaan Isopiknal turun ke arah stasiun A. Jadi pada lapisan 0-100 m isopiknal sejajar dengan isboar. B
Di level 100 m isopiknal
A
datar( Stasiun A : t = 26.89 dan Stasiun B :
t = 26.88 ).
2.10 Penentuan Kecepatan Absolut
Rumus perhitungan arus geostropik (persamaan 2.5 dan 2.6) hanya memberikan kecepatan relatif V1-V2 yang dirata-ratakan diantara dua stasiun oseanografi. Ada beberapa cara penentuan kecepatan absolut : 36
ARUS GEOSTROPIK
1. Anggap di lapisan yang cukup dalam (1000-2000 m) kecepatan arus sama dengan nol (V 2 = 0). Lapisan ini disebut lapisan tanpa gerakan (level on no motion, LNM) atau level referensi. Hitung kecepatan V 1 di level-level di atas level referensi tersebut. Metoda ini adalah metoda kelasik 2. Gunakan level yang diketahui kecepatannya misalnya kecepatan arus geostropik di permukaan yang ditentukan dari slope muka air berdasarkan data satelit altimetri. Kecepatan absolut dari level-leve l dibawah permukaan dapat ditentukan berdasarkan kecepatan arus permukaan.Atau kecepatan arus disuatu level tertentu ditentukan dari pengukuran lapangan. Kecepatan absolut di level di bawah dan diatasnya ditentukan berdasarkan kecepatan arus yang diketahui kecepatannya tersebut. 3. Bila ada banyak stasiun sepanjang lebar suatu selat, hitung kecepatan arusnya dengan rumus geostropik, kemudian terapkan persamaan kontinuitas untuk melihat apakah hasil perhitungan masuk akal; dilihat juga apakah kekekalan garam dan kekekalan panas dipenuhi. Apakah kesalahan perhitungan arus geostropik dengan menganggap kecepatan di kedalaman yang cukup besar sama dengan nol, cukup besar? Misalkan perhitungan arus geostropik memberikan nilai rata-rata arus diatas 1000 m adalah 10 cm/det. Dalam perhitungan dianggap bahwa kecepatan pada level 4000-1000 m, adalah nol. Jika kecepatan arus pada level 1000-4000 m ini sebenarnya 2 cm/dt, maka kesalahan perhitungan adalah 20%. Penjelasan:kecepatan arus rata-rata yang sebenarnya memperhitungkan kecepatan di level 1000 – 4000 m adalah :
dengan
10 + 2 = 12 cm/dt Jadi, kesalahannya : 12 10 10
x 100% = 20%
Kesalahan akan menjadi besar bila kita memperhitungkan transpor volume dari 0 – 4000 m.
37
ARUS LAUT
Bila kita anggap kecepatan di level 1000 – 4000 m sama dengan nol maka 3 transpor volume dari 0 – 4000 m adalah 100 m /dt. Tetapi bila kecepatan di level 1000 – 4000 m adalah 2 cm/dt, maka transpor volume dari 0 – 4000 m = (100 + 60) m 3/dt = 160 m3/dt Kesalahannya menjadi :
160 100 100
x 100% = 60%
Dengan menganggap kecepatan pada level 1000 – 4000 m sama dengan nol, maka kesalahan perhitungan transpor volume jauh lebih besar daripada kesalahan perhitungan kecepatan arus.
Gambar 2.8 Topografi dinamik permukaan laut Pasifik relatif terhadap level 1000 dbar (Sumber : Pond dan Pickard, 1983)
38
ARUS GEOSTROPIK
Karena kecepatan arus permukaan penting untuk diketahui dan dapat ditentukan dari slope muka air, maka umum dilakukan untuk memplot topografi geopotensial atau topografi dinamik dari permukaan laut relatif terhadap suatu lapisan referensi dimana kecepatan dianggap sama dengan 0 (LNM). Topografi dinamik relatif terhadap kedalaman 1000 m di lautan Pasifik, diperlihatkan pada Gambar 2.8. Arah arus sejajar dengan kontur topografi muka laut dan besar kecepatannya berbanding terbalik dengan jarak (spasi) dari garis kontur. Kontur yang rapat menyatakan arus yang kuat dan kontur yang jarang menyatakan arus yang lemah. Dari Gambar 2.8 dapat dilihat bahwa kontur topografi di bagian Timur kepulauan Jepang rapat, yang mengindikasikan arus kuat. Arus ini adalah arus Kuroshio. Di bagian Timur (sebelah barat Amerika) konturnya jarang yang menyatakan kecepatan arusnya lemah (Arus California). Penentuan arah arus dilihat dari nilai tinggi muka lautnya. 160
BBU 190
Gambar diatas menunjukkan muka laut disebelah Selatan lebih tinggi dari muka laut disebelah Utara. Arus awalnya bergerak ke Utara dan oleh Coriolis arus dibelokkan ke Timur. Kondisi di BBS diperlihatkan pada gambar di bawah. 170
BBS 160
Muka laut disebelah Utara lebih tinggi (170) daripada muka laut disebelah Selaran (160). Arus awalnya bergerak ke Selatan, dan oleh Coriolis arus dibelokkan ke Timur. Penerapan rumus perhitungan arus geostropik diantara dua stasiun oseanografi hanya memberikan satu komponen arus yang tegak lurus kedua stasiun tersebut. Untuk mendapatkan kecepatan total kita membutuhkan satu pasang stasiun lagi yang memberikan komponen arus yang lain. Kecepatan arus total diperoleh dengan melakukan penjumlahan vektor dari kedua koponen tersebut.
39
ARUS LAUT
Misalkan dari pasangan stasiun A dan B, kita mendapatkan komponen arus V 1 yang tegak lurus AB. Untuk mendapatkan komponen arus yang lainnya (V 2), kita memerlukan pasangan stasiun BC. V 2 adalah komponen arus yang tegak lurus BC. Kecepatan arus total V h merupakan penjumlahan vektor V 1 dan V 2.
Gambar 2.9 (a) Komponen arus V 1 dan V 2, (b) Kecepatan arus total V h yang merupakan penjumlahan vektor V 1 dan V 2 (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983)
Walaupun metoda perhitungan arus geostropik umum digunakan, perlu diperhatikan beberapa kelemahan dari metode ini, antara lain : 1. Hanya memberikan arus yang dirata-ratakan diantara dua stasiun oseanografi yang terpisah dalam jarak puluhan kilometer. Perhitungan umumnya dilakukan dengan menganggap adanya suatu level tanpa gerakan (LNM) di lapisan dalam. 2. Penentuan LNM akan sukar bila stasiun dekat dengan perairan dangkal. Perhitungan arus geostropik dilakukan dengan anggapan tanpa adanya pengaruh gaya gesekan. Anggapan ini tidak berlaku di perairan dangkal. 3. Metode ini tidak berlaku di ekuator yang gaya coriolisnya sama dengan nol ( f = 0) tepatnya di sekitar LU atau LS atau 50 km dari ekuator. 4. Perhitungan arus geostropik ini tidak dapat memisahkan arus transien dari hasil perhitungan.
40
BAB III ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN Angin berperan dalam pembangkitan arus dilapisan permukaan sampai ke kedalaman sekitar 300 m. Pola arus global mengikuti pola angin permukaan yang membangkitkannya. Di dalam bab ini akan dibahas bagaimana respon lapisan permukaan dari laut terhadap pengaruh angin berupa arus Ekman, transpor Ekman, fenomena upwelling dan downwelling serta bagaimana gerak atau pola arus bila angin yang merupakan pembangkitnya berhenti bertiup yang dikenal sebagai arus inersia.
3.1
Persamaan Gerak yang Melibatkan Gaya Gesekan
Di dalam pembahasan sebelumnya (arus geostropik), kita tidak memperhitungkan efek gaya gesekan pada arus. Di dalam bab ini, kita akan meninjau gerak arus yang dipengaruhi oleh gaya gesekan. Sebelum kita membahas secara kuantitatif gerak arus yang dipengaruhi oleh gesekan, terlebih dahulu kita bahas pernyataan kualitatif dari Nansen yang menyatakan bahwa gerak bongkah es di kutub utara (laut Arctic) yang bergerak bersama arus laut arahnya tidak sama dengan arah angin permukaan yang menimbulkan arus, akan tetapi dibelokkan ke arah kanan sebesar 20° - 40°. Kita perlu meninjau gaya-gaya yang bekerja pada bongkahan es tersebut. Tinjau sebuah kubus es seperti terlihat pada Gambar 3.1 :
41
ARUS LAUT
Gambar 3.1 Gaya-gaya yang bekerja pada kubus air di lapisan permukaan (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983)
Stres angin yang bekerja pada permukaan es menghasilkan gaya tangensial yang arahnya sama dengan arah angin. Gaya tangensial ini berperan dalam menggerakkan kubus es searah dengan arah angin. Segera kubus es ini bergerak, ia akan mengalami pengaruh gaya Coriolis ( F c), yang membelokkan kubus es ini kearah kanan. Karena pengaruh gaya Coriolis ini, gerak arus tidak lagi searah dengan arah angin ( F t) tetapi diantara ( F t ) dan ( F c). Gerakan kubus es yang dipengaruhi oleh gaya tangensial dan gaya Coriolis ini diperlambat oleh gaya gesekan yang bekerja di dasar kubus ( F b) dalam arah yang berlawanan dengan arah arus. Pada saat terjadi keseimbangan diantara gaya tangensial, gaya Coriolis dan gaya gesekan terbentuklah arus yang konstan (V 0), yang bergerak ke arah kanan angin seperti yang diamati oleh Nansen. Persamaan gerak yang melibatkan gaya gesekan diberikan oleh :
u p fv F x t x v t
fu
p y
(3.1)
F y
(3.2)
dimana :
Fx dan Fy adalah komponen gaya gesekan persatuan massa dalam arah x dan y. Untuk gerak arus yang konstan (kondisi steady atau tunak), pesamaan geraknya akan menjadi : 42
du dt
dv
dt
0 dan
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
0
fv
p x
0 fu
F x
p y
F y
3.3
(3.4)
Persamaan (3.2) ini menyatakan keseimbangan gaya coriolis,gaya gradien tekanan dan gaya gesekan. Coriolis + Tekanan + gesekan = 0 Keseimbangan gaya-gaya secara skematis dapat diperlihatkan oleh Gambar 3.2 .
Gambar 3.2 Keseimbangan gaya tekanan, gaya coriolis dan gaya gesekan (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983)
Gaya gesekan terbentuk bila terdapat gerak relatif dari dua lapisan air atau kedua lapisan air tersebut yang bergerak dengan kecepatan yang berbeda. Arah gerakan arus dikedua lapisan air bisa sama dan bisa pula berlawanan arah. Kondisi yang paling penting agar terjadinya gesekan adalah perbedaan kecepatan diantara dua lapisan air. Jadi kita dapat mengambil kesimpulan bahwa gesekan terjadi bila terdapat shear kecepatan (gradien kecepatan) diantara lapisan-lapisan air. (Gambar 3.3)
43
ARUS LAUT
Gambar 3.3 Ilustrasi shear kecepatan dan tidak adanya shear
Selama ada shear kecepatan maka akan ada gesekan diantara lapisan-lapisan fluida; bila lapisan-lapisan fluida bergerak dengan kecepatan dan arah yang sama maka tidak terjadi gesekan; misalnya shear kecepatan yang terjadi diantara lapisan 4 dan 5 diberikan oleh : ( u5 - u4 ) ( z 5
z4 )
u
z
u 5 u 4 u z 5 z 4 z u
z
atau
bila
z
0
shear kecepatan
Stres gesekan diberikan oleh : (hukum gesekan Newton)
u u v z z
(3.5)
dimana : τ : stres gesekan µ : koefisien viskositas dinamik υ : koefisien viskositas kinematik
v
Stres gesekan ini bekerja pada permukaan diantara lapisan – lapisan yang bergerak dengan kecepatan yang berbeda dan berperan dalam memperlambat lapisan yang cepat, dan mempercepat lapisan yang lambat. 44
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Fluida yang memenuhi persamaan (3.5) ini disebut fluida Newton; persamaan (3.5) ini berlaku untuk aliran yang laminar. Adapun untuk aliran yang turbulen stres gesekannya diberikan oleh :
A Z
u z
(3.6)
dimana : A Z : koefisien viskositas eddy dalam arah vertikal Persamaan (3.6) ini menyatakan gaya pada suatu lapisan fluida yang bekerja pada lapisan diatas atau dibawahnya. Untuk mensubstitusikan gaya gesekan didalam persamaan gerak, yang kita perlukan adalah gesekan yang bekerja pada massa fluida, untuk itu kita perlu menentukan besar gaya gesekan ini persatuan massa. Tinjau suatu kubus fluida seperti terlihat pada Gambar 3.4:
Gambar 3.4 Ilustrasi untuk menurunkan gaya gesekan (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983)
Gaya gesekan yang bekerja pada massa fluida adalah (τ 2 – τ 1)δs. Dari Gambar 3.4 dapat kita lihat : 2 1
z
z
atau
2
1
z
z
gaya gesekan : ( 2
1 ) s
z z
z s V
dimana : 45
ARUS LAUT
δV = Volume kubus fluida dan dalam limit, bila :
z, s 0 maka V 0
Gaya gesekan persatuan volume adalah :
Gaya gesekan persatuan massa =
z
, dan
1 z
Dengan menggunakan persamaan (3.6) ; gaya gesekan persatuan massa adalah :
1 u AZ z Z z 1
Dengan demikian persamaan gerak yang memperhitungkan gaya gesekan dapat ditulis sebagai berikut : dalam arah x
fv
x z
fv A z
2
u 2
z
p x
(3.7)
dalam arah y
y
v p fu fu A z z z y 2
2
(3.8)
Persamaan ini menunjukkan kesetimbangan antara gaya Coriolis, gaya gesekan dan gaya gradien tekanan
2 u 2 v Gaya gesekan A z 2 , A z 2 tidak dapat diabaikan bila besarnya sama z z dengan gaya Coriolis : Untuk melihat hal ini lakukan penskalaan pada gaya gesekan.
u fu 2 H
penskalaan A z
misalkan : Az = 10-1 m2 dt-1 f = 10-4 dt-1
46
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
H 2
Az f
10 1 10
4
10 3 m2 atau
H = 30 Pada kedalaman 30 m dari permukaan atau dari dasar, gaya gesekan besarnya sama dengan gaya Coriolis. Gaya gesekan masih sekitar 10% gaya Coriolis pada kedalaman 100 m dari permukaan atau dari dasar, sehingga gaya gesekan masih harus diperhitungkan (tidak dapat diabaikan). Kecepatan arus dapat kita tinjau terdiri dari dua komponen arus yaitu, komponen arus geostropik yang berkaitan dengan gradien tekanan dan komponen Ekman yang berkaitan dengan gesekan.
u ug
u E
v vg
v E
geostropik Ekman
Dengan meninjau dua komponen arus ini persamaan gerak dalam arah x dapat ditulis sebagai berikut :
2 (u g u E ) p A z fv f (v g v E ) x z 2 persamaan arus geostropik : fv g
p x
persamaan arus Ekman : 2 u E fv E A z 2 z
di dalam persamaan geostropik kita abaikan suku 10
3
A z
2
u g 2
z
karena besarnya
p x
47
ARUS LAUT
3.2
Arus Ekman
Ekman ingin membuktikan secara kuantitatif pernyataan Nansen bahwa arah arus permukaan arahnya tidak sama dengan arah angin permukaan yang membangkitkannya akan tetapi dibelokkan kekanan angin sebesar 20°- 40°. Dalam membangun model matematik analitik untuk menjelaskan secara kuantitatif penyimpangan arus permukaan terhadap angin permukaan, Ekman membuat beberapa asumsi : 1. Tidak ada batas lateral 2. Kedalaman laut tak berhingga 3. A z konstan 4. Angin unifrom berhembus dalam waktu yang lama (arah dan kecepatan angin konstan) 5. Lautan homogen dan tak ada slope muka laut sehingga : p x
p
0
y
6. f konstan atau pendekatan bidang f . Kenapa Ekman membuat anggapan – anggapan ini : Anggapan 1 : Anggapan tidak ada batas lateral untuk menghindari terbentuknya slope muka air. Slope muka air dapat terbentuk bila gerakan arus dihalangi suatu baras lateral. Bila ada slope muka air maka dapat terbentuk arus geostropik, Ekman hanya ingin mempelajari arus yang murni ditimbulkan oleh angin. Anggapan 2 :
Untuk menghindari pengaruh gesekan dasar
Anggapan 3 :
Pada waktu Ekman membangun modelnya pemahaman tentang A z belum dalam sehingga untuk menyederhanakan dianggap konstan.
Anggapan 4 :
Untuk menyederhanakan masalah dibuat anggapan angin bertiup dengan arah dan kecepatan yang konstan dalam waktu yang lama.
Anggapan 5 :
Untuk menghindari terbentuknya arus geostropik akibat adanya gradien tekanan, air laut dianggap homogen dan
48
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
tidak ada slope muka air agar tidak ada gradien tekanan yang dapat menimbulkan arus geostropik Anggapan 6 :
p x
p
0
y
Kajian yang dilakukan pada daerah dimana tidak terdapat perubahan lintang ( f ) yang besar.
