Oseanografi Fisis Oseanografi Fisis

Oseanografi Fisis
2
Sifat Fisis & Kimiawi
Air Laut
Suhu Laut
Suhu rata – rata permukaan laut
Distribusi vertikal Suhu
Mixed
layer
Deep
layer
Distribusi vertikal Suhu
Mixed Layer di Equator lebih tipis
dibandingkan di Lintang menengah
?
• Di Lintang menengah terdapat 4 musim 
perbedaan tekanan udara yang besar sehingga
terjadi angin yang besar pula.
• Sedangkan, di Equator hanya terdapat 2 musim
 perbedaan tekanan udara tidak begitu besar
sehingga angin juga tidak begitu kuat.
• Kondisi ini mengakibatkan mixed layer di
lintang menengah lebih tebal daripada mixed
layer di daerah ekuator
Distribusi vertikal Suhu
(musiman)
Angin Lemah
(Musim Semi)
Musim Panas
ekstrim
Musim Dingin
ekstrim
Pengadukan
oleh angin yg
kuat
Profil Vertikal Suhu
Laut (Lintang)
Profil suhu secara vertikal
berdasarkan posisi lintangnya
Distribusi vertikal Suhu
Pertumbuhan dan Peluruhan
Thermocline Musiman
Maret - Agustus
suhu perlahan bertambah  penyerapan energi matahari.
Lapisan mixed layer dari permukaan hingga kedalaman 30
meter atau lebih tampak jelas terlihat.
Setelah Agustus
energi matahari mulai berkurang, kekuatan angin terus
bertambah  menghilangkan termoklin musiman hingga
kondisi bulan Maret tercapai kembali.
Suhu Air Laut
Suhu Insitu
Suhu air laut pada kedalaman tertentu (T)
Suhu Potensial ()
suhu parcel air di permukaan laut setelah
diangkat dari suatu kedalaman tertentu
secara adiabatis ke permukaan
Adiabatis yaitu tanpa penambahan
atau pengurangan energi awal.
Suhu Potensial < Suhu Insitu
Suhu Air Laut
Suhu Potensial ()
digunakan untuk melihat gerakan massa
air. Massa air yang sama mempunyai
suhu potensial yang sama
Salinitas
jumlah total dari zat padat (garam-garam) dalam
gram yang larut di dalam satu kilogram air laut bila
seluruh carbonat telah diubah menjadi oksida, brom
dan jod diganti dengan chlor dan seluruh materi
organik dioksidasi secara sempurna
International Council for the Exploration of the Sea
Ion-ion Utama
Komponen
Utama
Konsentrasi (‰ )
Chlor ( Cl - )
18,98
Sodium ( Na + )
10,55
Sulfat ( SO42- )
2,649
Magnesium ( Mg
2+)
1,272
Calcium ( Ca 2+ )
0,400
Potasium ( K + )
0,380
Bicarbonat ( HCO3- )
0,140
Jumlah
34,377
Salinitas
Contoh :
kita ingin menentukan konsentrasi K+ pada
suatu perairan dengan S = 36 ‰, diketahui
konsentrasi K+ pada S = 34,4 ‰ adalah 0,38 ‰
Konsentrasi K   0,38  0,011
Salinitas Total 34,4
Konsentrasi K 
 0,011
36 o oo
Konsentrasi K + diperairan dengan S = 36 ‰
adalah 0,011 x 36 ‰ = 0,390 ‰
Sumber Garam terlarut di Laut
• Proses pelapukan ( weathering ) dari batubatuan ( rock ).
• Gas-gas yang keluar dari punggung samudra (
mid ocean ridge ) dan gunung api bawah laut
Salinitas
Aturan Komposisi
yang konstan
perbandingan/ ratio unsur-unsur utamanya
tetap (konstan), meskipun bervariasi secara
tempat
komponen unsur utama di perairan dengan
salinitas tertentu dapat ditentukan
konsentrasinya bila diketahui konsentrasi
unsur utama tersebut di perairan lain
dengan salinitas tertentu.