Dari anggapan diatas, anggapan (4) dan (5) adalah anggapan yang tidak realistis. Anggapan – anggapan yang lain masih dapat diterima :
Anggapan 1 : Masih dapat diterima bila kita meninjau daerah lepas pantai yang jauh dari benua. Anggapan 2 : Masih dapat diterima karena lapisan pengaruh angin (lapisan Ekman) yang ketebalannya 100 – 200 m jauh lebih kecil daripada kedalaman laut rata-rata 4000 m Anggapan (3) dan (6) dapat diterima untuk menyederhanakan masalah, Persamaan arus Ekman diperoleh dengan mengabaikan suhu gradien tekanan dari persamaan (3.7) dan (3.8)
u fv A z 0 z 2
2
fu A z
2
v 2
0
(3.9) (3.10)
z
Persamaan (3.9) dan (3.10) menyatakan kesetimbangan antara gaya Coriolis dengan gaya gesekan viskos. Coriolis + gesekan = 0 Arus Ekman adalah arus yang timbul akibat keseimbangan gaya Corolis dengan gaya gesekan Ekman menganggap bahwa angin bertiup dalam arah y. Solusi dari persamaan Ekman adalah :
z z exp 4 D D
u V 0 cos v
z V 0 sin z exp 4 D D
(3.11)
(3.12) 49
ARUS LAUT
catatan : +
BBU
- BBS Dimana :
V 0
2
D f
merupakan kecepatan arus permukaan
(3.13)
a C D w2 Stres angin permukaan
a
= densitas udara C D
C D
= drag coefficient ,
w
= kecepatan angin
|f |
= mangnitudo dari f
1,4 10
3
(besaran tidak berdimensi)
1
2 A D z f 2
(3.14)
D merupakan kedalaman Ekman atau kedalaman pengaruh angin Interprestasi dari persamaan (3.11) dan (3.12) 1. Di permukaan laut (z = 0) u
V 0 cos V 0 cos 45 4
V 4
v V 0 sin
50
0
sin 45
o
o
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Gambar 3.5 Arus permukaan yang dibelokkan terhadap arah angin (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983)
Dari Gambar 3.5 dapat dilihat arus permukaan arahnya tidak sama dengan angin permukaan yang menimbulkannya tetapi dibelokkan 45° ke kanan angin di BBU dan ke kiri dari angin di BBS. Walaupun penyimpangan arus arus ini tidak sama dengan pengamatan Nansen (20°- 40°), Ekman telah membuktikan secara kuantitatif bahwa arus permukaan tidak sama arahnya dengan arah angin permukaan. Kecepatan arus di kedalaman z diberikan oleh : z
V ( z )
u
2
v
2
V 0 e D
Kecepatan arus berkurang secara ekponensial terhadap kedalaman, makin besar kedalaman maka makin kecil kecepatan arus. Penyimpangan arah arus terhadap angin diberikan oleh :
v
u
tan
tan z atau z 4 D 4 D
di z = 0, θ =
4
= 45˚
Penyimpangan arah arus terhadap arah angin bertambah besar terhadap kedalaman. 2. Di kedalaman Ekman z = -D V ( z ) V 0 e
0.04V 0
4%V 0
51
ARUS LAUT
4
3 4
135o (berlawanan dengan arah arus dipermukaan,
θ = 45˚) Di kedalaman Ekman kecepatan arus berkurang menjadi 4 % dari kecepatan arus dipermukaan dan arahnya berlawanan dengan arah arus permukaan. Distribusi vertikal dari kecepatan arus Ekman diperlihatkan oleh Gambar 3.6 :
Gambar 3.6 Distribusi vertikal kecepatan arus Ekman (Sumber: http://3.bp.blogspot.com)
Proyeksi vektor kecepatan arus Ekman pada bidang x, y menghasilkan suatu spiral yang disebut Spiral Ekman seperti terlihat pada Gambar 3.6 Untuk mendapatkan hubugan numerik antara kecepatan arus permukaan V 0, kecepatan angin w dan kedalaman Ekman D, Ekman menggunakan dua hasil pengamatan yaitu : Observasi 1
Stres angin dihitung dari a C D w
2
Dengan menggunakan
1.3 52
kg m
3
C D
1.4 10
1.4 10 3 w 2
3
m dt
dan a
3 1.3kg / m maka ;
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
1.8 10
3
w
2
2
Subsitusikan kedalam persamaan (3.13) sehingga ; V 0
V 0
2
D f
sehingga diperoleh ;
2 1.8 10
D 1025kgm
3
3
w2
f
0.79 10
5
w2 D f
m / dt
(3.15)
Observasi 2
Dari observasi lapangan Ekman memperoleh :
V 0
w
0.0127 1
(diluar
10° dari equator)
(3.16)
sin( ) 2
Subsitusikan persamaan (3.16) kedalam persamaan (3.15) maka akan diperoleh ; D
4.3w
1
m
(3.17)
sin( ) 2 Persamaan (3.16) dan (3.17) menyatakan arus permukaan dan kedalaman Ekman berbanding lurus dengan kecepatan angin dan berbanding terbalik dengan lintang. Makin besar kecepatan angin maka makin cepat kecepatan arus permukaan dan makin besar kedalaman Ekman. Makin ke arah ekuator kecepatan arus dan kedalaman Ekman makin besar. Hubungan antara kecepatan angin, lintang, dan kecepatan arus serta kedalaman Ekman diperlihatkan Tabel 3.1
53
ARUS LAUT
Tabel 3.1 Hubungan antara kecepatan angin, lintang, dan kecepatan arus serta kedalaman Ekman
= 10˚
lintang
= 45˚
= 80˚
Az
0.013
ditaksir dari harga
V 0
0.03
w
0.015
2 Az f
D
1 2
Kec. Angin W=10 m/dt
D=100 m
D= 50 m
D = 45 m
0.014 m /dt
W=20 m/dt
D= 200 m
D= 100 m
D = 90 m
0.055 m /dt
3.3
Transpor Massa
Dari distribusi vertikal arus Ekman kita melihat bahwa arus yang paling kuat adalah arus di permukaan (di lapisan permukaan) dan arahnya ke kanan arah angin (BBU). Kita dapat memperkirakan arus netto dari permukaan hingga kedalaman Ekman arahnya kearah kanan angin. Pada kenyataannya, arus netto atau yang disebut transpor Ekman arahnya tegak lurus kekanan arah angin di BBU dan kekiri arah angin di BBS. Untuk membuktikan hal ini tinjau persamaan gerak yang tidak memperhitungkan gradien tekanan berikut : pfv
x
z
pfu
y z
0
(3.18)
0
(3.19)
Persamaan (3.18) dqn (3.19) dapat ditulis sebagai :
fv z x 54
(3.20)
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
fu z y
(3.21)
Keterangan :
fv z = massa yang mengalir perdetik dalam arah y melalui suatu bidang vertikal dengan kedalaman z dan lebar 1 m dalam arah x. = massa yang mengalir perdetik dalam arah x melalui suatu bidang vertikal dengan ketebalan z dan lebar 1 m dalam arah y. fu z
kg kg m m 1 satuanlebar m 3 dt m dt
vz 0
vdz adalah aliran massa total dari kedalaman z hingga permukaan yang z
mengalir dalam arah y melalui suatu bidang vertikal dengan lebar 1 satuan lebar dalam arah x. Integrasikan persamaan (3.20) dan (3.21) dari kedalaman z = - 2 D dimana kecepatan arus sama dengan nol hingga permukaan ( z = 0). 0
0
fM y f vdz 2 D
x
x z x z D 0
2
2 D 0
0
2 D
2 D
fM x f udz y y z y z D 0
x z
2 D
y
z
2 D
2
0
Akhirnya diperoleh : fM x
y dan fM y
x
(3.22)
Persamaan (3.22) menyatakan di BBU angin dalam arah y menimbulkan transpor massa dalam arah x dan angin dalam arah x menimbulkan transpor massa dalam arah y negatif seperti terlihat pada Gambar 3.7. Jadi, angin yang bertiup diatas permukaan laut akan menimbulkan transpor massa (transpor Ekman) tegak lurus kekanan angin di BBU dan tegak lurus kekiri angin di BBS.
55
ARUS LAUT
Gambar 3.7 Transpor Ekman tegak lurus arah angin
Transpor massa ini dapat dinyatakan sebagai transpor volume dengan menggunakan hubungan :
M x M yx
Q x
fQ x
Q y
fQ y
y
x
(3.23) (3.24)
Transpor Ekman ini dapat menerangkan fenomena upwelling downwelling yang terjadi baik di perairan pantai maupun lepas pantai.
3.4
dan
Upwelling dan Downwelling di Perairan Pantai dan Lepas Pantai
Fenomena transpor Ekman dapat membantu kita menjelaskan mekanisme pembentukan upwelling dan downwelling yang terjadi baik di perairan pantai maupun lepas pantai.
3.4.1
Upwelling Dan Downwelling Di Perairan Pantai
Tinjau suatu pantai yang membujur dari Utara ke Selatan di BBU dan angin berhembus sejajar pantai ke arah selatan seperti terlihat pada Gambar 3.8 .
56
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Gambar 3.8 Upwelling di perairan pantai
Angin yang bertiup ke arah Selatan (angin Utara) ini akan menimbulkan transpor massa yang arahnya tegak lurus angin kearah kanan (barat). Akibat adanya transpor massa yang bergerak menjauhi pantai, maka terjadi kekosongan massa didekat pantai atau terjadi daerah divergensi di dekat pantai. Kekosongan massa ini akan diisi oleh massa air lapisan dalam yang bergerak ke permukaan. Gerakan massa air lapisan dalam yang bergerak menuju permukaan ini dinamakan upwelling (lihat Gambar 3.8) Daerah upwelling ini ditandai oleh
suhu yang lebih rendah dari sekitarnya salinitas dan densitasnya yang lebih tinggi daripada sekitarnya kandungan zat hara (nutrien) dan chlorophyl yang lebih tinggi daripada sekitarnya. muka air yang lebih rendah dari sekitarnya
Massa air lapisan dalam yang diangkat ke permukaan ini suhunya rendah, salinitas dan densitasnya tinggi dan kandungan zat haranya yang tinggi. Karena daerah upwelling kaya akan zat hara maka daerah upwelling merupakan daerah yang subur dimana konsentrasi chlorophyl atau planktonnya tinggi sehingga merupakan daerah perikanan yang baik (kaya). Kecepatan upwelling kira-kira sama dengan 1 – 2 meter per hari. Sebaliknya, bila angin bertiup sejajar pantai ke arah Utara atau angin Selatan maka terbentuk transpor massa ke arah timur atau menuju pantai. Akibatnya, terjadi penumpukan massa di dekat pantai atau terbentuk daerah konvergensi di dekat pantai. Massa air yang bertumpuk di pantai ini kemudian didorong 57
ARUS LAUT
ke lapisan dalam. Gerakan massa air permukaan yang turun atau tenggelam ke lapisan dalam ini disebut downwelling (Gambar 3.9)
Gambar 3.9 Downwelling di perairan pantai
Upwelling dan downwelling yang terjadi di perairan pantai ini mengakibatkan terjadinya arus geostropik yang bergerak menyusuri pantai yang arahnya sama dengan arah angin. Penjelasannya adalah sebagai berikut, upwelling yang terjadi di pantai mengakibatkan terbentuknya daerah divergensi yang membuat tinggi muka air di pantai lebih rendah dibandingkan tinggi muka air di daerah lepas pantai. Jadi, upwelling di pantai mengakibatkan slope muka air yang turun ke arah pantai. Akibat adanya slope muka air ini, terbentuk arus geostropik yang bergerak menyusur pantai ke arah selatan atau searah dengan arah angin (Gambar 3.10)
58
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Gambar 3.10 Diagram yang mengilustrasikan hubungan antara upwelling dan pembentukan arus geostropik yang bergerak menyusur pantai (Adaptasi: http://disc.sci.gsfc.nasa.gov)
Downwelling di daerah pantai akan menimbulkan arus geostropik yang bergerak menyusur pantai ke arah utara. Keterangan Gambar 3.10 : a) Tahap awal : stres angin sepanjang pantai menyebabkan transport permukaan ( Ekman drift ) 45° kearah kanan angin, dan transpor Ekman (gerak rata-rata dilapisan pengaruh angin) tegak lurus kearah kanan angin. b) Penampang melintang yang mengilustrasikan transpor Ekman, gerakan massa air yang menjauhi pantai dan digantikan oleh massa air dilapisan dalam (50 – 200 m) yang bergerak ke arah permukaan ( upwelling ) dan di dekat pantai terbentuk daerah divergensi dan slope muka air yang menurun kearah pantai. c) Adanya slope muka air ini menimbulkan gradien tekanan horisontal kearah lepas pantai dan arus geostropik yang bergerak menyusur pantai ke arah Selatan. Kombinasi dari Ekman drift dan arus geostropik menghasilkan resultan transpor permukaan. Resultan transpor permukaan ini mempunyai komponen kearah lepas pantai sehingga berkontribusi dalam mempertahankan upwelling . 59
ARUS LAUT
d) Potongan melintang yang mengilustrasikan distribusi densitas terhadap kedalaman. Garis putus-putus menyatakan isobar dan garis penuh menyatakan isopiknal. Tanda panah menyatakan gradien tekanan horisontal. Permukaan isopiknal naik kearah pantai yang menyatakan naiknya massa air yang berat dan dingin dari lapisan dalam kepermukaan mengantikan massa air permukaan yang kurang berat yang bergerak menjauhi pantai (upwelling). Slope permukaan isobar yang menurun kearah pantai berkurang terhadap kedalaman dan menjadi datar pada suatu kedalaman tertentu. Di kedalaman ini gradien tekanan horisontal dan kecepatan sama dengan nol; di kedalaman yang lebih besar dibawah lapisan tanpa gerakan slope isobar naik ke arah pantai yang menimbulkan arus geostropik yang bergerak menyusur pantai kearah Utara (berlawanan dengan arah arus geostropik di lapisan permukaan) Upwelling di daerah perairan pantai dapat terjadi di pantai bagian timur (eastern boundary) dan pantai bagian barat ( western boundary). Di pantai bagian t imur upwelling terjadi apabila angin bergerak ke arah ekuator baik di BBU maupun di BBS ( Gambar 3.11)
Gambar 3.11 Hubungan antara angin dan upwelling di pantai timur
Di pantai bagian barat upwelling terjadi apabila angin bergerak ke arah kutub baik di BBS maupun di BBU (Gambar 3.12)
60
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Gambar 3.12 Hubungan antara angin dan upwelling di pantai barat
Contoh upwelling di pantai bagian timur (angin ke arah ekuator) : pantai barat Amerika Utara dan Amerika Selatan di lautan pasifik (British Columbia sampai dengan California dan lepas pantai Peru). Lepas pantai barat dan selatan Afrika di lautan Atlantik. Upwelling di pantai bagian barat (angin ke arah kutub) terjadi di lepas pantai Republik Somalia dan Arabia di lautan Hindia sewaktu monsoon barat daya.
3.4.2
Upwelling Dan Downwelling Di Lepas Pantai
Angin siklon dan anti siklon ( Gambar 3.13a dan 3.13c ) yang bertiup diatas permukaan laut menimbulkan baik gerakan horisontal maupun vertikal dari massa air. Gerakan horisontal dari massa air ini searah dengan arah angin sedangkan gerakan vertikal berupa upwelling dan downwelling (Gambar 3.13b dan 3.13d ). Gerakan horisontal terbentuk akibat adanya perbedaan tinggi muka air antara daerah dibawah pusat siklon dan pinggirannya. Gerakan vertikal massa air akibat pengaruh angin siklon dan angin anti siklon di BBU dapat dijelaskan sebagai berikut : Angin siklon yang bertiup diatas permukaan laut mengakibatkan transpor massa (transpor Ekman) yang bergerak menjauhi daerah di bawah pusat angin siklon sehingga terjadi kekosongan massa (divergensi) di daerah tersebut akibatnya terjadi gerakan vertikal massa air dari lapisan dalam untuk mengisi kekosongan ini. Gerakan vertikal dari massa air (upwelling ) ini disebut juga sebagai “Ekman pumping ” (Gambar 3.13b). 61
ARUS LAUT
(a)
(c)
(b)
(d)
Gambar 3.13 Angin siklon dan antisiklon di BBU dan upwelling serta downwelling yang menyertainya
Sebaliknya angin anti siklon mengakibatkan transpor massa yang bergerak menuju daerah dibawah pusat angin anti siklon, akibatnya terjadi penumpukan massa didaerah tersebut (konvergen). Massa air yang bertemu di daerah konvergensi ini kemudian didorong ke lapisan dalam berupa downwelling atau sinking (Gambar 3.13d). Sebegitu jauh kita baru membahas gerakan vertikal massa air ( upwelling dan downwelling ) akibat divergensi dan konvergensi yang ditimbulkan oleh angin siklon dan angin anti siklon. Bagaimana proses terbentuknya arus horisontal yang searah dengan arah angin? Perhatikan kondisi muka laut dibawah pusat angin anti siklon ( Gambar 3.14). Muka air dibawah pusat angin anti siklon lebih tinggi daripada daerah pinggirannya akibat transpor Ekman yang bergerak menuju daerah di bawah pusat anti siklon. Karena muka air dibawah pusat anti siklon lebih tinggi daripada daerah pinggirannya maka terjadi perbedaan tekanan antara daerah pusat dan pinggirannya. Perbedaan tekanan ini menggerakkan air dari daerah pusat ke daerah pinggirannya dan dalam gerakannya ini ia akan mengalami 62
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
pengaruh Coriolis yang membelokkannya ke arah kanan di BBU. Sebagai akibatnya terbentuklah arus permukaan (gerakan horisontal) yang arahnya sama dengan arah angin anti siklon (searah dengan putaran jarum jam), lihat Gambar 3.14. Penjelasan yang sama berlaku untuk angin siklon yang mengakibatkan terbentuknya gerakan horisontal yang arahnya sama dengan arah angin siklon (berlawanan dengan putaran jarum jam) lihat Gambar 3.15.
Gambar 3.14 Kondisi muka air di bawah pusat angin anti siklon (Adaptasi: Colling, 2007)
Gambar 3.15 Kondisi muka air di bawah pusat angin siklon
Angin siklon mengakibatkan terbentuknya daerah divergensi di bawah pusat angin siklon. Akibatnya terbentuk slope muka air laut yang naik kearah pinggir daerah di bawah pusat siklon. Slope muka air ini menyebabkan terjadinya gerakan massa air dari daerah pinggiran siklon menuju daerah pusatnya dan dalam gerakannya ini ia mengalami pembelokan ke kanan oleh pengaruh Coriolis dan sebagai akibatnya terbentuklah arus horisontal yang 63
ARUS LAUT
arahnya sama dengan arah angin siklon. Arus horizontal yang terbentuk baik oleh angin anti siklon maupun angin angin siklon adalah arus geostropik yang bergerak searah dengan arah angin. Di laut sebenarnya angin tidak akan uniform seperti yang diasumsikan oleh Ekman. Kecepatan dan arah angin berubah dalam ruang dan waktu; meskipun arah angin konstan kecepatan bervariasi dalam arah normal terhadap arah angin. Akibat variasi kecepatan angin ini lapisan air permukaan akan dipaksa bergerak menuju atau menjahui satu dengan yang lainnya atau akan terbentuk daerah konvergensi dan divergensi disertai dengan gerakan vertikal dari massa air berupa downwelling dan upwelling . Jadi angin yang berhembus diatas permukaan laut dengan arah yang konstan tetapi kecepatannya bervariasi dalam arah normal terhadap arah angin dapat menimbulkan upwelling dan downwelling di lepas pantai. Sebagai contoh upwelling dan downwelling yang terbentuk dilepas pantai lautan Atlantik Utara. Dilintang tinggi angin bertiup ke arah timur (westerlies/baratan) dan di lintang rendah angin bertiup kearah barat (easterlies/timuran), lihat Gambar 3.16.
Gambar 3.16 Kaitan antara easterlies dan westerlies dengan pembentukan daerah konvergensi, divergensi, downwelling , upwelling dan arus geostropik
64
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Penjelasan :
Westerlies mengakibatkan daerah divergensi antara A dan B karena transpor Ekman bertambah besar kearah B.
Hukum kontinuitas menghendaki divergensi ini harus disertai upwelling
Daerah divergensi ini di tandai dengan muka air yang rendah.
Di antara B dan C westerlies mengakibatkan terbentuknya daerah konvergensi karena transpor Ekman mengecil kearah C.
Konvergensi disertai oleh terbentuknya downwelling .
Daerah konvergensi ditandai oleh muka air yang tinggi
Easterlies membentuk daerah konvergensi antara C dan D karena transpor Ekman mengecil kearah C dan di C terjadi pertemuaan transpor Ekman oleh westerlies dan easterlies
Di antara D dan E easterlies membentuk daerah divergensi karena transpor Ekman bertambah besar kearah D, divergensi ini ditandai oleh muka air yang rendah.
Akibat perbedaan tinggi muka air di antara daerah konvergensi dan divergensi terbentuk gradien tekanan yang menggerakan massa air dari tekanan tinggi ke tekanan rendah dan akibat pengaruh Coriolis gerakan massa air ini di belokkan kekanan dan pada saat tercapainya keseimbangan antara gaya Coriolis dan gradien tekanan terbentuk arus geostropik yang bergerak ke arah timur di lintang tinggi dan kearah barat di lintang rendah.
Arus geostropik di lintang tinggi yang bergerak ke arah timur merupakan bagian dari subtropical gyre dan arus geostropik di lintang rendah yang bergerak ke arah barat di kenal sebagai arus ekuator utara ( North Equatorial Current )
Catatan : Disini kita lihat bahwa arus geostropik terbentuk oleh pengaruh angin (melalui transpor Ekman) bukan oleh gradien densitas dalam arah horizontal.Transpor Ekman menimbulkan daerah konvergensi dan divergensi yang mengakibatkan terjadinya perbedaan muka air ( slope muka air); slope muka air ini pada gilirannya menimbulkan arus geostropik. Jadi arus geostropik dapat terbentuk akibat adanya gradien densitas dalam arah 65
ARUS LAUT
horisontal atau dapat terbentuk oleh pengaruh angin. Angin mengerakkan massa air di lapisan Ekman sampai kedalaman 100 – 300 m dan arus geostropik yang terbentuk akibat transpor Ekman yang menimbulkan daerah konvergensi dan divergensi mengalir sampai kedalaman 1000 – 2000 m.
3.5
Arus Ekman di Dekat Dasar
Arus Geostropik yang mengalir di atas dasar laut akan mengalami pengaruh gesekan dasar dan membentuk suatu spiral Ekman seperti di lapisan permukaan. Hanya saja, spiral Ekman yang terbentuk di lapisan dasar ini arahnya berlawanan dengan arah spiral Ekman di lapisan permukaan yaitu berotasi ke kiri (di BBU). Persamaan Ekman :
fv A z
2
u 2
z
fu A z
2
v 2
0 0
z
dengan anggapan A z = konstan, masih berlaku di lapisan dasar. Syarat batas yang diperlukan : Di dasar, kecepatan tangensial u = v = 0 Di lapisan pengaruh gesekan (lapisan Ekman), u = U g , dan v = 0 Solusi persamaan Ekman di lapisan dasar :
z z cos D D
u u g 1 exp
z z sin D D
v u g exp
dengan : D
66
2 Az f
(3.25)
(3.26)
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Dari solusi Ekman di lapisan dasar, dapat dilihat bahwa; 1) Di dasar laut (z = 0) u=0 v=0 (sesuai syarat batas di dasar) 2) Di atas lapisan Ekman D
z
e
z
D
0
u = u g v=0 (sesuai syarat batas di lapisan pengaruh gesekan) 3) Di dekat dasar tetapi tidak pada dasar
z D
1
dengan kondisi ini,
z , D
exp
z dan D
cos
z , dapat diuraikan D
sin
menjadi
e
z D
sin
z 1 D
z
D
cos
z D
z
1
D
Dengan menggunakan uraian di atas, dari persamaan (3.25) dan (3.26) diperoleh kecepatan arus dekat permukaan sebagai ;
u u g 1 1
u
u g
z D
z 1 D
(3.27)
67
ARUS LAUT
v u g 1
z z
D D
z z v u g D D 2
dengan
2
D
z 1 → , sehingga dapat diabaikan. D
v
u g
z
z D
(3.28)
Jadi komponen kecepatan arus dekat dasar dalam arah x dan y besarnya z sama, yaitu : u g D Penjelasan kenapa rotasi arus di lapisan dasar ke arah kiri arus geostropik Perhatikan Gambar 3.17 :
Gambar 3.17 Arus Ekman di dekat dasar laut (Adaptasi: Pond dan Pickard, 1983)
Gambar 3.17 memperlihatkan distribusi kecepatan arus geostropik diatas dasar. Di atas lapisan Ekman (tidak ada pengaruh gesekan dasar), arus geostropik bergerak dengan kecepatan konstan. Memasuki lapisan yang dipengaruhi oleh gesekan dasar (lapisan Ekman) kecepatan arus geostropik mengecil.
68
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Di lapisan di atas lapisan Ekman gradien tekanan diimbangi oleh gaya Coriolis. Gaya Coriolis arahnya ke kanan arus sedangkan gaya gradien tekanan ke kiri arus. Di lapisan Ekman, karena kecepatan arus berkurang kearah dasar maka gaya Coriolis juga berkurang. Di lapisan dekat dasar yang kondisinya adalah barotropik ( p) gradien tekanan besarnya konstan. Kondisi ini mengakibatkan gaya Coriolis tidak dapat mengimbangi gaya gradien tekanan, sehinga arus akan dibelokkan ke kiri oleh pengaruh gaya gradien tekanan. Pembelokkan (rotasi) arus ke arah kiri akan berhenti bila terjadi keseimbangan antara gaya gradien tekanan, gaya Coriolis, dan gaya gesekkannya. Rotasi arus dekat dasar ke arah kiri arus geostropik terjadi akibat gaya coriolis yang tidak dapat lagi mengimbangi gaya gradien tekanan.
3.6
Arus Inersia
Kita perlu meninjau apa yang terjadi bila angin yang berperan dalam pembangkitan arus tiba-tiba berhenti bertiup. Apakah arus juga akan berhenti bila angin berhenti bertiup?
Gambar 3.18 Beberapa lintasan dari arus inersia di BBU dan di BBS (Adaptasi: Colling, 2007)
Arus tetap masih bergerak meskipun angin berhenti bertiup karena arus telah mempunyai momentum (inersia). Dalam gerakannya arus akan mendapat pengaruh gaya gesekan dan gaya Coriolis. Di laut lepas jauh dari benua gaya 69
ARUS LAUT
gesekan dapat diabaikan terhadap gaya Coriolis, sehingga yang berperan adalah gaya Coriolis dan arus akan dibelokkan searah putaran jarum jam di BBU dan berlawanan arah jarum jam di BBS membentuk lintasan yang melingkar seperti terlihat pada Gambar 3.18. Arus yang dipengaruhi oleh gaya Coriolis ini disebut arus inersia. Bila gerakan arus inersia berada pada daerah dimana tidak terjadi perubahan lintang yang besar, maka lintasan arus inersia akan berbentuk lingkaran (seperti pada Gambar 3.19).
Gambar 3.19 Lintasan arus inersia
Dari Gambar 3.19 dapat kita lihat bahwa gaya sentripetal yang menuju pusat lintasan yang timbul akibat gerak melingkar adalah juga merupakan gaya Coriolis. Ingat di BBU gaya Coriolis arahnya kekanan arah gerakan arus. Gaya sentripetal dari massa m yang bergerak melingkar dengan kecepatan V H dan jari-jari lintasan r adalah : Gaya sentripetal
mV H r
2
(3.29)
Besar gaya sentripetal ini sama dengan gaya coriolis (mf V H ), jadi : mV H
2
r
mfV H
V H rf
atau r
70
V H f
(3.30)
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
Jari-jari lintasan arus inersia berbanding lurus dengan besarnya kecepatan arus dan berbanding terbalik dengan lintang. Berapa jari-jari lintasan dari arus inersia yang terbentuk di suatu lintang tertentu? Misalkan : kecepatan V H = 0.1 m /dt Φ = 45o Jari-jari lintasan inersia (r) = 1 km Untuk V H = 1 m/dt, r = 10 km Jadi untuk suatu lintang tertentu, makin besar kecepatan, makin besar jari jari lintasan. Jari-jari lintasan bertambah besar ke arah ekuator. Perioda arus inersia
keliling
T
kecepatan
2 r
U
2 U
fU
2
f
Perioda arus inersia berbanding terbalik dengan lintang. Periodanya akan makin besar kearah ekuator. Perioda arus inersia dapat juga ditulis sebagai :
2
T
kecepatan sudut
2 2 sin
(3.31)
(3.32)
atau
T
sin
2 24 jam
sin
12 jam sin
atau dapat ditulis sebagai: T
1 1 hari sideris
T f
2
sin
T f
.
2
1 hari pendulum
1 hari sideris sin
T f disebut satu hari pendulum karena ini adalah waktu yang dibutuhkan pendulum Foucault untuk berotasi 2 π radian. Satu hari sideris adalah waktu yang dibutuhkan bumi untuk melakukan satu kali revolusi (24 jam). 71
ARUS LAUT
Perioda arus inersia bergantung pada lintang tempat, nilainya makin besar kearah ekuator : T kutub = 12 jam T30 24 jam T6 120 jam
Contoh klasik dari arus inersia : Arus Inersia yang terjadi di Laut Baltik antara 17 dan 24 Agustus 1933 (Gambar 3.20).
Gambar 3.20 Arus inersia di laut Baltik (Adaptasi: Colling, 2007)
Arus inersia ini bertumpang tindih dengan arus yang ditimbulkan oleh angin yang bergerak kearah barat laut. Perioda arus inersia yang diamati di lapangan adalah 14 jam sementara hasil perhitungan teori adalah 14 jam 8 menit. Karena gaya yang bekerja pada arus inersia hanya gaya Coriolis maka persamaan geraknya adalah : 72
ARUS YANG DIBANGKITKAN OLEH ANGIN
du dt
dv
2 sin v
fv
2 sin u fu
dt
(3.33) (3.34)
disini dapat kita lihat percepatan arus hanya ditimbulkan oleh gaya coriolis, adapun solusi dari persamaan (3.33) dan (3.34) adalah u
V H sin ft
(3.35)
v
V H cos ft
(3.36)
dimana, V H
2
u 2 v2
73
BAB IV ARUS DENSITAS
Arus densitas merupakan arus yang timbul akibat adanya gradien densitas dalam arah horisontal. Gradien densitas horisontal terbentuk oleh variasi salinitas, suhu atau kandungan sedimen. Arus densitas ini umumnya terjadi didaerah pantai dan estuari dimana terdapat fluks air tawar ke arah laut. Fluks air tawar ini akan mengakibatkan adanya variasi atau gradien densitas dalam arah horisontal yang bertambah besar ke arah laut. Gradien densitas horisontal ini mengakibatkan gradien tekanan horizonal yang akhirnya menimbulkan arus densitas. Di dalam arus densitas di estuari terjadi keseimbangan antara gradien tekanan dan gesekan internal (gesekan viskos), sementara di dalam arus densitas di daerah pantai terjadi keseimbangan antara gradien tekanan, gesekan internal, dan gaya Coriolis atau hanya keseimbangan antara gradien tekanan dan Coriolis (gesekan internal d iabaikan).
4.1
Beberapa tipe arus densitas dan mekanisme pembentukannya
Terdapat 5 tipe arus densitas : 1. arus densitas akibat discharge/debit sungai. 2. arus densitas akibat suplai bouyancy dari laut lepas ( open ocean). 3. arus densitas akibat input bouyancy dari sungai dan laut lepas. 4. arus densitas akibat efek akumulasi panas karena kondisi topografi perairan. 5. arus densitas akibat distribusi horisontal dari difusivitas vertikal. Penjelasan : 1. Arus densitas akibat debit sungai terbentuk di daerah estuari (daerah muara sungai dimana terjadi pengenceran air laut oleh air sungai). Aliran air tawar dari hulu mengakibatkan terbentuknya gradien horisontal dari densitas yang bertambah besar ke arah laut. Gradien horisontal dari densitas ini berkombinasi dengan pengaruh pasut mengakibatkan sirkulasi estuari dimana air tawar mengalir di lapisan permukaan kearah muara (laut) akibat gradient densitas horizontal dan air asin mengalir dilapisan bawah (dalam) ke arah hulu akibat pasut. 74
ARUS DENSITAS
1 2 3 4 5
Muka air rendah
Mukaair tinggi
Air Tawar
1 tinggi
2
3
4
5
Air Asin
Arus Permukaan
rendah
Gambar 4.1 Arus densitas di estuari
Arus ke arah hulu di lapisan bawah timbul akibat muka air yang tinggi di lepas pantai dibandingkan di muara (saat pasang), lihat Gambar 4.1.
2. Air di perairan pantai di daerah shelf lebih berat dari pada air di lepas pantai karena suhu air di pantai lebih rendah daripada di lepas pantai. Muka air di pantai lebih rendah daripada di lepas pantai atau terbentuk slope muka air yang naik ke arah lepas pantai. Pada kondisi normal, akibat keseimbangan gaya gradien tekanan karena adanya slope dan Coriolis akan terbentuk arus yang bergerak sejajar pantai.
Kondisi normal : Terjadi keseimbangan antara gradien tekanan dan coriolis
Gambar 4.2 Arus densitas akibat bouyancy dari laut lepas
75
ARUS LAUT
Bila keseimbangan antara gradien tekanan dan coriolis ini terganggu maka timbul gerakan arus yang hangat dari arah lepas pantai ke arah pantai akibat slope muka laut yang tinggi di lepas pantai daripada di pantai. Gerakan massa air yang ringan dan hangat dari lepas pantai menuju pantai ini adalah arus densitas. Di Jepang, arus hangat yang bergerak dari lepas pantai ke arah pantai disebut “kyucho”; (kyu = kuat, cho = arus). 3. Tipe ketiga dari arus densitas terjadi pada musim dingin Daerah pantai mendapat input air tawar dari sungai (input bouyancy dari sungai). Di lepas pantai, terdapat juga input bouyancy akibat pecampuran dengan massa air yang lebih hangat dari laut lepas. Pada musim dingin di mana terjadi pendinginan yang besar di permukaan, air yang berada di daerah pertengahan (central ) yang kurang asin menjadi sangat berat dan turun ke lapisan dalam. Temperatur
Salinitas
Densitas F b
b
sungai
Laut terbuka
X f
Gambar 4.3 Arus densitas akibat input bouyancy dari sungai dan laut lepas (Adaptasi: Yanagi, 1999)
Massa air di perairan pantai tidak dapat turun ( sinking ) akibat pendinginan karena mendapat suplai air tawar dari sungai. Air di dekat pantai dingin tapi kurang asin karena input air tawar. Jadi, ia tidak cukup berat untuk turun ke lapisan dalam. Air yang di lepas pantai asin tapi tidak cukup dingin karena adanya input air hangat dari lepas pantai,jadi ia tidak cukup berat untuk tenggelam ke lapisan dalam. Jadi, pada saat terjadinya pendinginan di permukaan waktu musim dingin air di daerah central menjadi cukup berat untuk turun ke lapisan dalam membentuk “ front thermohaline” (Gambar 4.3). Di daerah central terbentuk daerah konvergensi (pertemuan massa air perairan pantai dan massa air lepas pantai) yang diikuti oleh sinking water ke lapisan dalam (Gambar 4.4) 76
ARUS DENSITAS
konvergen
Gambar 4.4 Terbentuknya daerah konvergensi dibagian tengah (central )
Turunnya ( sinking ) air di daerah konvergensi diperkuat oleh efek cabeling . Proses cabeling adalah percampuran dua massa air dengan densitas yang sama tetapi temperatur dan salinitasnya berbeda membentuk massa air yang baru dengan densitas yang lebih berat dan kemudian turun ke lapisan dalam. Dalam kasus ini dua massa air (pantai dan lepas pantai) dengan densitas yang sama tetapi temperatur dan salinitasnya berbeda (Gambar 4.3), bercampur di front thermohaline membentuk massa air baru yang densitasnya lebih besar dan turun ke lapisan dalam.
Gambar 4.5 Proses cabeling (Adaptasi: Yanagi, 1999)
Penjelasan proses cabeling (Gambar 4.5) : Titik A dan titk B mewakili massa air A dan B. Kedua massa air ini memiliki densitas yang sama karena terletak pada kurva σ t yang sama, tetapi temperatur dan salinitasnya berbeda. Percampuran massa air A dan B membentuk massa air C yang densitasnya lebih besar daripada densitas A dan B dan turun kelapisan dalam Perhatikan distribusi densitas di daerah pantai dan lepas pantai (Gambar 4.3a). Dari grafik densitas terlihat perairan pantai dan lepas pantai mempunyai 77
ARUS LAUT
densitas yang sama. Di daerah pertengahan (central ) densitas menjadi tinggi karena percampuran massa air pantai dan lepas pantai dan akibat pendinginan. Perlu ditekankan kembali disini ada dua proses yang menyebabkan bertambahnya densitas di daerah central yaitu proses pendinginan dan efek cabeling . 4. Perbedaan kapasitas panas akibat slope dasar perairan dapat menimbulkan gradien temperatur dalam arah horisontal yang kemudian memicu timbulnya arus densitas karena adanya gradien horisontal dari densitas. Pada skala kecil diperairan pantai yang dangkal dimana efek Coriolis dapat diabaikan, proses pemanasan pada musim panas dan pendinginan pada musim dingin dapat menimbulkan arus densitas yang arahya berlawanan (Gambar 4.6).
pemanasan pendinginan
Musim dingin
Musim dingin
Musim panas
Gambar 4.6 Arus densitas akibat efek kumulasi panas karena kondisi perairan
topografi
Pada musim panas, air didekat pantai karena lebih dangkal, akan lebih hangat dari pada air dilepas pantai, sehingga muka air di pantai lebih tinggi dari pada muka air di lepas pantai. Akibatnya terbentuk arus densitas yang bergerak ke lepas pantai di lapisan permukaan, dan kekosongan massa di dekat pantai akan diisi oleh air dingin dari lapisan dalam. Sebaliknya, pada musim dingin, air di dekat pantai lebih dingin daripada di lepas pantai, sehingga muka air di pantai lebih rendah daripada di lepas pantai. Akibatnya, terbentuk arus densitas yang bergerak dari lepas pantai ke arah pantai dan kemudian turun ( sinking ) ke lapisan dalam. Di kedua kasus diatas arus densitas terbentuk akibat akumulasi atau pelepasan panas di dekat pantai (karena kondisi topografi di pantai). Bila pengaruh Coriolis tidak dapat diabaikan, maka arus densitas yang terbentuk di suatu teluk yang cukup lebar misalnya, membentuk suatu sirkulasi arus yang berlawanan dengan arah putaran jarum jam (pada musim panas). Efek pemanasan yang kuat 78
ARUS DENSITAS
pada musim panas membentuk slope muka air di sisi kiri (barat) dan sisi kanan (timur) teluk yang menurun kebagian pusat ( central ). Akibat keseimbangan gaya gradien tekanan dan gaya Coriolis terbentuk sirkulasi arus permukaan yang arahnya berlawanan dengan arah putaran jarum jam,lihat Gambar 4.7.
Gambar 4.7 Sirkulasi arus densitas disuatu teluk yang lebar (Adaptasi: Yanagi, 1999)
Catatan tambahan : Untuk kasus tanpa pengaruh Coriolis di musim dingin, sirkulasi arus yang terbentuk polanya berlawanan dengan pola sirkulasi arus di estuari (lihat Gambar 4.8).
PERMUKAAN
Musim dingin
ESTUARY
LAUT
Gambar 4.8 Sirkulasi arus densitas di perairan pantai yang dangkal pada musim dingin dan sirkulasi di estuari
79
ARUS LAUT
5. Magnitudo difusifitas vertikal bergantung pada magnitudo atau kekuatan arus pasut. Kekuatan arus pasut berperan dalam percampuran vertikal, sehingga difusifitas vertikal bergantung pada kekuatan arus pasut. Kekuatan arus pasut bervariasi secara horisontal. Arus pasut akan kuat di daerah yang sempit dan dangkal. Karena kekuatan arus pasut bervariasi dalam arah horisontal maka difusivitas vertikal juga bervariasi secara horisontal. Difusivitas vertikal akan menentukan stratifikasi kolom air. Pada musim panas stratifikasi yang kuat terjadi pada daerah dimana arus pasutnya lemah (percampuran kecil). Sebaliknya di daerah dimana arus pasutnya kuat seperti di selat terjadi percampuran secara vertikal sehingga stratifikasinya lemah dan bisa menjadi homogen (Gambar 4.9). Densitas lapisan permukaan di daerah yang terstratifikasi kuat akan lebih rendah dari pada densitas lapisan permukaan didaerah dengan stratifikasi yang lemah (terjadi percampuran vertikal).
Gambar 4.9 Air yang terstratifikasi kuat dan terstratifikasi lemah
Karena terdapat gradien densitas horisontal diantara daerah dengan stratifikasi yang lemah dan daerah dengan stratifikasi yang kuat, maka kondisi ini mengakibatkan terbentuknya arus densitas yang bergerak dari daerah dengan stratifikasi kuat (muka air tinggi) ke daerah dengan stratifikasi lemah (muka air rendah) atau dari daerah yang difusifitas vertikalnya lemah ke daerah dengan difusifitas vertikal yang kuat. Front pasut (tidal front ) terbentuk di daerah transisi diantara daerah yang terstratifikasi kuat dan daerah yang tercampur sempurna secara vertikal.
4.2
Dinamika arus densitas
Tinjau suatu pantai sederhana dimana garis pantainya lurus dan membentang dalam arah utara-selatan. Suatu fluks air tawar masuk ke laut dan terjadi percampuran yang sempurna dalam arah vertikal, sementara dalam arah horisontal terdapat gradien densitas ke arah lepas pantai (Gambar 4.10).
80
ARUS DENSITAS
Gambar 4.10 Variasi densitas kearah lepas pantai akibat input air tawar dari darat
Dianggap tidak ada variasi dalam arah y 0 y x diambil tegak lurus pantai dan y sejajar pantai. Persamaan pengatur gerak fluida di perairan pantai diberikan oleh :
Persamaan gerak :
fv fu
1 p
x 1 y
z
1 x
z
(4.1)
(4.2)
Persamaan kontinuitas : u
x
w
0
z
(4.3)
Persamaan hidrostatik :
1 p
z
g 0
(4.4)
Integrasikan persamaan (4.4) dari kedalaman z ke permukaan : 81
ARUS LAUT
pa
pa
p
dz dz
p
p
dp g
z
gdz
z
(4.5)
dz
pa p g ( z ) p
pa
g ( z )
(4.6)
pa : tekanan atmosfer ≈ konstan Turunkan persamaan (4.6) terhadap x
p pa g ( z ) x x x p x
0 g
x
g ( z )
x
Karena << z maka -z = -z
p g gz x x x
(4.7)
Dengan mengambil x
y
u Az z v Az z
Maka persamaan (4.1) dan (4.2) dapat ditulis sebagai :
gz u fv g A z x x z
(4.8)
v fu A z z
(4.9)
2
2
2
2
Untuk mendapatkan solusi dari persamaan ini kita nyatakan kecepatan arus dalam bentuk kompleks : w u iv
Dimana , u : bilangan riil dari w v : bilangan imaginer dari w 82
ARUS DENSITAS
Kalikan persamaan (4.8) dengan i jumlahkan dengan persamaan (4.9)
v fu A z z d gz d u ifv i g A z z dx dx d gz d u v f u iv i g A z Az dx dx z z d gz d w A z fw i g z dx dx 2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
(4.10)
Tinjau persamaan (4.10) Karena persamaan ini linier maka solusinya dapat ditulis sebagai ber ikut : w w1 w2 w3
Dimana, w1 i
g f
x
(4.10a)
gz
w2 i
f x
(4.10b)
w f i w 0 z A z Dari hubungan w=u+iv, dapat kita simpulkan bahwa : 2
3
3
2
u
1
v1
u
2
g
f
v2
x
0
(4.10c)
(4.10d)
(4.10e)
gz f x
(4.10f)
Solusi dari w3 diberikan oleh : w3
Ae z
Be
z
(4.10g)
dimana : A dan B = konstanta
83
ARUS LAUT
(1 i )
D
(4.10h)
1
2 A z 2 D f
(4.10i)
w1 menyatakan arus gradien dimana arus timbul akibat adanya gradien elevasi dalam arah x dan tidak bergantung kepada kedalaman x w2 menyatakan arus densitas yang timbul akibat adanya gradien dens itas dalam arah x x
w3 menyatakan arus Ekman Syarat Batas : 1. Dipermukaan, z=0, shear stres dianggap sama dengan nol A z
w
0
z
2. Didasar, z =-h, ada dua syarat batas yang dapat diterapkan, yaitu : a. w=0 (kondisi non slip)
tidak
ada kecepatan di dasar
b. stres di dasar diberikan oleh b Az
w z
K wb
Dimana, τ b : stres dasar K : koefisien gesekan dengan dimensi kecepatan wb : Kecepatan arus didasar 3. Transpor total ke arah lepas pantai untuk setiap harga x harus sama dengan laju discharge air tawar dari pantai. Bila R menyatakan fluks air tawar per satuan panjang garis pantai, maka:
0
h
udz
Contoh : 84
R
ARUS DENSITAS
a. Arus densitas tanpa gesekan internal
Tanpa gesekan internal
Az = 0 dan w 3 = 0
Dari persamaan (4.10d), (4.10e), dan (4.10f), diperoleh : u u1 u2 0 v v1 v2
g
z f x x
1
(4.11)
Terapkan syarat batas “no slip” di dasar perairan : v
0 di
g
z=-h
h 0 f x x h 0 x x
x
1
h x
(4.12)
Substitusikan (4.12) ke dalam (4.11), diperoleh : v
g
h 1 z f x x
v
g
f x
h z
(4.13)
Persamaan (4.13) ini menyatakan arus densitas yang bergerak dalam arah y negatif dengan pantai berada di sebelah kanannya. Arus densitas ini timbul akibat adanya gradien densitas dalam arah x , .Tanda minus menyatakan arus bergerak x dalam arah y negatif (Gambar 4.11).
85
ARUS LAUT
Gambar 4.11 Arus densitas diperairan pantai akibat fluks air tawar dari darat
Contoh penerapan : Misalkan densitas suatu perairan pantai bertambah dari 1020 kg/m 3 ke 1021 kg/m3 pada jarak 40 km. Kedalaman perairan 50 m. Perairan pantai terletak di lintang 450. g=9,8 m/dt 2 , ρ = 1,020 x 103 kg/m3
x
1021 1020 3
40 10
x
kg / m4
5
2, 5 10 kg / m
4
f 2 sin 1, 03 104 det 1
Kecepatan arus di permukaan z =0 dapat dihitung dari persamaan (4.13)
v
9,8 4
1,03 x10 x1,02 x10
2,5 x10 x50 11,7 x10 5
3
2
m / dt
-2
Jadi arus permukaan dengan kecepatan v = -11,7x10 m/dt mengalir ke arah y negatif dengan pantai berada di sebelah kanannya. Bila persamaan (4.13) diturunkan terhadap z diperoleh :
v g h z z z f x
g v f x z
(4.14)
Ini adalah persamaan thermal wind yang menyatakan adanya variasi kecepatan arus (geostropik) dalam arah vertikal akibat gradien densitas dalam arah horisontal.
86
ARUS DENSITAS
b. Arus densitas yang dipengaruhi oleh gesekan internal
Bila kita memperhitungkan gesekan internal maka solusi w3 harus ditambahkan pada w1 dan w2 sehingga : g
1 z Ae z Be z f x x
wi
(4.15)
Syarat batas : w
1. di z=0,
0
z
2. di z=-h a. w = 0 b. A z w kw z
3.
0
h
R
udz
Di sini ada 3 persamaan dengan tiga besaran yang tak diketahui yaitu A, B dan
x
Solusi analitik dari persamaan (4.15) ini cukup rumit, dan tidak dibahas di sini. Untuk keperluan praktias Heap (1972) menurunkan persamaan arus densitas yang dipengaruhi oleh gesekan internal langsung dari persamaan (4.10).
gz 2 w fw i g A z 2 x x z Persamaan ini dapat ditulis sebagai :
A z
2
w
z
w
z
2
2
2
g
x
g
A z
x
g x
g
z f
Az x
w i
z f
w iAz
2w w g 1 f z 2 z iA z Az x x
(4.16)
Suku pertama di ruas kanan dari persamaan (4.16) dapat diubah menjadi :
fw iA z
fiw i 2 Az
fiw Az 2
Kalikan pembilang dan penyebut dengan 2π
87
ARUS LAUT
fiw iA z
fiw 2 2 Az
2
2
2 2i w 2 2 A z f
Dengan menggunakan persamaan (4.10h) dan (4.10i) yaitu : 2 A D z f
1
(1 i)
dan
D
2
Suku pertama di ruas kanan dari persamaan (4.16) dapat ditulis menjadi : 2 2 2 2 w 2i w (1 i) w 2 2 A z D 2 f
Dengan demikian persamaan (4.16) menjadi :
2w g 1 2 w z z 2 A z x x
(4.17)
Ini adalah persamaan arus densitas yang memperhit ungkan efek gesekan internal. Syarat batas : 1. di z = 0,
w
0
z
2. di z = -h, A z w z
kw
Arti fisis persamaan (4.17) : Adanya gradien densitas horisontal akan mengakibatkan terbentuknya slope muka air yang berperan dalam menggerakkan massa air dari muka air yang tinggi ke muka air yang rendah (arus gradien). Dalam gerakannya ia dipengaruhi oleh gesekan internal dan gaya Coriolis. Kita dapat menentukan kecepatan arus densitas di dasar dengan mengintegrasikan persamaan (4.2) dari dasar ke permukaan. fu
88
1
y
z
ARUS DENSITAS
pfu
pf
h
pfR
y
0
y z
udz
y
z 0
z
0
h
0
y
0 dan
d y z
y
h
z
h
by
fR by
Gunakan syarat batas di dasar : b
k wb
by
k vb
fR
k vb
vb
R f k
v b adalah kecepatan sejajar pantai di dasar perairan.
4.3
Estuari
Suatu estuari dibagi ke dalam 3 bagian, yaitu (Gambar 4.12) : 1. bagian atas (upper estuary) 2. bagian tengah (middle estuary) 3. bagian bawah (lower estuary)
Bagian atas ditandai dengan air tawar (S = 0 %). Intrusi air asin sudah tidak ada tetapi pengaruh pasut masih terlihat dari naik turunnya muka air dan arus pasut yang lemah.
Bagian tengah ditandai dengan percampuran yang kuat antara air tawar dan air asin.
Bagian bawah berhubungan dengan laut.
89
ARUS LAUT
Gambar 4.12 Pembagian estuari (Adaptasi: Colling, 2007)
4.3.1
Tipe Estuari
a. Berdasarkan debit sungai dan kekuatan pasut
Tipe estuari sangat ditentukan oleh debit sungai dan kekuatan arus pasang surut. Kekuatan arus pasut itu sendiri ditentukan oleh range (tunggang) pasut. Berdasarkan debit sungai dan kekuatan arus pasut, estuari dapat dibagi dalam 3 tipe utama, yaitu : 1. Estuari’ baji garam’ (Salt wedge estuary) 2. Estuari tercampur sebagian (Partially mixed estuary) 3. Estuari tercampur sempurna (Well mixed estuary) 1. Salt wedge estuary
Estuari tipe ini ditandai oleh debit sungai yang besar dan arus pasut yang lemah (atau tanpa pasut). Pada estuari tipe ini air tawar (air sungai) mengalir ke laut di lapisan atas dan air asin (air laut) bergerak dengan sangat perlahan ke arah hulu di lapisan bawah. Bentuk air asin yang bergerak ke hulu menyerupai bentuk “baji” ≡ wedge.
90
ARUS DENSITAS
Gambar 4.13 Salt wedge estuary
Air tawar dipisahkan dari air asin oleh suatu bidang antara (interface) yang memisahkan dengan tegas air tawar dan air asin. Di estuari dengan tipe ini terdapat suatu lapisan halocline yang tegas. Arus yang bergerak di lapisan atas timbul karena adanya percampuran air tawar dan air asin yang mengakibatkan terbentuknya gradien densitas horisontal yang menimbulkan arus densitas kearah muara dan/dibantu oleh aliran air sungai yang juga bergerak kearah muara akibat gravitasi.
Gambar 4.14 Sirkulasi salt wedge estuary, distribusi vertikal salinitas dan distribusi vertikal kecepatan arus (Adaptasi: Colling, 2007)
Pada estuari tipe ini arus pasutnya lemah atau bahkan tidak ada namun air asin bergerak dilapisan bawah secara perlahan kearah hulu. Apa yang menyebabkan gerakan air asin ke hulu di lapisan bawah ini? Penjelasannya adalah sebagai berikut. Air tawar yang mengalir dengan deras ke arah laut diatas lapisan air asin yang relatif diam mengakibatkan terbentuknya gelombang internal di lapisan batas (interface) lihat Gambar 4.14. Ketika gelombang internal ini pecah air asin di lapisan bawah akan diangkat ke lapisan permukaan dan dibawa kembali ke laut oleh aliran air sungai. Proses terangkatnya air asin dari lapisan bawah ke lapisan atas disebut “entrainment ”. Karena sejumlah air asin dipindahkan ke lapisan atas 91
ARUS LAUT
oleh proses entrainment dan dibawa kembali kelaut maka untuk mengganti massa air laut yang hilang (pindah) ke lapisan atas air laut akan bergerak secara perlahan ke arah hulu di lapisan bawah. Proses inilah yang menyebabkan terjadinya gerakan air asin ke arah hulu di lapisan bawah walaupun tidak ada pasut.
Gambar 4.15 Gelombang internal yang terbentuk dan pecah di lapisan batas
2. Partially Mixed E stuary
Pada tipe ini arus pasut sudah mulai berperan. Arus pasut dengan kekuatan sedang mengalir dibawah air sungai dengan kekuatan besar ke arah laut. Aliran air sungai yang kuat dan arus pasut dengan kekuatan sedang yang mengalir dalam arah yang berlawanan membantu percampuran vertikal melewati bidang batas. Pada proses percampuran ini tidak saja air asin dibawa ke lapisan atas tetapi air tawar juga dibawa ke lapisan bawah. Karena arus pasut tidak terlalu kuat percampuran vertikal yang terjadi tidak sempurna atau tercampur sebagian ( partially mixed ).
Gambar 4.16 Sirkulasi partially mixed estuary, distribusi vertikal salinitas, dan distribusi vertikal kecepatan arus (Adaptasi: Colling, 2007)
Di estuari dengan tipe tercampur sebagian halocline tidak senyata (tegas) halocline seperti di salt wedge estuary (Gambar 4.16).
3. Well Mixed E stuary
Pada estuari dengan tipe ini arus pasut sangat kuat sehingga terjadi percampuran sempurna secara vertikal. Distribusi salinitas memperlihatkan variasi yang kecil (konstan) terhadap kedalaman, lihat Gambar 4.17. 92
ARUS DENSITAS
Gambar 4.17 Sirkulasi well mixed estuary, distribusi vertikal salinitas, dan distribusi vertikal kecepatan arus (Adaptasi: Colling, 2007)
Tiga tipe estuari yang utama yang dibahas diatas dapat diringkas dalam Gambar 4.18 berikut : A Weakly-mixed B Moderately C
stasiun salinitas n a m a l a d e k
Profil kecepatan di st.3
Well-mixed
Debit sungai A
n a m a l a d e k
B
n a m a l a d e k
C
Percampuran vertikal
Gambar 4.18 Tipe estuari (Adaptasi: Yanagi, 1999)
Tiga tipe estuari dibagi berdasarkan kekuatan debit sungai dan percampuran vertical yang menyatakan kekuatan arus pasut. Pengaruh Gaya Coriolis
Untuk estuari yang lebar dimana pengaruh gaya Coriolis mulai berperan maka akan terjadi pemisahan antara air tawar (air sungai) dan air asin sedemikian sehingga di 93
ARUS LAUT
BBU air tawar mengalir di sisi kanan estuari ke arah laut dan air asin mengalir disisi kiri estuari ke arah hulu. (pengamat melihat ke arah laut), lihat Gambar 4.19
Gambar 4.19 Sirkulasi estuari yang dipengaruhi gaya coriolis (estuari yang lebar) (Adaptasi: Colling, 2007)
Mekanisme pemisahan air tawar dan air asin ini terjadi di suatu esturi yang lebar adalah sebagai berikut : Akibat pengruh gaya Coriolis air sungai yang bergerak ke arah hulu akan dibelokkan ke kanan (ke arah sisi kanan estuari) yang mengakibatkan penumpukan air tawar di sisi kanan estuari sehingga muka air di sisi kanan estuari lebih tinggi dari pada muka air di bagian tengah estuari. Akibatnya terbentuk gradient tekanan yang menggerakkan air tawar ini ke arah sisi kiri estuari dan dalam gerakannya dibelokkan oleh gaya Coriolis ke arah kanan. Pada saat terjadinya keseimbangan antara Coriolis dan gradien tekanan terbentuklah arus geostropik yang bergerak di sisi kanan estuari ke arah laut. Arus ini merupakan arus air tawar. Sebaliknya air laut yang bergerak ke hulu akan dibelokkan ke sisi kiri estuari oleh gaya Coriolis sehingga terjadi penumpukan massa air di sisi kiri estuari. Muka air di sisi kiri estuari akan lebih tinggi daripada muka air di bagian tengah estuari. Dengan cara yang sama akibat keseimbangan Coriolis dan gradien tekanan terbentuk arus geostropik atau arus air asin di sisi kiri estuari yang bergerak ke arah hulu. Jadi, gaya Coriolis berperan dalam memisahkan aliran air tawar dan air asin secara lateral di suatu estuari yang lebar. Berapa lebar estuari agar dapat merasakan efek Coriolis ? 94
ARUS DENSITAS
Batas minimal lebar estuari agar dapat merasakan efek Coriolis dapat ditentukan dari jari-jari deformasi Rossby, R . R
c f
f 2 sin c
gh
Bila lebar estuari sama atau lebih besar dari pada R maka estuari tersebut akan mengalami efek rotasi bumi (Coriolis). Sebaliknya bila lebar estuari lebih kecil dari pada R maka estuari tersebut tidak merasakan efek Coriolis. Untuk estuari atau perairan dekat ekuator efek Coriolis dapat diabaikan, karena f = 0
Sirkulasi Estuari Negatif
Di daerah yang kering (arid) dapat t erjadi sirkulasi estuari yang arahnya berlawanan dengan arah sirkulasi estuari yang normal. Sirkulasi estuari yang berlawanan ini disebut “negative estuarine circulation” atau sirkulasi estuari negatif. Di daerah arid penguapannya besar. Penguapan yang besar di daerah hulu akan mengakibatkan peningkatan salinitas permukaan dan konsekuensinya peningkatan densitas permukaan sehingga air di permukaan akan menjadi lebih berat dan turun ke lapisan dasar. Air yang sangat asin (hypersaline) dan berat ini turun ke dasar dan kemudian bergerak ke arah laut. Gerakan air hypersaline di lapisan dasar ini akan diimbangi oleh gerakan air laut yang kurang asin ke arah hulu di lapisan permukaan dan terbentuklah sirkulasi estuari yang negatif (Gambar 4.20). Penguapan tinggi
Sea water Sirkulasi Estuari Negatif
Hipersaline Water
Estuari di daerah arid
Gambar 4.20 Sirkulasi estuari negatif di daerah arid
95
ARUS LAUT
b. Berdasarkan Bilangan Ratio Volume dan Bilangan Estuari
Tipe estuari dapat juga ditentukan dari bilangan ratio volume ( α) yang menyatakan perbandingan antara volume air tawar dan air asin, dan dapat juga ditentukan dari bilangan estuari ( E ). Bilangan Ratio Volume
Qr T
(4.18)
V f
Bilangan Estuari E
Vf F 02 Q r T
F 0 2
; dengan F 0
u max
(4.19)
gh
Dimana : = volume air sungai yang memasuki estuari dalam suatu siklus pasut dibagi dengan volume pasut ketika pasang.
Q r
= debit air
T = periode pasut Vf Qflood dt = volume air laut yang memasuki mulut estuari ketika air pasa ng Q
u
max
max
A
= kecepatan aliran maksimum rata-rata dimulut sungai
A = penampang melintang mulut estuari. h
A b s
=kedalaman air rata-rata, dengan
b s adalah
lebar permukaan di estuari.
Kisaran harga α dan E untuk tiap tipe estuari diperlihatkan pada Tabel 4.1 Tabel 4.1 Klasifikasi estuaries berdasarkan harga dan E
Tipe Stratifikasi Tersratifikasi dengan baik (Saltwedge Estuary) Bercampur sebagian ( Partially Mixed Estuary) Bercampur sempurna (Well Mixed Estuary)
96
E
0.1
1
E
1.0
0.1
0.005
0.005
E
E
0.2
0.2
ARUS DENSITAS
c. Berdasarkan karakteristik Geologi
Dari segi karakteristik geologi, estuary dapat diklasifikasikan menjadi empat tipe sebagai berikut :
E stuary Tipe F jord Pola sirkulasi di fjord adalah adanya aliran air tawar yang berasal dari proses pencairan es yang mengalir dipermukaan ke arah laut. Lapisan air tawar ini jauh lebih tipis dari pada air asin di bawahnya yang bergerak ke arah estuari dengan kecepatan relatif lebih lambat dari pada air tawar diatasnya. Air asin ini bergerak memasuki estuari melewati gundukan ( sill ), lihat Gambar 4.21 dan Gambar 4.22.
Gambar 4.21 Estuary Tipe Fjord (Sumber : www.niwa.co.nz/education-and-training/schools/students/estuaries)
Gambar 4.22 Profil arus estuari tipe fjord dan contoh estuary tipe fjord (Sumber: http://dcm2.enr.state.nc.us)
E stuary Coastal P lain Estuari tipe Coastal plain terbentuk pada akhir zaman es. Ketika es mencair dan air menghangat permukaan air laut meningkat. Kenaikan permukaan air laut ini mengakibatkan tergenangnya lembah hilir sungai yang dangkal dimana kedalaman air bertambah kearah mulut sungai, lihat Gambar 4.23 dan Gambar 4.24. 97
ARUS LAUT
Gambar 4.23 Profil estuary coastal plain (Sumber: www.niwa.co.nz)
Narragansett Bay
Chesapeake Bay
Gambar 4.24 Contoh estuary coastal plain (Sumber:http://omp.gso.uri.edu)
E stuary Tectonik Lempengan bumi selalu bergerak secara konstan. Pergerakan ini dapat mengakibatkan timbulnya patahan dan geseran pada kulit bumi. Adanya patahan dan geseran dapat mengakibatkan tanah terangkat atau tenggelam. Estuari tektonik terjadi ketika adanya basin yang terbentuk akibat penurunan permukaan tanah, lihat Gambar 4.25 dan Gambar 4.26.
Gambar 4.25 Profil Estuary Tectonic (Sumber: www.niwa.co.nz)
98
ARUS DENSITAS
Gambar 4.26 Contoh Estuary Tectonic (Sumber: http://dcm2.enr.state.nc.us/)
Bar-Built Estuary Estuari tipe Bar-built terbentuk ketika tumpukan pasir terbentuk sepanjang garis pantai akibat pengaruh gelombang dan arus. Tumpukan pasir ini biasanya memotong atau menghambat pergerakan air dari laut (Gambar 4.27 dan Gambar 4.28 ). Estuari tipe Bar-built biasanya dangkal dan dapat mengurangi efek pasang surut. Angin berperan sebagai pengaduk air tawar dan air laut.
Gambar 4.27 Profil Bar-Built Estuary (Sumber: www.niwa.co.nz)
99
ARUS LAUT
Gambar 4.28 Contoh Bar-Built Estuary (Sumber: http://dcm2.enr.state.nc.us)
4.3.2
Sirkulasi Estuari
Sekarang kita akan membahas sirkulasi estuari.Tinjau suatu estuari yang tidak terlalu lebar, sehingga efek Coriolisnya kecil. Gerakan arus diestuari ini merupakan hasil keseimbangan antara gaya gradien tekanan yang timbul akibat gradien densitas horizontal dan gaya gesekan internal (gaya gesekan viskos). Kesetimbangan kedua gaya tersebut dinyatakan oleh :
p 2u Av 2 0 z 0 x 1
(4.20)
ρo : densitas rata-rata Persamaan hidrostatik diberikan oleh :
p g z Turunkan persamaan (4.20) terhadap z
100
(4.21)
ARUS DENSITAS
p u Av 0 z z x z 2
1
2
0
u g Av 0 z z x 2
1
2
0
g
u Av 0 z z x 2
2
0
Kita nyatakan shear kecepatan dalam arah z,
(4.22) u z
, sebagai w.
Persamaan (4.22) dapat ditulis sebagai g
w Av 0 x z 2
2
(4.23)
0
w = u menyatakan variasi kecepatan arus di estuari dari permukaan sampai ke z
dasar. Kita ingin mengetahui kondisi apa saja yang menentukan sirkulasi di est uari. Untuk itu misalkan skala kedalaman z kita nyatakan sebagai H ; perbedaan densitas antara air sungai dan air laut ; skala jarak x L . Persamaan (4.23) dapat kita tuliskan dalam bentuk skala : g
0
L
Av
w 2
H
0
atau w
gH 2
0 LAv
(4.24)
Tanda minus tidak kita tinjau karena kita hanya melihat besar (magnitudo) dari besaran-besaran yang mempengaruhi w. Dari persamaan (4.24) dapat kita lihat bahwa sirkulasi di estuari terbentuk dibawah kondisi :
∆ρ yang besar H yang dalam L yang pendek Av yang kecil Artinya sirkulasi estuari terbentuk dengan baik bila perbedaan densitas antara air sungai dan air laut ( ∆ρ) besar, estuari cukup pendek dan kedalam estuari serta koefisien viskositas eddy vertikal yang kecil. 101
ARUS LAUT
4.3.3
Front Estuary
Front adalah daerah pertemuan dua massa air yang berbeda sifat-sifatnya (suhu, salinitas, densitas). Front estuari terbentuk oleh pertemuan air tawar (air sungai) dan air laut yang dibawa oleh arus pasut yang bergerak ke arah hulu estuari (Gambar 4.28). Kecepatan penyebaran air tawar (V g ) diberikan oleh Benyamin (1968) :
V g
2h0 h1 h0 h1 h0 (h0 h1 ) VR
h1
g
2
h1 (4.25)
Vt
ho: kedalaman perairan h1: tebal lapisan air tawar
1
h0 2
: Perbedaan densitas air laut dan air tawar Vt : kecepatan arus pasut
Gambar 4.29 Front Estuary (Adaptasi: Yanagi, 1999)
Front estuari terbentuk bila terdapat arus pasut yang menghalangi gerakan air tawar. Bila tidak ada arus pasut maka air tawar akan terus menyebar ke arah laut sehingga ia akan kehilangan ketebalannya dan front estuary tidak terbentuk. Jenis Front diantaranya adalah : 1. Front di Daerah Pantai (Coastal Front) Front Estuari (Estuarine Front) Front Pasut (Tidal Front) Front Thermohalin (Thermohaline Front) 2. Front di Paparan Benua (Continental Shelf Front) Shelf Front Coastal Boundary Current Front 3. Front di Laut Lepas (Open Sea Front) Western Boundary Current Front 102
ARUS DENSITAS
Front Kutub ( Polar Front )
103
BAB V ARUS SEJAJAR PANTAI
5.1
Mekanisme Pembentukan Arus Sejajar Pantai
Arus sejajar pantai ( Longshore Current ) terbentuk oleh gelombang pecah yang membentuk sudut tertentu dengan garis pantai. Arus longshore ini berperan dalam transpor sedimen sepanjang atau sejajar pantai. Mekanisme terbentuknya arus sejajar pantai : 1. Gelombang perairan dalam yang bergerak memasuki perairan pantai akan mengalami refraksi akibat pendangkalan yang mengakibatkan pembelokan arah penjalaran gelombang. 2. Gelombang yang memasuki perairan pantai ini disamping mengalami refraksi juga mengalami efek pendangkalan ( shoaling ) yang mengakibatkan tinggi gelombang bertambah. 3. Di daerah di mana tinggi gelombang mencapai 80 % kedalaman air, gelombang akan pecah. 4. Gelombang pecah dengan sudut tertentu terhadap garis pantai akan menimbulkan fluks momentum yang arahnya tegak lurus dan sejajar pantai. Fluks momentum dalam arah sejajar pantai inilah yang berperan dalam menggerakkan arus sejajar pantai (longshore current ), lihat Gambar 5.1.
Ada tiga gaya yang berperan dalam pembentukan arus longshore ini : 1.
Fluks momentum (stres radiasi) sejajar pantai akibat gelombang pecah yang merupakan gaya pembangkit.
2.
Gesekan dasar, yang berperan dalam mengurangi kecepatan arus (gaya penahan).
3.
Gaya yang berperan dalam pertukaran momentum akibat turbulensi dan arus-arus di surf zone.
104
ARUS SEJAJAR PANTAI
Gambar 5.1 Arus Sejajar Pantai (Sumber: http://www.ucar.edu/)
Bila gelombang datang tegak lurus pantai dan pecah tanpa membentuk sudut dengan garis pantai (atau sudutnya kecil) maka akan terjadi penumpukan massa di pantai yang mengakibatkan muka air di pantai lebih tinggi dari pada muka air di lepas pantai. Dengan adanya slope muka air yang tinggi di pantai daripada di lepas pantai maka akan terbentuk arus kuat yang bergerak ke arah laut (lepas pantai). Arus ini disebut Rip Current . Pembentukan Rip Current ini akan dipercepat bila topografi dasar laut (seperti adanya parit parit ke arah lepas pantai) menunjang pembentukannya ( Gambar 5.2 dan 5.3.).
Gambar 5.2 Rip current dan Longshore current (Sumber: http://www.ucar.edu/)
105
ARUS LAUT
Gambar 5.3 Struktur Rip Current (Sumber: http://www.ucar.edu)
5.2
Stres Radiasi
Kehadiran gelombang akan menghasilkan aliran momentum yang didefinisikan sebagai stres radiasi (Longuet-Higgins & Steward, 1964). Fluks momentum ini terbentuk akibat : 1. Kecepatan partikel air yang ditimbulkan gelombang 2. Pengaruh tekanan
Kontributor 1 : kecepatan partikel air
Momentum persatuan volume akibat kecepatan partikel air adalah ρu. Fluks momentum melalui suatu bidang vertikal yang tegak lurus arah 2 penjalaran gelombang (sumbu s) adalah ρu.u = ρu Jadi fluks momentum total dalam arah s akibat kecepatan partikel air yang timbul akibat gelombang :
106
ARUS SEJAJAR PANTAI
D : kedalaman air
: elevasi muka air
Gambar 5.4 Penampang muka air (Adaptasi: Fredsoe, 1993) D
dan
Im
u dz 2
(5.1)
0
Karena kecepatan partikel air dalam arah tegak lurus penjalaran gelombang ( s) sama dengan nol (v = 0) maka tidak ada fluks momentum dalam arah tegak lurus gelombang (arah n)
Kontributor 2 : Tekanan
Fluks momentum akibat tekanan diberikan oleh : D
I p pdz
(5.2)
0
Ini berlaku untuk setiap potongan vertikal (arah s atau arah n). Stres radiasi didefinisikan sebagai perata-rataan terhadap waktu dari fluks momentum total akibat gelombang dikurangi fluks rata-rata tanpa adanya gelombang. Stres radiasi dalam arah penjalaran selombang ( s) yaitu S ss dinyatakan sebagai : D
S ss
D
( p u )dz 2
0
p0dz
(5.3)
0
po : tekanan hidrostatik Stres radiasi dalam arah tegak lurus penjalaran gelombang : D
S nn
0
D
pdz
p0dz
(5.4)
0
Tanda “bar” menyatakan perata-rataan terhadap waktu. 107
ARUS LAUT
Integral dari persamaan (5.3) dan (5.4) dilakukan dengan memasukkan nilai (rumusan) u dan p yang diperoleh dari teori gelombang linier (gelombang Airy). Dengan mengabaikan suku orde ketiga dan suku-suku orde yang lebih tinggi integrasi persamaan (5.3) dan (5.4) menghasilkan stres radiasi dalam arah penjalaran gelombang (S ss) (Fredse, 1993): 1
S ss
16
gH 2 1
1 E (1 G ) sinh 2kD 2 2kD
(5.5)
di mana, E = energi gelombang =
1 8
gH 2
sinh 2 kD 2kD
G 1
(5.6)
Dari persamaan (5.4) dapat ditentukan stres radiasi dalam arah normal terhadap penjalaran gelombang (Freds e, 1993) : S nn
1
16
gH 2
2kD sinh kD
1
2
EG
Bila stres radiasi ditulis dalam bentuk tensor diperoleh :
S ss
S
Sns
1 (1 G ) 0 E S nn 2 0 G S sn
(5.7)
dalam sistem koordinat x, y yang tidak berimpit dengan sistem koordinat s, n maka stres radiasi dinyatakan oleh (Freds e, 1993), lihat Gambar 5.5
S S S
ss
S sn
ns
S nn
1 (1 G) cos 2 G (1 G) sin cos E 2 2 (1 G) sin cos (1 G) sin G
S xx = (1 G ) cos
2
G
S xy = (1 G) sin cos
S yx = (1 G) sin cos 2 S yy = (1 G) sin G
108
(5.8)
ARUS SEJAJAR PANTAI
Gambar 5.5 Orientasi sistem koordinat x, y terhadap sistem koordinat s, n
S xx
: stres radiasi yang bekerja pada bidang tegak lurus x dalam arah x
S yy
: stres radiasi yang bekerja pada bidang tegak lurus y dalam arah y
S zz
: stres radiasi yang bekerja pada bidang tegak lurus z dalam arah z
Tinjau S xx S xx = (1 G ) cos
2
G
Sxx dapat ditulis sebagai : S xx
2 Fm cos F p
(5.9)
Di mana, F m : bagian momentum dari stres radiasi. F p : bagian dari tekanan dari stres radiasi
: sudut antara pantai dan puncak gelombang Tinjau S xy S xy = (1 G) sin cos
S xy dapat ditulis sebagai :
S xy
F m sin cos
(5.10)
109
ARUS LAUT
Dengan cara yang sama diperoleh : S yy
S yx
1 G sin
Fm sin 2 F p
1 G sin cos
2
G
F m sin cos
(5.11)
(5.12)
Berikut ini kita akan menggunakan stres radiasi ini untuk menghitung kecepatan arus sejajar pantai. Tinjau suatu pantai sederhana dengan garis pantai yang lurus dan medan gelombang adalah uniform (Gambar 5.6 dan 5.7).
x
dy Gelombang datang
dx
x
Gambar 5.6 Sistem koordinat dan volume kontrol (atas); Keseimbangan gaya diantara gradien stres radiasi dan stres shear dasar (bawah) (Adaptasi: Fredsoe, 1993)
110
ARUS SEJAJAR PANTAI Pantai
Sxy y
Syx
Sxx
x
Syy
Gambar 5.7 Permukaan kontrol (control surface)
5.3
Gaya-gaya yang Berperan dalam Pembentukan Arus Sejajar Pantai
Berikut akan kita tinjau kesetimbangan gaya-gaya dalam arah normal dan sejajar pantai a. Gaya-gaya yang ditimbulkan oleh gelombang
Normal terhadap pantai S xx
2
Fm cos F p
Sejajar pantai S xy F m sin cos
Gaya-gaya yang bekerja pada permukaan kontrol :
Normal terhadap pantai dS xx dS xx S S dx dy dxdy xx xx dx dx
Sejajar pantai dS xy dS xy S S dx dy dxdy xy xy dx dx
(5.13)
(5.14)
111
ARUS LAUT
b. Gradien tekanan
Gelombang pecah di lepas pantai akan menimbulkan wave set-down (muka air yang turun ) di daerah gelombang pecah dan wave set-up berupa naiknya permukaan air terhadap permukaan air yang diam di pantai (gambar 5.8).
Gambar 5.8 wave set-up dan set down (Adaptasi: Fredsoe, 1993)
Karena kondisi gelombang yang uniform slope muka laut hanya ada dalam arah x saja. Jadi gaya gradien tekanan hanya ada dalam arah normal terhadap pantai. Gaya gradien tekanan dalam arah normal terhadap pantai dinyat akan sebagai (Fredse, 1993) : P x
gD
d D dx
dxdy
(5.15)
Dimana : D D D0
,
D0 :
kedalaman permukaan yang diam (Gambar 5.9) Permukaan air saat ini
h
Do
Permukaan air rata - rata Permukaan air tetap (still water level)
D
Gambar 5.9 Hubungan antara kedalaman muka air rata-rata (Adaptasi: Fredsoe, 1993)
112
ARUS SEJAJAR PANTAI
c. Stres dasar
Gaya gesekan dasar di permukaan kontrol diberikan oleh :
y
b dxdy
(5.16)
τb : stres gesekan dasar Tanda negatif karena ia berlawanan dengan arah arus sejajar panta i. d. Pertukaran momentum
Pertukaran momentum di daerah surfzone tidak hanya diakibatkan oleh turbulen akibat gelombang pecah tetapi juga oleh gerakan-gerakan air di daerah surfzone. Pertukaran momentum umumnya dinyatakan sebagai perkalian gradien kecepatan dan koefisien pertukaran momentum. M xy ED
dV y
(5.17)
dx
tanda negatif diambil karena E :
dV y dx
0
koefisien pertukaran momentum
V y : kecepatan arus sejajar pantai yang dirata-ratakan terhadap kedalaman. Gaya pada permukaan kontrol diberikan oleh :
dM xy dx
dxdy
dVy ED dxdy dx dx d
(5.18)
Kesetimbangan gaya-gaya di atas adalah : dalam arah x : dS xx
dx
dxdy gD
d D dx
dxdy 0
atau : dS xx dx
gD
d D dx
(5.19)
Ini adalah persamaan wave set up. Dalam arah y :
dS xy dx
dxdy b dxdy
d
dVy ED dxdy 0 dx dx
(5.20)
113
ARUS LAUT
atau
dS xy dx
b
d
dVy
dx
dx
ED
0
Persamaan (5.20) ini adalah persamaan menunjukkan kesetimbangan gaya-gaya :
arus
sejajar
pantai
yang
Gaya pembangkit + gaya penahan + gaya pendistribusian = 0
Akibat gel pecah
Akibat gesekan dasar
Pertukaran momentum akibat gelombang pecah dan gerakan air lainnya
Secara ringkas dari persamaan (5.20) kita lihat bahwa arus sejajar pantai terbentuk oleh gelombang pecah yang membentuk sudut dengan garis pantai. Geolmbang pecah ini berperan dalam menggerakkan arus sejajar pantai dan mendistribusikan momentum di daerah surfzone (arah x). Gerakan arus sjajar pantai ini mengalami perlambatan akibat gesekan dasar.
5.4
Model Analitik Arus Sejajar Pantai
Dasar teori model analitik arus sejajar pantai adalah persamaan (5.20). Tinggi gelombang pecah dinyatakan sebagai : H K
KD
0,8
Kita ingin mencari besarnya gaya pembangkit :
S xy
dS xy dx
F m sin cos
= 1 E (1 G) sin cos 2
E : energi gelombang =
1 8
G:
114
2kD sinh 2kD
; shallow
gH 2
water : kD <<
sinh2kD
≈ 2 kD
ARUS SEJAJAR PANTAI
(1 G) 1 S xy
1 8
2kD
2kD
2
gH 2 sin cos
atau S xy
1
8
gH 2 c cos
sin
c
Di perairan dangkal C g
1 8
C
gH 2C
S xy
1
8
gH 2C g : fluks energi gelombang
sin
E fx
C
(5.21)
di mana : E fx : fluks energi gelombang dalam arah x 1
8
gH 2C cos
(5.22)
Arah penjalaran gelombang dinyatakan oleh refraksi gelombang yang mengikuti hukum Snell. sin konstan C sin C
sin 0 C 0
Indeks nol menyatakan perairan dalam. Dari persamaan (5.21) dapat kita lihat bahwa gradien ( shear ) dari stres radiasi dalam arah x berubah (bervariasi) dengan perubahan fluks energi dalam arah x.
dS xy dx dS xy dx
D
dE fx
sin
dx
C
(5.23)
sin
C
di mana: D
: disipasi energi akibat gelombang pecah. 115
ARUS LAUT
Dari persamaan (5.23) dapat dilihat bahwa gaya pendorong (pembangkit) dS xy dx
sama dengan nol bila disipasi energi gelombang ( D ) sama dengan nol.
Jadi, bila gelombang tidak pecah, tidak ada gaya pembangkit arus sejajar pantai sehingga tidak ada arus sejajar pantai. Persamaan (5.23) ini menunjukkan bahwa arus longshore terbentuk akibat gelombang pecah (dengan sudut tertentu terhadap garis pantai). Gaya pembangkit arus sejajar pantai
dS xy dx
dapat ditentukan dengan
menggunakan parameter gelombang linier. -
dS xy
H C
2
d
dx
gH
dx
C cos
8
sin
C
KD
gD
dS xy
dx
g 5 8
2
K 2 D gD
dD sin cos dx C
Dengan menggunakan (5.22) dan cos 1 karena di surfzone << 1
5 16
3
K
2
D ( gD ) 2
dD sin 0 dx
C 0
(5.24)
Stres gesekan dasar ditaksir dengan menggunakan hukum gesekan dasar (tahanan kuadratik) b Cr V | V |
(5.25)
Cr : konstanta Komponen vektor kecepatan dalam arah x dan y diberikan oleh : U im cos cos t V
V y
U im sin cos t
Uim
: amplitudo kecepatan orbital partikel air dekat dasar
Vy
: kecepatan arus sejajar pantai.
Stres dasar dalam arah x yang dirata-ratakan terhadap waktu dengan << 1 diberikan oleh : 116
ARUS SEJAJAR PANTAI
b
V y2
CrVy
(5.26)
2 2 U im cos t
Tanda “bar” menyatakan perata-rataan terhadap waktu . Dengan menganggap V y << Uim b
2
CrVyU im
cos t
1
T
T
b
cos tdt
0
2
4
T
2
T
2 CrV yU im
Shallow water : b
T
4
=
(5.27)
2
U im
1
C
2
CrV y
H D
(5.28)
1 H C 2 D
= 1 Cr gDKVy
(5.29)
Bila pertukaran momentum diabaikan, arus sejajar pantai diperhitungkan dari kesetimbangan antara gaya-gaya pembangkit dan gaya gesekan dasar (gaya penahan).
5 16
3 2
P K ( gD) 2
dD sin 0 dx
C 0
1
Cr
gDKV y = 0
(5.30)
atau V y
5 K sin 0 gD tan 16 C r C 0
tanβ = slope dasar pantai =
(5.31)
dD dx
Distribusi kecepatan arus sejajar pantai di perairan pantai dengan slope dasar yang konstan diperlihatkan Gambar 5.10 :
117
ARUS LAUT
Vy Xbo 0
Xb
X1
0
1
Gambar 5.10 Distribusi kecepatan arus sejajar pantai yang mengabaikan pertukaran momentum
Dari gambar dapat kita lihat bahwa distribusi arus berbentuk segitiga. Tidak ada arus di luar daerah gelombang pecah. Di sini dapat kita lihat bagaimana peran pertukaran momentum dalam mendistribusikan momentum keluar daerah gelombang pecah ke arah lepas pantai. Sehingga kecepatan arus sejajar pantai masih ada di luar daerah gelombang pecah. Kecepatan arus sejajar pantai di daerah gelombang pecah (breaker zone) di mana kedalaman adalah Db dapat dihitung tanpa pertukaran momentum. Vbo
5 16
K gDb Cr
tan
sin 0
C 0
(5.32)
Gaya yang berperan dalam pertukaran momentum : d
dV y
dx
dx
ED
E : koefisien pertukaran momentum E ditaksir sebagai perkalian skala panjang dengan skala kecepatan. Skala panjang diambil sebanding dengan jarak dari pantai (atau kedalaman air lokal). Skala kecepatan diambil sebanding dengan kecepatan fasa gelombang. C
118
gD
ARUS SEJAJAR PANTAI
Jadi koefisien pertukaran momentum :
E
K e | x | gD
(5.33a)
di mana, K e
: konstanta
|x|
: skala panjang : skala kecepatan
gD
dengan mengambil E Ke
x
D
D
tan
diperoleh (5.33b)
gD
tan
Dengan menggunakan koefisien pertukaran momentum ini kesetimbangan gaya-gaya dalam arah y (sejajar pantai) yang dinyatakan oleh persamaan (5.20), menjadi : 5 16
3 2
2
K ( gD) tan
sin 0
d
D2
dx
tan
Cr gDKV y
C0
K e
gD
dV y
0
dx
Atau : 5 16
3 2
2
K ( gD) tan
Dengan
sin 0 C0
mengintrodusir
d
D
yang
tidak
Cr gDKVy
kecepatan
dV y gD Ke dx tan dx 2
berdimensi
(5.34)
V 1
V y V ob
,
persamaan (5.34) dapat ditulis sebagai : D
DbV1
5 2
K e Db K Cr
D
dV1 dx
K e Db D
2
2
d V1
KCr tan dx
2
(5.35)
Dan dengan mengintrodusir koordinat t ak berdimensi X 1
D
Db
x
X b
dan dengan menyatakan : P
K e tan KC r
119
ARUS LAUT
P = parameter percampuran lateral Persamaan (5.35) menjadi : V1
5 2
PX1
dV1
PX
dx1
2
d 2V1
1
2
dx1
X
(5.36)
1
Persamaan (5.36) berlaku di surfzone. Di luar surfzone gaya pembangkit sama dengan nol dan suku ruas kanan persamaan (5.36) sama dengan nol untuk X 1 > 1 ( di luar surfzone). Persamaan (3.26) adalah persamaan differensial yang tidak homogen yang mempunyai solusi khusus dan solusi homogen. Solusi khusus : V1
1
AX 1
1
5 P
X1
(5.37)
P
(5.38)
2
Solusi homogen : P1
V1 C1 X 1
C2 X 2 2
C1 dan C2 adalah konstanta sembarang P 1 dan P 2 diberikan oleh : P1 , P 2
3
9
4
16
1
(5.39)
P
Kecepatan arus sejajar pantai di daerah surfzone dan di luar surfzone diberikan oleh : P1
AX 1 C1 X 1
C2 X 1
P 2
0≤X1<1
( surfzone)
V 1 =
(5.40) P
C3 X1 1
P
C4 X 1 2
1≤ X1
(di luar surfzone)
Konstanta C 1 , C 2 , C 3 dan C 4 diperoleh dengan cara mensyaratkan bahwa V 1 terletak pada 0 ≤ X 1 < ~ dan V 1 dan gelombang pecah). 120
dV 1 dx1
kontinu di X 1 = 1 (daerah
ARUS SEJAJAR PANTAI
Nilai C 1 , C 2 , C 3 dan C 4 diberikan oleh : C1 A C 2
0
C 3
0
C4
A
P 2 1 P1 P 2 (5.41)
P 1 1 P1 P 2
Profil kecepatan oleh berbagai harga P diperlihatkan oleh Gambar 5.11 : V1
X1
Gambar 5.11 Profil kecepatan arus sejajar pantai untuk berbagai harga (Adaptasi: Fredsoe, 1993)
V 1
V y V ob
sebagai fungsi dari
diberikan oleh
P
X 1
x
xb
dan parameter percampuran lateral P
K e tan K
C r
Dari Gambar 5.11 dapat kita lihat peranan parameter P dalam mempertukarkan momentum sehingga kecepatan arus sejajar pantai masih terbentuk di luar daerah gelombang pecah. Bila percampuran lateral tidak ada ( P = 0) profil kecepatan arus sejajar pantai berbentuk segitiga. Dengan tidak adanya percampuran lateral tidak dimungkinkan adanya kecepatan arus sejajar pantai di luar daerah gelombang pecah. Kondisi umum distribusi kecepatan arus sejajar pantai adalah mencapai maksimum di dekat gelombang pecah (ke arah gelombang 121
ARUS LAUT
pecah) dan berkurang menuju nol ke arah pantai dan lepas pantai panta i (di luar surfzone). surfzone). Bila percampuran lateral diabaikan kecepatan maksimum terjadi di daerah gelombang pecah. Model analitik arus sejajar pantai oleh Longuet-Higgins ini merupakan terobosan besar dalam bidang oseanografi pantai dalam memahami mekanisme terbentuknya arus longshore. longshore.
5.5
Model Empiris Arus Sejajar Pantai
Di samping model analitik ini beberapa rumus empiris telah dikembangkan untuk menghitung kecepatan arus sejajar pantai berdasarkan data lapangan, di antaranya : Modifikasi formula Longuet-Higgins (SPM,1984) : 3
V
20, 7m( gH b ) 2 si sin 2 b
m : slope : slope dasar dasar perairan H b : tinggi gelombang pecah α b : sudut datang gelombang ge lombang pecah Putman, et al (1949): Vm
0, 58 gH b sin 2 b
Komar dan Ehman (1970) : Vm
0, 49 gH s sin 2 b
Hs : tinggi gelombang signifikan gelombang pecah Vm : kecepatan arus longshore di tengah-tengah surfzone Kecepatan arus longshore lebih longshore lebih sensitif terhadap perubahan arah datangnya gelombang (α ( αb) daripada perubahan tinggi gelombang ( H ( H b). Tetapi volume aliran (transpor volume air) lebih sensitif terhadap perubahan tinggi gelombang daripada perubahan sudut datang gelombang (transpor volume ~ H 2).
122
BAB VI ARUS PASUT Arus pasut adalah pergerakkan massa air laut secara horisontal yang dihubungkan dengan naik turunnya permukaan air laut akibat gaya tarik benda-benda angkasa angkasa terutama bulan dan matahari. Arus Pasang Surut yang disebabkan oleh adanya fenomena pasang surut air laut berubah arahnya secara periodik. Pada waktu pasang di suatu perairan teluk misalnya arus laut akan bergerak memasuki teluk sebaliknya arus bergerak dalam arah yang berlawanan (keluar teluk) pada saat surut. Apabila suatu daerah memiliki tipe pasut harian tunggal maka kecenderungan arus pasut yang terjadi adalah harian tunggal t unggal yang berarti dalam satu hari terjadi t erjadi perubahan arus satu kali, sedangkan seda ngkan untuk wilayah yang ya ng memilki tipe pasut harian ganda maka arus pasutnya akan mengalami dua kali perubahan arah arus dalam satu hari. Sedangkan untuk pasut campuran arahnya akan mengalami perubahan dalam interval sekali sampai dua kali sehari. Besarnya kecepatan arus pasang surut yang akan terjadi akan sangat bergantung pada pasang surut. Pada saat elevasi pasut mencapai titik tertinggi (maksimum) dan terendah (minimum) maka laju arus akan sama dengan nol. Laju arus maksimum terjadi pada saat elevasinya sama dengan nol. Arus pasut akan mengalami perubahan arah setelah elevasi pasut mencapai minimum atau maksimum. Karena arus pasut bersifat periodik per iodik maka maka kejadiannya dapat diramalkan.
6.1
Gerakan Arus Pasut
Gerakan arus pasut ada tiga tipe, yaitu gerak rotasi dan gerak yang berubah arah (bolak-balik) , dan tipe hidrolik . Dilaut lepas, gerak arus pasut adalah gerak rotasi yang berbentuk elips dimana arah rotasi adalah searah dengan putaran jarum jam di BBU dan berlawanan arah dengan jarum jam di BBS. Arus pasut bergerak secara kontinu dengan arah yang terus berubah mengikuti arah yang searah sear ah atau berlawanan dengan de ngan putaran putar an jarum jam dalam satu periode pasut. Dilepas pantai, rotasi arus pasut tipe semidiurnal melengkapi satu siklusnya dalam waktu 12 jam 25 menit. Akibat pengaruh deklinasi bulan, terjadi ketidaksamaan harian pada pasut dan arus pasutnya. Jika ketidaksamaan ini ini 123
ARUS LAUT
cukup besar maka vektor arus akan memperlihatkan dua elips dengan ukuran yang berbeda selama periode 24 jam 50 menit. Ketidaksamaan harian terjadi pada tropic tide dimana deklinasi bulan adalah maksimal yaitu 28 derajat terhadap ekuator. Sedangkan pada equatorial tide dimana bulan tepat berada diatas ekuator bumi, ketidaksamaan harian dari arus tidak terjadi. Di sungai, estuari dan teluk gerakan arus pasut adalah bolak balik, dimana pada masing-masing kondisi pasut pola arus pasutnya sebagai berikut : a. Pada saat pasang Muka air dilaut lebih tinggi dari pada di estuari (teluk), akibatnya arus pasut bergerak memasuki estuari (teluk), kondisi ini disebut dengan flood . b. Pada saat surut Muka air dilaut lebih rendah dari pada diestuari (teluk), sehingga arus pasut keluar estuari (teluk) menuju laut, kondisi ini disebut dengan ebb. Sewaktu akan terjadi perubahan arah arus terdapat suatu periode yang pendek dimana kecepatan arus adalah kecil atau nol, kondisi ini disebut dengan slack water . Kecepatan arus maksimum pada saat pasang disebut dengan flood strength dan kecepatan maksimum pada saat surut disebut ebb strength. Flood strength dan ebb strength ini terjadi diantara dua slack water (Gambar 6.1).
Gambar 6.1 Flood Strength dan Ebb Strength
Di selat yang menghubungkan dua perairan yang dipengaruhi pasut secara independen, tipe arus pasutnya adalah tipe hidrolik. Umumnya tinggi dan fasa pasut di kedua ujung selat adalah tidak sama. Beda fasa di kedua ujung
124
SIRKULASI ARUS GLOBAL
selat menyebabkan arus pasut yang berasal dari dua perairan yang dihubungkan oleh selat tersebut bertemu di dalam selat. Umumnya amplitudo arus pasut sesuai dengan range dari pasut. Pada saat spring tide (pasang purnama) dan pada saat bulan paling dekat dengan bumi (moon’s perigee) terjadi arus yang kuat, sementara pada saat neap tide dan pada saat bulan yang paling jauh dengan bumi (moon’s apogee) terjadi arus yang lemah.
6.2 6.2.1
Arus Pasut di Estuari Ketidaksimetrian dan Perbedaan Fasa
Karena pengaruh gesekan dasar dan debit sungai kurva pasut di estuari tidak lagi simetri seperti halnya di laut lepas, ebb lebih lama daripada flood . Kecepatan penjalaran pasut kedalam estuari bergantung pada kedalaman air. Jadi puncak gelombang (air tinggi) akan bergerak lebih cepat dari pada lembah gelombang (air rendah). Gelombang pasut bergerak lebih cepat saat pasang dari pada saat surut. Akibatnya terjadi ketidaksimetrian kurva pasut dimana interval diantara air tinggi (high water ) dan air rendah (low water ) berikutnya lebih lama dari pada interval antara air rendah dan air t inggi berikutnya. Surut atau ebb lebih lama dari pada pasang atau flood . Debit sungai berperan dalam memperlambat (memperlama) surut dan mempercepat pasang. Semakain masuk kearah hulu kurva pasut semakin tidak simetri ( Gambar 6.2).
Gambar 6.2 Kurva pasut di Estuari Sungai Hudson (kiri), New York(Sumber: Park,2005) ); Kurva Pasut pada saat spring di Sungai Hooghly, India (kanan) (Sumber: Van Rijn, 1990)
Pengaruh gesekan dan debit sungai mengakibatkan perbedaan fasa antara pasut horisontal (arus pasut) dan pasut vertikal (naik turunnya muka air). 125
ARUS LAUT
Arus pasut berubah arah lebih cepat (lebih dahulu) dari pada perubahan elevasi muka air (pasut). Di estuari Western Scheldt, Netherlands, perbedaan fasa ini 3 jam. (Gambar 6.3)
Gambar 6.3 Kurva Perbedaan fasa diantara arus pasut dan elevasi muka air (Sumber: Van Rijn, 1990)
Efek gesekan dasar ini juga mengakibatkan perbedaan fasa arus dekat dasar dan arus dekat permukaan. Arus dekat dasar lebih dahulu berubah arah dari pada arus dekat permukaan terut ama pada low water slack ketika air dangkal dan efek gesekan paling besar ( Gambar 6.4).
Gambar 6.4 Perbedaan fasa diantara arus dekat dasar (Sumber: Van Rijn, 1990)
126
SIRKULASI ARUS GLOBAL
Dari Gambar 6.4 dapat kita lihat bahwa pada saat surut (ebb tide) (jam 8 sampai dengan jam 11) aliran bergerak ke arah laut, kecepatan dekat dasar lebih kecil dari pada kecepatan dekat permukaan. Pada saat pasang ( flood tide) (jam 11,5), di dekat permukaan aliran masih ke arah muara sementara di dekat dasar aliran sudah bergerak ke arah hulu. Fakta ini menunjukkan arus dekat dasar berubah arah lebih cepat dari pada arus dekat permukaan.Bagaimana pengaruh gesekan dasar dapat mempercepat perubahan arah arus dekat dasar dibandingkan dengan arus dekat permukaan? Hal ini dapat dijelaskan sebagai berikut. Karena pengaruh gesekan arus dekat dasar lebih kecil dibandingkan arus dekat permukaan. Gradien tekanan horisontal akibat perbedaan elevasi antara laut dan daerah hulu konstan dari permukaan sampai dengan
x
dasar. Akibatnya momentum horisontal kearah laut yang lemah di dekat dasar lebih dahulu dikalahkan oleh gradien tekanan dari pada momentum horisontal yang lebih besar didekat permukaan sehingga arus dekat dasar berubah arah kearah hulu. Jadi perubahan arah arus yang lebih awal dekat dasar ini dimungkinkan karena kecepatan arus dekat dasar lemah sehingga momentum aliran ke arah muara lemah sementara gradien tekanan ke arah hulu cukup besar (muka air di laut lebih tinggi daripada di hulu) sehingga memaksa arus dekat dasar bergerak ke arah hulu. Di dekat permukaan, momentum aliran ke arah muara masih lebih kuat daripada gradien tekanan ke arah hulu sehingga aliran dekat permukaan masih bergerak ke arah muara. Pada jam 12 arus dekat permukaan mulai bergerak ke arah hulu (seluruh kolom air bergerak kearah hulu). Jadi arus dekat dasar berubah arah ½ jam lebih awal daripada arus dekat permukaan.
6.2.2
1.
Variasi Arus Pasut di Estuari
Variasi dalam arah melintang Arus pasut bervariasi dalam arah melintang estuari. Kecepatan arus umumnya lebih besar dibagian tengah daripada bagian tep i tetapi untuk estuaries yang berbelok-belok maka arus kuat terjadi dekat tepi yang cembung dan tepi yang cekung ( Gambar 6.5). Secara rata-rata arus pasut berubah arah lebih cepat di daerah tepi estuari daripada dibagian tengahnya, dimana kecepatan arus lebih besar. Perbedaan ½ jam sampai dengan 1 jam umum dijumpai. Perbedaan waktu ini bisa berubah oleh efek arus non pasut. 127
ARUS LAUT
Gambar 6.5 Variasi Kecepatan arus pasut dalam arah melintang
2.
Variasi dalam arah vertikal Kecepatan arus dekat dasar lebih kecil daripada kecepatan arus dekat permukaan dan flood biasanya terjadi lebih awal di dekat dasar dibandingkan di dekat permukaan. Perbedaannya bisa mencapai 1 – 2 jam atau lebih kecil lagi, hal ini tergantung pada :
6.3
Estuari Lokasi di estuari Debit sungai
Hubungan Antara waktu Arus Pasut dan waktu Pasut
Di banyak tempat dimana arus pasut dan pasutnya keduanya semidiurnal terdapat hubungan yang jelas antara waktu arus pasut dan waktu air tinggi dan rendah. Di lokasi-lokasi dimana terdapat ketidaksamaan yang besar antara pasut dengan arus pasutnya atau bila tipe arus pasutnya berbeda dengan tipe pasutnya, maka hubungan antra waktu arus pasut dan waktu pasut tidak konstan. Untuk kasus seperti ini berbahaya untuk meramalkan waktu arus pasut dari waktu pasutnya. Secara umum, slack water terjadi pada HW dan LW dan arus maksimum terjadi pada saat pasang dan surut, tetapi hal ini tidak terjadi di setiap tempat. Arus pasut yang mencapai maksimum dalam interval waktu antara LW dan HW disebut flood current . Sedangkan arus pasut mencapai maksimum dalam interval waktu HW dan LW disebut ebb current . Lihat Gambar 6.3.
6.4
Efek Arus Non Pasut
Arus non pasut tidak merubah pola arus pasut . Pola arus berbentuk ellips dan arus bolak-balik masih tetap terlihat walaupun dipengaruhi oleh arus non pasutnya. Tetapi arus non pasut merubah kecepatan arus pasut . Bila arus 128
SIRKULASI ARUS GLOBAL
non pasut searah dengan arus pasutnya maka kecepatan arus akan bertambah sesuai dengan kekuatan arus non pasutnya. Sebaliknya bila arus non pasut berlawanan dengan arus pasut maka kecepatan arus pasutnya berkurang sesuai dengan kekuatan arus non pasutnya. Efek arus non-pasut : 1. Tidak merubah pola arus bentuk elips (open ocean) atau arus bolak-balik di estuari atau selat tidak berubah 2. Merubah kecepatan arus pasut. Bila arus non-pasut searah dengan arus pasut, arus pasutnya dipercepat. Bila arus non-pasut berlawanan arah dengan arus pasut, arus pasutnya diperlambat. Arus non-pasut tidak merubah pola arus pasut tapi merubah kecepatan arus pasut.
6.5 6.5.1
Dinamika Pasut dan Arus Pasut Persamaan Hidrodinamika
Dinamika pasut dan arus pasut dapat dipelajari dari persamaan hidrodinamika 2D atau 3D. Berikut ini kita hanya membahas persamaan hidrodinamika 2D. Persamaan hidrodinamika 2D yang dirata-ratakan terhadap kedalaman tanpa memperhatikan gaya pembangkit pasut yang langsung, diberikan oleh: Persamaan gerak :
bx f v g sx x (h )
(6.1)
sy by f v g y (h )
(6.2)
h v 0 h u t x y
(6.3)
u t v t
u
u
u x v x
v
v
u y v y
Persamaan kontinuitas :
Dimana: u
1
udz
h h
129
ARUS LAUT
v
1
vz
h h
sx sy adalah
stres gesekan di permukaan (gesekan angin) dalam arah x dan y
bx , by adalah
stres gesekan dasar dalam arah x dan y
,
Persamaan (6.1), (6.2), dan (6.3) adalah persamaan yang menyatakan gerak arus di sutau perairan yang dipengaruhi oleh angin dan pasut. Dalam mempelajari arus pasut kita dapat mengabaikan gesekan angin dan sy . sx
Gerak arus pasut hanya dipengaruhi oleh gesekan dasar. Gesekan dasar dapat dihitung dari hubungan : bx
k U b u b
by
k U b vb
ˆ
(6.4)
ˆ
2
2
Dimana U b ub vb adalah magnitudo kecepatan di dasar dan k adalah ˆ
koefisien gesekan dasar yang besarnya 0.002. U b diukur ˆ
diketinggian referensi standar biasanya 1 m diatas dasar perairan.
Persamaan (6.1) dan (6.2) adalah persamaan yang non linier karena mengandung suku-suku non linier : 1. suku konvektif
u
2. suku gesekan dasar
v x
,
v
v y
k ub ub
Persamaan (6.1) dan (6.2) dapat dilinearkan dengan mengabaikan suku-suku konvektif dan melinierkan suku gesekan dasar. bx K u b by K v b
(6.5)
Dimana : K
Ak ub
A = faktor satuan pengatur Karena elevasi muka air jauh lebih kecil daripada kedalaman air (h) maka diabaikan terhadap h 130
SIRKULASI ARUS GLOBAL
h
(h ) h
Persamaan hidrodinamika 2D yang dirata-ratakan terhadap kedalaman dan dilinierkan dinyatakan oleh: Persamaan gerak : u
Ku
(6.6)
(6.7)
(hu ) ( hv) x y t
(6.8)
t
v t
f
v g
f u g
x
y
h
Kv h
Persamaan kontinuitas :
6.5.2
Gelombang Pasut Menyusur Pantai – Gelombang Kelvin
Gelombang pasut yang memasuki ke perairan pantai dan bergerak menyusur pantai akan mengalami perubahan amplitudo yang berkurang secara eksponensial ke arah lepas pantai. Gelombang pasut bergerak sedemikian rupa sehingga di BBU pantai berada di sebelah kanannya dan di BBS di sebelah kirinya. Gelombang pasut yang bergerak menyusur pantai (Gambar 6.6) :
Amplitudonya berkurang secara eksponensial ke arah lepas pantai Di BBU pantai (boundary) selalu di sebelah kanannya dan di BBS di sebelah kirinya.
Gelombang pasut yang bergerak menyusur pantai dengan karakteristik yang tersebut diatas disebut gelombang kelvin. 1 x amplitudo di pantai pada suatu jarak R e dari pantai, R disebut jari-jari deformasi Rossby.
Amplitudo gelombang menjadi
R
gh
c
f
f
Jari-jari deformasi Rossby menyatakan dimensi minimum dari suatu perairan yang dapat merasakan efek Coriolis. 131
ARUS LAUT
Dimensi perairan
R maka
Dimensi perairan
R
coriolis tidak dapat diabaikan
maka coriolis dapat diabaikan
Gambar 6.6 Arah Penjalaran gelombang dan variasi amplitudo ke arah lepas pantai
Persamaan Gelombang Kelvin : Persamaan hidrodinamika gelombang pasut (gelombang panjang) di suatu perairan dengan kedalaman yang uniform (konstan dalam ruang) dan tanpa gesekan diberikan oleh : u t v t
fv g
fu g
x y
(6.9)
(6.10)
u v x y t
h
(6.11)
u dan v konstan terhadap kedalaman Persamaan (6.9) – (6.11) ini diperoleh dari persamaan (6.6) – (6.9) dengan mengambil h kostan dan mengabaikan gesekan. Karena kita mempelajari gelombang yang bergerak menyusur pantai maka pada hakekatnya kita mempelajari gerak gelombang suatu dimensi. Tinjau kasus gelombang pasut bergerak menyusuri pantai yang membentang dalam arah barat-timur (arah x) Disini kita meninjau gelombang pasut yang bergerak dalam arah x saja, v=0 132
SIRKULASI ARUS GLOBAL
Dengan mengambil v = 0 maka persamaan (6.9), (6.10), dan (6.11) menjadi
u g t x fu
g
u
h
x
y
(6.12)
t
(6.13)
(6.14)
Eliminasi u dari persamaan (6.12) dan (6.14): turunkan persamaan (6.12) terhadap x dan persamaan (6.14) terhadap t dan kurangkan
2u 2 g 2 xt t 2
u
xt
1
2
2
h t
g 0 x h t 2
1
2
2
2
2
t
2
gh
2
x
2
2 2 2 c 0 t 2 x 2
Dimana c
(6.15a)
gh yang merupakan kecepatan fasa gelombang panjang.
Dengan cara yang sama kita dapat mengeliminasi dan (6.14) dan diperoleh : 2 2u 2 u c 0 t 2 x 2
dari
persamaan (6.12)
(6.15b)
Kemudian eliminasi dari persamaan (6.12) dan (6.13), diperoleh :
2u u f 0 t y x
(6.15c)
Solusi dari persamaan (6.15b) diberikan oleh : u
( y) F ( x
ct )
(6.16a)
dimana Y ( y) hanya fungsi dari y saja. 133
ARUS LAUT
Dengan mensubtitusikan (6.16a) kedalam (6.15c) kita dapat menentukan Y ( y) sehingga u
c h
Ae fy / c F ( x ct ) , v=0
Ae fy / c F ( x ct )
(6.17a) (6.17b)
A = konstanta Dari persamaan ini kita lihat gelombang pasut yang menyusur pantai (dalam arah x) amplitudonya berkurang secara eksponensial ke arah lepas pantai (arah y) Amplitudo maksimum ada di pantai dan akan berkurang secara eksponensial ke lepas pantai. Pantai selalu berbeda di sebelah kanan penjalaran gelombang (BBU) dan di sebelah kiri di BBS. Untuk kasus gelombang pasut yang menyusur pantai dalam arah utara selatan (arah y) Kecepatan arus pasut dan elevasi gelombang diberikan oleh : v
c Ae h
Ae
fx / c
F ( y ct ), u
fx / c
F ( y ct )
0
(6.18a) (6.18b)
Gambar 6.7 Gelombang Kelvin di BBU (Adaptasi: Van Rijn, 1990)
Disini kita juga melihat bahwa amplitudo gelombang yang bergerak menyusur pantai dalam arah y amplitudonya maksimum di pantai dan berkurang ke lepas pantai (arah x). 134
SIRKULASI ARUS GLOBAL F ( x ct ) atau
misalnya
F ( y ct ) dapat berupa gelombang progresif sederhana,
F ( x ct ) cosk ( x ct )
Representasi skematik dari gelombang Kelvin di BBU diperlihatkan pada Gambar 6.7.
6.6
Resonansi Pasut dan Arus Pasut
Tinjau suatu teluk dengan kedalaman h dan panjang l (Gambar 6.8) Ujung Teluk
l
Teluk
Mulut Teluk
Gambar 6.8 Teluk dengan panjang l dan kedalaman h
Persamaan hidrodinamika gelombang pasut memasuki dinyatakan sebagai persamaan satu dimensi (dalam arah x).
teluk
dapat
Persamaan gerak : u t
g
x
(6.19)
Persamaan kontinuitas :
u h 0 t x
(6.20)
Persamaan (6.19) dan (6.20) diperoleh dari persamaan (6.9)-(6.10) dengan mengambil v=0 dan f =0. Gaya coriolis diabaikan karena kita meninjau teluk yang sempit. Syarat batas u U o sin t
di x = l
(di mulut)
u=0
di x = 0
(di head /ujung)
Dengan
U O adalah
amplitudo arus pasut 135
ARUS LAUT
Solusi persamaan (6.19) dan (6.20) diberikan oleh (Yanagi, 1999) : h cos kx
( x, t ) U 0
g sin kl
cos t
(6.21)
sin kx sin t sin kl
u ( x, t ) U o
(6.22)
Dari persamaan (6.21) dan (6.22) dapat dilihat bahwa elevasi muka air dan kecepatan arus berbeda fasa 90 derajat. Pada saat elevasi mencapai ekstrim kecepatan sama dengan nol dan pada saat elevasi nol kecepatan arus maksimum. Persamaan (6.21) menyatakan persamaan gelombang berdiri ( standing wave) yang terbentuk akibat superposisi dari gelombang pasut yang memasuki teluk dan gelombang pasut yang dipantulkan ke arah laut. Tinggi pasut di head dan di mulut teluk diberikan oleh : x
0
U o
x l U o
h
cos t
g
sin kl
h
cos kl
g
sin kl
di head
(6.23)
di mulut
(6.24)
cos t
Dari kedua persamaan ini dapat dilihat bahwa tinggi ( range) pasut bertambah dari mulut teluk ke ujung teluk (head ). Amplifikasi tinggi pasut (atau perbandingan tinggi pasut di mulut teluk dan tinggi pasut di head adalah :
R
x 0 x l
1 cos kl
(6.25)
Dari persamaan (6.25) dapat dilihat bahwa R menjadi tidak berhingga bila cos kl
0.
Kondisi ini dapat terjadi bila panjang teluk sama dengan
Cos kl = cos
2 L L 4
cos
2 4
cos
2
L
4
0
Amplifikasi (resonansi) terjadi bila panjang teluk l sama dengan seperempat panjang gelombang
136
SIRKULASI ARUS GLOBAL
l=
L
4
Resonansi di suatu teluk dapat terjadi bila periode gelombang pasut atau gelombang panjang lainnya mendekati atau sama dengan periode alami dari teluk. Periode alami dari teluk dapat ditentukan dari hubungan : L
T
C.T L C
T
L C
4l
gh
(6.26)
T adalah periode alami dari teluk. Bila periode gelombang pasut mendekati atau sama dengan T maka terjadi resonansi atau amplifikasi tinggi gelombang.
Gambar 6.9 Resonansi di Bay of Fundy-Kanada (Sumber : http://www.coa.edu)
Efek resonansi gelombang panjang menjadi perhatian yang serius bagi ahli teknik pantai dalam mendesain pelabuhan disamping mengurangi efek aksi gelombang angin (wind waves) dengan menggunakan breakwater . Resonansi di Bay of Fundy (Kanada) mengakibatkan tinggi pasut menjadi 15 m di head teluk (Gambar 6.9). Periode alami Teluk Fundy 12 jam. Resonansi ini juga mengakibatkan amplifikasi arus pasut
137
ARUS LAUT
6.7
Efek Berkurangnya Kedalaman
Perubahan amplitudo gelombang pasut dan kecepatan arus pasut yang terjadi akibat berkurangnya kedalaman dapat dipelajari dengan menganggap fluks energi gelombang pasut adalah konstan selama penjalaran gelombang memasuki perairan pantai. Fluks energi gelombang pasut melalui suatu bidang vertikal tegak lurus arah penjalaran gelombang diberikan oleh : F p '
p u y z '
adalah tekanan dinamik dari gelombang,
p '
g (Gambar 6.10)
u adalah kecepatan partikel air (akibat gelombang) dalam arah x
Gambar 6.10 Tekanan dinamik dari gelombang
Elevasi muka air dan kecepatan partikel air diberikan oleh : u
A cos( kx
t )
U cos(kx
t )
Dimana A= amplitudo gelombang pasut U= amplitudo arus pasut Dengan menggunakan hubungan U
c
h
A
dan c gh 138
(6.27a)
SIRKULASI ARUS GLOBAL
maka amplitudo arus pasut U
g A h
F
p u y z
(6.27b)
'
= g u y z = gA cos(kx t )U cos(kx t ) y z F gAU cos 2 (kx t ) y z
Fluks energi gelombang pasut melalui suatu kolom vertikal dari permukaan sampai dengan dasar persatuan lebar ( y 1) adalah : 0
F gAU cos 2 (kx t )dz h
F gAUh cos 2 (kx t )
Fluks energi rata-rata dalam satu periode gelombang F
1
T
gAUh cos T
2
kx t dt
o
gAUh
1
T
cos T
2
kx t dt
o
= gAUh 1 T T
F
F
F
1 2 1 2
1 2
2
ghAU dengan
ghA
g
3/ 2
g h
menggunakan U
g h
A
A
h1/ 2 A2
(6.28)
Anggapan yang dibuat adalah fluks energi konstan selama penjalaran gelombang pasut memasuki perairan pantai. 139
ARUS LAUT
F 1
F 2
F 3 , dan seterusnya,
kedalaman
indeks 1, 2, 3, ………. mengindikasikan
h1 , h2 , h3 ....
Pada saat gelombang pasut memasuki perairan dangkal dari kedalaman h 1 ke kedalaman h2 kecepatan fasa berkurang menjadi ( Gambar 6.11) : 1/ 2
h c2 2 c1 , h1
(6.29)
kecepatan fasa berkurang dengan berkurangnya kedalaman perairan pantai
Gambar 6.11 Perubahan kecepatan fasa gelombang pasut saat memasuki perairan dangkal
Dari persamaan (6.28) kita dapat menentukan perbandingan amplitudo gelombang di kedalaman h1 dan h2 (h2 < h1) dan dari persamaan (6.27b), (6.29), (6.30a), kita dapat menentukan perbandingan kecepatan arus pasut di daerah yang kedalamannya berubah dari h1 ke h2 (h2 < h1) 1
F 2 F 1
h2 2 A2 1
h1 2 A1
2
1
2
1
A2 A1 u2
h 4 1 h2
u1
u2 u1
U 2
(6.30a)
, dan dari persamaan (6.27a) diperoleh
U 1
c2 A2 h2
.
h1
,
c1 A1
dan dari persamaan (6.29) dan (6.30a) diperoleh 140
SIRKULASI ARUS GLOBAL
u2 u1
h 1 h2
3/ 4
(6.30b)
Dengan h2 < h1 maka A2 > A1 dan u2 > u1 Dari hubungan ini dapat dilihat amplitudo gelombang dan kecepatan arus pasut bertambah besar bila kedalaman berkurang. Perubahan amplitudo gelombang dan kecepatan arus pasut saat memasuki periran pantai diperlihatkan pada Gambar 6.12
Gambar 6.12 Perubahan amplitude gelombang pasut dan kecepatan arus (Adaptasi : Bowden,1983)
6.8
Co-tidal (co-phase) dan Co-Range (Co-Amplitudo)
Dengan menganalisa data elevasi pasut disuatu tempat, kita dapat menetukan amplitudo dan fasa dari bermacam-macam komponen harmonik pasut. Dari data amplitudo dan phase komponen-komponen pasut kita dapat meramalkan pasang surut di tempat tersebut untuk waktu yang berbeda. Kemudian 141
ARUS LAUT
dengan data amplitude dan fasa disuatu tempat yang dapat berfungsi sebagai syarat batas kita dapat memodelkan/mensimulasi amplitudo dan phase di tempat lain sehingga kita bisa menggambarkan kontur co-tidal dan co-range. Co-tidal adalah garis yang menghubungkan titik-titik dengan phasa yang sama dan co-range adalah garis yang menghubungkan titik-titik dengan range/amplitudo yang sama. Titik amphidromik adalah titik elevasi/tinggi pasut sama dengan nol.
Gambar 6.13 Sistem Amphidromik di Laut Utara (Sumber: http://ffden2.phys.uaf.edu)
Gelombang pasut bergerak mengitari titik amphidromik dalam suatu periode pasut. Titik amphidromik, co-range dan co-phase membentuk suatu sistem yang disebut sistem amphidromik. Sistem amphidromik ini terbentuk akibat pengaruh geometri pantai dan coriolis. Untuk menentukan co-phase dan co-range dapat ditempuh dua cara : 1. Berdasarkan data pengamatan 2. Berdasarkan hasil simulasi/model
142
SIRKULASI ARUS GLOBAL
Contoh gerakan Gelombang Kelvin yang menyusur pantai Perancis dan Inggris. Garis co-phase menunjukkan arah pergerakan gelombang pasut sementara co-range menunjukkan perubahan tinggi pasut dari pantai ke titik amphidromik. Contoh pergerakan gelombang pasut menyusur pantai Perancis dan Inggris (laut Utara) dan perubahan amplitudonya yang dinyatakan oleh garis co-phase dan co-range diperlihatkan pada Gambar 6.13. Gerakan gelombang pasut menyusur pantai mengelilingi titik amphidromik ini adalah Gelombang Kelvin. Gelombang Kelvin yang bergerak di suatu basin semi tertutup arahnya berlawanan dengan arah putaran jarum jam (BBU) dengan amplitudo yang berkurang ke arah titik amphidromik. Rotasi gelombang pasut yang berlawanan dengan arah jarum jam dapat dilihat dari garis co-phase dan pengurangan amplitudo ke arah titik amphidromik dapat dilihat dari garis co range. Di pantai tinggi gelombang pasut (gelombang Kelvin) maksimum.
Gambar 6.14 Corange dan cofasa untuk komponen M2 (Sumber: http://en.wikipedia.org)
Sistem amphidromik pasut M2 di laut-laut dunia diperlihatkan pada Gambar 6.14
143
BAB VII SIRKULASI ARUS GLOBAL Di dalam Bab III telah dibahas arus laut yang dibangkitkan oleh angin yaitu arus Ekman. Bab ini membahas sirkulasi arus global yang dibangkitkan oleh angin meliputi pembentukan gyre subtropis, sistem arus ekuator dan intensifikasi arus dibagian barat.
7.1
Gyre Subtropis
Kalau kita perhatikan peta arus permukaan dunia ( Gambar 1.1) akan terlihat pola sirkulasi arus skala besar di lautan Pasifik, Atlantik dan Hindia yang arahnya searah dengan jarum jam di utara ekuator dan berlawanan dengan putaran jarum jam di selatan ekuator. Sirkulasi arus skala besar ini disebut gyre atau gira. Pola arus skala besar ini terbentuk oleh pengaruh sistem angin permukaan yaitu a ngin pasat dan angin baratan (trades, westerlies), gaya Coriolis dan benua yang merupakan penghalang dan yang membelokkan arah arus. Untuk melihat lebih jelas pembentukan gyre ini, tinjau suatu laut segi empat seperti yang terlihat pada Gambar 7.1
144
SIRKULASI ARUS GLOBAL
Gambar 7.1 Pembentukan gira oleh sistem angin pasat angin baratan (westerlies) (Adaptasi: Stowe, 1978)
Dari Gambar 7.1 ini dapat kita lihat peran dari system angin permukaan (pasat dan baratan), gaya Coriolis dan pengaruh benua dalam pembentukan gyre subtropis. Angin pasat (trades) yang berhembus dekat ekuator mendorong arus kearah barat. Pembelokan arus kearah utara atau ke selatan akibat Coriolis kecil karena berada dekat dengan ekuator. Keberadaan benua disebelah barat akan menghalangi gerak arus ini dan membalokkannya sebagian ke utara dan sebagian ke selatan. Gerakan kearah utara dan ke selatan ini kemudian dibelokkan kearah timur oleh Angin Baratan (westerlies) di sekitar lintang 45 o U dan 45 o S. Dalam gerakannya ke arah timur arus-arus ini mengalami pembelokkan kearah selatan dan kearah utara atau kearah ekuator oleh pengarauh Coriolis. Disamping itu keberadaan benua di sebelah timur membelokkan arus yang bergerak ke timur ini kearah selatan dan utara membentuk gira subtropis utara dan gira subtropis selatan.
145
ARUS LAUT
Gambar 7.2 Pembentukan gira subtropics oleh sistem angin permukaan, angin baratan dan angin pasat (Sumber : Garrison, 2006)
Hal menarik untuk diperhatikan disini ketika arus bergerak kearah barat (pengaruh angin pasat) pembelokkan arus akibat Coriolis kecil sementara 0 ketika arus bergerak kearah timur (pengaruh westerlies) di lintang 45 U dan 450 S arus ini mengalami pembelokkan yang kuat kearah ekuator oleh Coriolis dan oleh angin pasat didorong kembali kearah barat. Akibatnya dalam satu sirkulasi yang lengkap arus cenderung bergerak kebarat dari pada ketimur. Massa air dipaksa lebih banyak bergerak kearah barat dari pada kearah timur dan menumpuk dibagian barat. Konsekuensinya arus dibagian barat lebih kuat dari pada arus dibagian timur, atau terjadi intensifikasi arus di bagian barat. Gambaran sistem angin permukaan, angin pasat dan angin baratan,yang lebih realistik dan kaitannya dengan pembentukan gira subtropis diperlihatkan oleh Gambar 7.2.
7.2
Sistem Arus Permukaan Laut-Laut Dunia
7.2.1. Sistem arus permukaan di Lautan Atlantik
Sistem arus di Lautan Atlantik terdiri dari dua gira yang berada di utara dan selatan ekuator (Gambar 7.3). Sirkulasi arus yang merupakan bagian dari gira yang berada di utara ekuator terdiri dari Arus Ekuator Utara yang 146
SIRKULASI ARUS GLOBAL
bergerak ke barat, Arus Florida dan Gulf-stream yang bergerak ke utara, Arus Atlantik Utara yang bergerak ke timur dan penutup sirkulasi arus adalah Arus Canary yang bergerak ke selatan. Sistem arus yang merupakan bagian dari gira di selatan ekuator terdiri dari Arus Ekuator Selatan yang bergerak ke arah barat, Arus Brasil yang bergerak ke selatan, Arus Atlantik Selatan yang bergerak ke arah timur dan Arus Benggala yang merupakan penutup sirkulasi arus yang bergerak ke arah utara. Arus Brasil adalah arus panas dan asin sementara Arus Benggala adalah arus dingin dan kurang asin. Arus Ekuator Selatan dalam gerakannya ke arah barat terpecah menjadi dua, sebagian bergerak ke arah utara melintasi ekuator dan bergabung dengan Arus Ekuator Utara di perairan Florida dan sebagian lagi bergerak ke selatan membentuk Arus Brasil. Gulf-stream yang mengalir ke arah utara merupakan arus panas yang kuat dengan kecepatan 2 ½ - 3 m/dt. Gulf-stream dan Arus Brasil berperan dalam mentransfer panas dari daerah ekuator ke lintang menengah. Arus Ekuator Utara dan arus Ekuator Selatan yang bergerak ke arah barat dipisahkan oleh Arus Balik Ekuator (equatorial counter current ) yang mengalir ke arah timur. Gira bagian selatan dibatasi oleh subtropical convergence.
Gambar 7.3 Sirkulasi arus permukaan lautan Atlantik (Sumber: www.cruiserlog.com)
147
ARUS LAUT
Gambar 7.4 Sirkulasi arus permukaan lautan Pasifik (Sumber : www.cruiserlog.com )
7.2.2. Sistem arus permukaan Lautan Pasifik
Seperti halnya dengan lautan Atlantik, sistem arus permukaan lautan Pasifik secara umum terdiri dari dua gyre yang berada di utara dan selatan ekuator seperti diperlihatkan pada Gambar 7.4 Sistem arus dari gira yang berada di utara ekuator terdiri dari Arus Ekuator Utara yang bergerak ke arah barat, Arus Kuroshio yang bergerak ke arah utara, Arus Pasifik Utara yang bergerak ke timur dan penutup sirkulasi adalah Arus California yang bergerak ke Selatan Sistem arus dari gira yang berada di selatan ekuator terdiri dari Arus Ekuator Selatan yang bergerak ke barat, Arus Australia Timur yang bergerak ke selatan, Arus Pasifik Selatan yang bergerak ke timur, dan penutup sirkulasi adalah Arus Peru-Chile yang bergerak ke utara Arus Kuroshio merupakan arus panas yang kuat dengan kecepatan yang setara dengan Gulf-stream 2,5 – 3 km/dt. Di sebelah barat Arus Kuroshio mengalir arus dingin yang bergerak ke selatan yang dikenal dengan Arus Oyashio. Arus Oyashio merupakan bagian dari gyre subpolar utara. Pertemuan Arus Kuroshio dan Arus Oyashio membentuk daerah front yang merupakan daerah perikanan yang kaya. Seperti halnya Lautan Atlantik,
148
SIRKULASI ARUS GLOBAL
Arus Ekuator Utara dan Arus Ekuator Selatan di Lautan Pasifik dipisahkan oleh Arus Balik Ekuator yang bergerak ke arah timur.
7.3.3. Sirkulasi Arus di Lautan Hindia
Berbeda dengan Lautan Atlantik dan Lautan Pasifik, batas utara dari Lautan Hindia hanya sampai 25o U dan batas selatannya 40oS yang merupakan daerah subtropical convergence. Di samping itu Lautan Hindia sangat dipengaruhi oleh monsun. Pengaruh monsun ini membuat sirkulasi arus permukaan di Lautan Hindia berubah dengan musim dan juga merubah sistem Arus Ekuator. Pada saat North-East Monsoon (Monsun Timur Laut) dari November sampai dengan Maret angin bertiup dari Timur Laut dan pada saat South-West Monsoon(Monsun Barat Daya) dari Mei sampai dengan September angin bertiup dari Barat Daya. Sirkulasi arus pada saat Monsun Timur Laut dan saat Monsun Barat Daya memperlihatkan dua sistem arus yang berbeda seperti yang terlihat pada Gambar 7.5
149
ARUS LAUT
Gambar 7.5 Sirkulasi arus permukaan lautan Hindia saat monsoon timur laut dan monsoon barat daya (Sumber: Pickard, 1975) o
o
Sistem arus yang disebelah utara terletak antara 0 – 20 U dan sistem arus di sebelah selatan terletak antara 20oS – 40oS . Sistem arus di selatan ini merupakan gira yang berlawanan dengan putaran jarum jam sementara arus yang terdapat di sebelah utara terdiri dari Arus Ekuator Selatan yang bergerak ke barat dan sebagian bergerak ke utara dan kemudian bergabung dengan Arus Balik Ekuator yang bergerak ke timur. Di sebelah utara dekat ekuator terdapat Arus Ekuator Utara yang bergerak ke barat. Sistem arus yang terdapat pada gira di sebelah selatan terdiri dari Arus Ekuator Selatan yang bergerak ke barat, Arus Agulhas yang bergerak ke selatan, Wind West Drift yang bergerak ke timur dan ditutup oleh arus Australia Barat yang bergerak ke utara.
150
SIRKULASI ARUS GLOBAL
Pola arus pada Monsun Barat Daya sangat berbeda dari pola arus pada saat Monsun Timur Laut. Monsun Barat Daya merubah pola arus di lautan Hindia; Arus Ekuator Utara yang terbentuk pada saat Monsun Timur Laut hilang pada saat Monsun Barat Daya dan digantikan oleh South-west Monsoon Current (Arus Monsun Barat Daya) yang bergerak ke timur. Arus Ekuator Selatan yang bergerak ke selatan tetap ada. Perhatikan kembali Gambar 7.5. Di sini kita lihat bagaimana pengaruh monsun ( monsoon) yang merubah sistem arus ekuator di Lautan Hindia. o
o
Pada Monsun Barat Daya terlihat suatu gira yang terletak antara 10 U – 10 S yang bergerak searah dengan putaran jarum jam. Sistem arus dari gira ini terdiri dari Arus Ekuator Selatan yang bergerak ke barat, Arus Somali yang bergerak ke utara dan Arus Musim Barat Daya (South-West Monsoon Current) yang bergerak ke timur dan ditutup oleh arus yang bergerak ke selatan di sebelah barat Sumatera. Pada musim barat daya ini Equatorial Counter Current (aArus Balik Ekuator) bergabung dengan South-west Monsoon Current yang bergerak ke timur. Pada Monsun Timur Laut sistem arus ekuator yang terdiri dari Arus Ekuator Utara, Arus Balik Ekuator dan Arus Ekuator Selatan masih terlihat sementara pada Monsun Barat Daya Arus Ekuator Utara dan Arus Balik Ekuator tidak terlihat dan digantikan oleh Arus Monsun Barat Daya.
7.3
Sistem Arus Ekuator
Di lautan Pasifik, Atlantik dan Lautan Hindia (saat Monsun Timur Laut) dengan jelas kita dapat melihat sistem arus ekuator yang terdiri dari Arus Ekuator Utara ( North Equatorial Current - NEC) yang bergerak ke barat, Arus Balik Ekuator ( Equatorial Counter Current - ECC) yang bergerak ke timur dan Arus Ekuator Selatan (South Equatorial Current - SEC) yang bergerak ke barat. Di samping ketiga arus ini, di bawah permukaan (100 m – 300 m) terdapat arus yang masih merupakan bagian dari sistem arus ekuator yang disebut Arus Bawah Ekuator ( Equatorial Under Current - EUC ) yang bergerak ke arah timur. Arus Bawah Ekuator ini disebut juga sebagai Arus Cromwell yang merupakan nama penemu arus ini (Townsend Cromwell) pada tahun 1951.
151
ARUS LAUT
7.3.1
Mekanisme Terbentuknya Sistem Arus Ekuator
Sistem arus ekuator (NEC,ECC,SEC) terbentuk karena ketidak simetrian angin pasat terhadap ekuator. Angin Pasat Timur Laut dan Angin Pasat Tenggara bertemu di daerah ITCZ ( Inter Tropical Convergence Zone) yang terletak di antara 4o U – 10o U pada saat matahari di utara ekuator dan o o terletak anatara 4 S – 10 S pada saat matahari di selatan ekuator. Daerah antara 4o U – 10o U merupakan daerah angin lemah dan disebut doldrum. Mekanisme terbentuknya sistem arus ekuator di permukaan dapat diterangkan dengan bantuan Gambar 7.6
Gambar 7.6 Hubungan antara sistem angin pasat dan westerlies, transpor Ekman dan terbentuknya sistem arus permukaan ekuator
Angin Pasat Tenggara berhembus melewati ekuator . Di utara ekuator Angin Pasat Tenggara ini menimbulkan transpor Ekman yang bergerak dari ekuator ke arah doldrum (4 oU). Di selatan ekuator angin pasat tenggara ini menimbulkan transpor Ekman menjauhi ekuator. Akibatnya terbentuk daerah divergensi (D) di ekuator yang ditandai dengan muka air yang rendah (L). Gerakan transpor Ekman ke arah 4 oU (doldrum) akan dihalangi oleh doldrum yang merupakan daerah relatif tenang. Akibatnya terjadi penumpukkan massa/konvergensi (K) di 4 oU yang ditandai oleh muka air 152
SIRKULASI ARUS GLOBAL
yang tinggi (H) di lintang tersebut. Di lintang 10 oU transpor Ekman yang timbul akibat angin pasat timur laut bergerak menjauhi doldrum sehingga mengakibatkan terbentuknya daerah divergensi (D) di lintang tersebut. Di lintang 20oU dan 20oS terbentuk daerah konvergensi yang merupakan pertemuan transport massa akibat angin baratan (westerlies) dan angin pasat (trades). Akibat terbentuknya daerah divergensi dan konvergensi ini maka akan terdapat perbedaan tinggi muka air dalam arah utara-selatan (lihat Gambar 7.6). Perbedaan muka air ini akan menimbulkan gradien tekanan yang pada gilirannya menimbulkan arus yang semula bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan rendah tetapi dalam gerakannya dipengaruhi oleh gaya Co riolis yang membelokkan arus ke arah kanan di BBU dan kearah kiri di BBS. Keseimbangan gaya gradien tekanan dan gaya Coriolis ini menghasilkan arus geostropik yang merupakan sistem arus ekuator permukaan (NEC, ECC, SEC). Di daerah doldrum (4 oU – 10oU) terbentuk arus ECC yang bergerak ke timur dan diantara 10oU – 20oU terbentuk arus NEC yang bergerak ke barat. o o Diantara 4 U – 10 S terbentuk arus SEC yang bergerak ke barat. Pola sirkulasi arus vertikal di daerah ekuator diperlihatkan oleh Gambar 7.7. Arus Ekuator Utara
Arus Balik Ekuator
Arus Ekuator Selatan
Divergensi Ekuator
) m( n a m al a d e K
Lintang
Gambar 7.7 Pola sirkulasi arus vertikal di daerah ekuator W(barat) menyatakan NEC (arus ekuator utara) dan SEC (arus ekuator selatan), E (timur)menyatakan ECC (arus balik ekuator) (Adaptasi : Colling, 2007)
153
ARUS LAUT
7.3.2
Arus Bawah Equator (Equatorial Under Current - EUC)
Di daerah ekuator di sekitar kedalaman 100 m – 300 m di bawah permukaan terdapat arus kuat yang mengalir ke arah timur dalam suatu pita (band ) yang sempit. Meskipun arus ini berada di bawah permukaan laut (di bawah lapisan pengaruh angin) arus ini timbul akibat pengaruh angin permukaan. Angin Pasat Tenggara dan Pasat Timur Laut menimbulkan arus permukaan ( Ekman drift ) yang bergerak ke barat. Di bagian barat arus ini di halangi oleh adanya benua sehingga terjadi penumpukan massa yang ditandai oleh muka air yang lebih tinggi di bagian barat daripada di bagian timur. Slope muka air yang naik ke arah barat ini akan menghasilkan gradien tekanan ke arah timur. Semestinya gradien tekanan akan menimbulkan arus permukaan ke arah timur . Namun karena kekuatan angin pasat yang cukup besar di permukaan gerakan arus permukaan ini dapat dihalangi. Tetapi di lapisan termoklin di mana pengaruh angin sudah tidak ada, gerakan arus bawah yang timbul akibat gradiem tekanan ini menjadi dimungkinkan. Akibatnya terbentuklah arus bawah ekuator yang bergerak dengan kecepatan 1 m-1,5 m/dt ke arah timur. ( Gambar 7.8)
Gambar 7.8 Hubungan antara slope muka air akibat angin pasat, gradien tekanan dan arus bawah ekuator
Arus bawah ekuator ini hanya berada pada suatu pita yang sempit sekitar ekuator. Ia tidak dapat melebar ke arah lintang yang lebih tinggi karena o
o
pengaruh gaya Coriolis. Gaya Coriolis di 0 = 0, tetapi di lintang 0.5 gaya Coriolis ini sudah mulai berperan. Akibatnya setiap penyimpangan arus 154
SIRKULASI ARUS GLOBAL
menjauhi ekuator akan dikembalikan kembali kearah ekuator oleh coriolis (Gambar 7.9)
Gambar 7.9 Arus bawah ekuator berada dalam suatu daerah yang sempit di sekitar ekuator
7.4
Intensifikasi Arus di Bagian Barat
Kalau kita perhatikan peta arus permukaan dunia, kita akan dapat melihat perbedaan kecepatan arus di bagian barat (western boundary current ) dengan kecepatan arus di bagian timur (eastern boundary current ). Arus di bagian barat lebih kuat dari pada arus di bagian timur. Arus-arus bagian barat dan arus-arus bagian timur ini merupakan bagian dari gira subtropis. Gira subtropis ini terbentuk oleh sistem angin anti siklon yang berhembus di sekitar tekanan tinggi subtropis. Titik pusat dari gira atmosfer tidak berhimpit dengan t itik pusat gira laut. Titik pusat gira atmosfir bergeser ke arah timur sementara gira laut titik pusatnya bergeser ke barat. Akibatnya streamline dari gira laut tidak simetri tetapi rapat ke arah barat. Kondisi ini mengakibatkan arus di bagian barat ditandai dengan aliran dengan kecepatan yang tinggi (dapat mencapai 2-3 m/det), sempit dan dalam. Sementara arus di bagian timur di tandai dengan kecepatan yang lemah, lebar dan dangkal. Arus-arus bagian barat (western boundary current ) dan arus-arus bagian timur (eastern boundary current) di BBU dan BBS adalah:
Belahan bumi Utara : o
o
Western Boundary Current :
Atlantik Utara : Gulfstream
Pasifik Utara : Kuroshio
Lebarnya 100 km, kecepatan arus permukaan sekitar 2 m/det.
Eastern Boundary Current :
Atlantik Utara : Arus Canary 155
ARUS LAUT
Pasifik Utara : Arus California
Lebarnya 1.000 km, kecepatan arus permukaan sekitar 0,25 m/det.
Belahan Bumi Selatan : o
o
Western Boundary Current
Atlantik Selatan : Arus Brazil
Pasifik Selatan : Arus Australia Timur
Eastern Boundary Current :
Atlantik Selatan : Arus Benggala
Pasifik Selatan : Arus Peru
Perbedaan kecepatan arus bagian barat dan bagian timur di belahan bumi bagian selatan tidak sebesar perbedaan di belahan bumi utara. Ini mungkin di sebabkan oleh posisi Lautan Atlantik Selatan dan Pasifik Selatan, yang terbuka terhadap laut selatan, sehingga gira Lautan Atlantik Selatan dan gira Lautan Pasifik Selatan sangat dipengaruhi oleh batas (boundary) Arus Circumpolar bagian barat yang kontinu.
Gambar 7.10 Hubungan antara shear kecepatan dan vortisitas
Pertanyaan yang perlu diajukan adalah kenapa terjadi intensifikasi arus di bagian barat. Secara sederhana jawaban dari pertanyaan ini telah dibahas di dalam sub-bab 7.1. Berikut ini intensifikasi arus di bagian barat dijelaskan melalui konsep kekekalan vortisitas. Vortisitas adalah kecenderungan fluida untuk berotasi, membentuk pusaran arus. Laut mempunyai aliran yang berotasi dalam skala yang bermacam-macam mulai dengan skala besar seperti gyre yang membentang di ketiga lautan, skala meso seperti eddies dan skala kecil seperti pusaran arus akibat baling-baling kapal. 156
SIRKULASI ARUS GLOBAL
Gerak rotasi (vortisitas) dari arus t imbul bila ada shear kecepatan (perubahan kecepatan dalam arah tegak lurus aliran) seperti diperlihatkan oleh Gambar 7.10. Fluida yang berotasi searah dengan putaran jarum jam dinyatakan sebagai fluida yang mempunyai vortisitas yang negatif, sebaliknya bila arah rotasi berlawanan dengan putaran jarum jam maka fluida dikatakan mempunyai vortisitas yang positif (konvensi). Gerak fluida yang berotasi di permukaan bumi akibat pengaruh angin dan/atau arus disebut mempunyai vortisitas relatif ( ) . Karena bumi juga berotasi pada sumbunya, maka parsel air juga akan berotasi mengikuti rotasi bumi dimana kecepatan sudutnya bergantung pada lintang ( sin ) . Vortisitas yang timbul akibat rotasi bumi dan harganya bergantung pada lintang di sebut vortisitas planeter dan besarnya 2 sin f . Vortisitas planeter dinyatakan dengan f. Perubahan vortisitas planeter ini terhadap lintang diperlihatkan pada Gambar 7.11
Kutub Utara Vortisitas positif yang besar Vortisitas positif yang kecil
Rotasi berlawanan putaran jarum jam
Vortisitas nol Vortisitas negatif yang kecil
Rotasi searah putaran jarum jam
Vortisitas negatif yang besar Kutub Selatan
Gambar 7.11 Perubahan vortisitas planeter terhadap lintang (Adaptasi: Colling,2007)
Bila tidak ada pengaruh gaya-gaya luar vortisitas atau momentum sudut suatu benda yang berotasi adalah kekal. Karena fluida berotasi pada bumi yang juga berotasi pada sumbunya maka kombinasi vortisitas relatif yang
157
ARUS LAUT
dimiliki fluida dan vortisitas planeter yang disebut vortisitas absolut juga konstan. Kekekalan vortisitas absolut ini dinyatakan oleh : f = konstan Misalnya arus bergerak dari ekuator ke arah utara. Dalam geraknya ia akan mengalami pertambahan vortisitas planeter yang posistif. Agar tercapai atau terbentuk kekekalan vortisitas maka parsel air harus mempunyai vortisitas relatif yang negatif. Jadi parsel air yang bergerak ke utara akan mempunyai vortisitas relatif negatif ( 0 ) . Sebaliknya bila arus bergerak ke selatan dari lintang tinggi ke ekuator f mengecil maka agar kekekalan vortisitas dapat dicapai parcel air akan mempunyai vortisitas relatif yang positif. ( 0 ) Selanjutnya kita akan menggunakan konsep kekekalan vortisitas absolut ini untuk menerangkan intensifikasi arus di bagian barat. Tinjau suatu laut segiempat dan sistem angin zonal seperti terlihat pada Gambar 7.12
Gambar 7.12 Intensifikasi arus di bagian barat dari sudut pandang kekekalan vortisitas
Angin zonal yang bertiup di atas permukaan laut akan menimbulkan suatu sirkulasi arus yang bergerak searah dengan putaran jarum jam. Sirkulasi arus yang terbentuk akibat angin ini mempunyai vortisitas yang negatif ( 0) . Gesekan lateral di batas barat dan timur masing-masing akan menghasilkan vortisitas yang arahnya berlawanan putaran jarum jam ( f 0) . Gerakan arus ke arah utara di batas barat akan menghasilkan vortisitas relatif yang negatif akibat perubahan lintang ( p 0) . Di batas bagian timur gerakan arus ke arah selatan akan menghasilkan vortisitas relatif yang positif akibat pengurangan lintang ( p 0) . Di bagian 158
SIRKULASI ARUS GLOBAL
timur vortisitas gesekan ( f ) dan vortisitas “planeter” ( p ) yang positif dapat diimbangi oleh vortisitas “angin” yang negatif
f p Di bagian barat vortisitas angin dan vortisitas planeter yang negatif tidak dapat diimbangi oleh vortisitas gesekan ( f ) sehingga : p f . Akibatnya gira akan dipercepat. Agar dicapai suatu kekekalan vortisitas di batas barat maka vortisitas gesekan ( f ) yang positif harus cukup besar untuk dapat mengimbangi dua vortisitas ( dan p ) yang negatif. Vortisitas yang positif yang besar ini dapat diperoleh bila kecepatan arus di batas bagian barat sangat kuat sehingga terbentuk shear kecepatan yang besar (Gambar 7.13).
Gambar 7.13 Arus kuat di bagian barat
Jadi intensifikasi arus di bagian barat bumi terjadi agar kekekalan vortisitas dapat dicapai. Dengan dicapainya keseimbangan vortisitas ini gira berada dalam kesetimbangan.
159
DAFTAR PUSTAKA
Bowden, K. F (1983) : Physical Oceanography of Coastal Waters. Ellis Horwood Limited. Colling, A. (2007) : Ocean Circulation. Second Edition. Butterworth-Heinemann, The Open University
Fredsoe, J. and R. Diegard (1993) : Mechanincs of Transport . Word Scientific.
Coastal Sediment
Garrison, T. (2006) : Essentials of Oceanography. Fourth Edition. Thomson Brooks/Cole Ippen, A. T. (1966) : Estuary and Coastline Hydrodinamics. Mc Graw – Hill Book Company, Inc. Mellor, G. L. (1996) : Introduction to Physical Oceanography. AIP Press. Park, D. (2005): Waves, Tides and Shallow-Water Processes. Second Edition Butterworth-Heinemann, The Open University. Pickard, G.L. (1975) : Descriptive Phisical Oceanography. Second Edition. Pergamon Press. Pond, S. and G. L. Pickard (1983) : Introductory Dynamical Oceanography nd 2 ed . Pergamon Press. Stewart, R. H. (2002) : Introduction to Physical Oceanography. Texas A & M University. Stowe. K. (1987) : Essential of Ocean Science. John Wiley and Sons. Van Rijn, L. (1990) : Princioles of Fluid Flow and Surface Wave in Rivers, Estuaries, Seas, and Ocean. Aqua Publication. Yanagi, T. (1999) : Coastal Oceanography. Terra Scientific Publishing Company. http://dcm2.enr.state.nc.us http://disc.sci.gsfc.nasa.gov http://en.wikipedia.org http://ffden-2.phys.uaf.edu http://omp.gso.uri.edu www.coa.edu 160
SIRKULASI ARUS GLOBAL
www.cruiserlog.com www.niwa.co.nz www.ucar.edu http://3.bp.blogspot.com http://www.global-greenhouse-warming.com staffwww.fullcoll.edu
161
INDEX
A Arus densitas, 2, 4, 12, 77, 78, 79, 81, 82, 83, 84, 88, 89, 90, 91, 92, 95 Tipe arus densitas, 77 Arus Ekman, 50, 51, 68, 71 Arus geostropik, 2, 3, 12, 13, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 23, 24, 25, 28, 29, 32, 34, 35, 38, 42, 43, 49, 50, 51, 60, 61, 62, 66, 67, 68, 71, 98, 99, 162 gradien tekanan, 1, 2, 3, 12, 13, 14, 15, 25, 26, 45, 48, 49, 51, 56, 61, 62, 68, 71, 77, 78, 79, 82, 98, 99, 104, 116, 133, 161, 162, 163 Kecepatan absolut, 38 Kecepatan arus geostropik, 15, 16 Mekanisme terbentuknya arus geostropik, 12 Perhitungan arus geostropik, 18, 20, 38, 41, 42 Arus inersia, 75 Arus pasut, 1, 9, 10, 11, 84, 93, 94, 95, 96, 97, 106, 129, 130, 131, 132, 134, 135, 136, 137, 141, 142, 143, 144, 145, 146, 147, 148 Ebb, 10, 130, 131, 133, 135 ebb strength, 130 Flood , 10, 130, 131, 133, 134, 135 flood strength, 130 Arus pasut di estuari, 131 Arus sejajar pantai, 108 Arus sejajar pantai, 8, 108, 109, 114, 115, 117, 118, 119, 120, 121, 122, 123, 125, 126, 127 Model analitik, 119, 127 Model empiris, 127
Dinamika pasut dan arus pasut, 136 Downwelling, 58, 60, 61, 63
E efek arus non pasut, 134 Efek arus non pasut, 135 Efek arus non-pasut, 135 Efek berkurangnya kedalaman, 145 Estuari, 4, 10, 77, 78, 83, 93, 94, 95, 96, 98, 99, 100, 101, 102, 103, 104, 105, 106, 130, 131, 132, 134, 135 Tipe estuari, 94, 97, 100, 101
F Front estuari, 106 Front estuari, 106 Front thermohaline, 80
G Gaya gesekan, 45, 47, 48, 49, 117 Gelombang Kelvin, 138, 139, 141, 150 Geopotensial, 18, 19, 20, 33 Gyre subtropis, 152
I intensifikasi arus dibagian barat, 152 Vortisitas, 165, 166, 167, 168
K Klasifikasi arus, 1
L D Dinamika arus densitas, 84
Lautan Atlantik, 154, 155, 157, 165 Lautan Hindia, 63, 157, 158, 159 Lautan Pasifik, 40, 152, 156, 157, 159, 165
163