Distribusi Horizontal Salinitas
Distribusi Salinitas
• Penguapan
• curah hujan (presipitasi)
• run off
• pencairan es
Salinitas maksimum terjadi di area angin pasat
(sub tropis) dimana penguapan jauh lebih besar
dari presipitasi
Di ekuator presipitasi jauh lebih besar daripada
penguapan
Hubungan empiris
antara salinitas
permukaan dengan
penguapan dan
presipitasi
S (‰) = 34,6 + 0,0175 ( E – P )
Distribusi Meridional Salinitas
Distribusi horizontal Salinitas
Salinitas rata – rata di permukaan laut
Distribusi Vertikal Salinitas
Range salinitas di laut lepas : 35‰ - 37‰.
Salinitas rendah terdapat dekat pantai di mana
banyak input air sungai dan di daerah kutub di
mana terjadi pencairan es.
Distribusi Vertikal Salinitas
Lapisan di mana salinitas berkurang terhadap
kedalaman disebut halocline.
Variasi Temporal
• Variasi tahunan dari salinitas di laut terbuka
< 0,5‰.
• Daerah-daerah dengan variasi tahunan dari
presipitasi yang besar seperti Pasifik utara,
teluk Benggala memiliki variasi tahunan
salinitas besar.
Variasi Temporal
Salinitas Permukaan Maksimum
(1950 – 1955)
Salinitas Permukaan Minimum
(1950 – 1955)
Distribusi Vertikal Salinitas
Distribusi vertikal dari salinitas di bawah permukaan
sangat dipengaruhi oleh pencampuran massa air
kondisi-kondisi lokal tertentu aturan komposisi
yang konstan tidak berlaku, Yaitu:
1
Daerah estuari (muara sungai): karena
pengaruh air sungai total garam yang
larut kecil sehingga ratio antara unsurunsur utama yang larut dengan salinitas
total berbeda dengan yang di laut
terbuka
Distribusi Vertikal Salinitas
2
Open
ocean
Di Fjord dimana terdapat dua lapisan massa
air dengan lapisan bawah yang relatif stagnan
akibat pertukaran massa air dengan laut lepas
dihambat oleh suatu Sill. Karena lapisan bawah
stagnan maka kandungan O2 di lapisan ini
menjadi minimum karena digunakan oleh
mikroorganisme yang hidup di lapisan dalam
Fjord
air tawar hasil
pencairan es
air asin
Sill
O2 minimum kondisi
anarobik kandungan
O2=0
Distribusi Vertikal Salinitas
3
Di daerah pemekaran dasar samudera, di
daerah ini terdapat banyak input dari gas-gas
vulkanik termasuk Cl-
4
Di dalam sedimen dasar laut, reaksi dengan
sedimen dapat menambah konsentrasi
unsur-unsur di dalam air laut.
5
Di perairan dangkal yang mendapat
pemanasan yang kuat, akibat reaksi kimia
dan / atau biologi bisa mengendapkan Ca2+
sehingga ratio Ca2+/salinitas total, berbeda
dengan di laut terbuka.
Penentuan Salinitas Air Laut
Klasik
Salinitas ditentukan dari konsentrasi chlor
(chlorinitas) di dalam sampel air laut dengan cara
titrasi menggunakan perak nitrat (AgNO3).
S(‰) = 1,80655 x Cl (‰)
Modern
salinitas air laut ditentukan berdasarkan konduktivitas
air laut
R
Konduktivi tas air laut
Konduktivi tas laru tan KCl s tan dard
Waktu Tinggal (Residence Time)
Laju perubahan/penambahan
ion-ion ke dalam laut sama
dengan pengurangan ion-ion
dari dalam laut.
berarti
Waktu
Tinggal =
Proses penambahan garam akan
diimbangai dengan laju yang sama
oleh proses pengurangannya.
Jumlah total zat yang larut di
dalam air laut
Laju penambahan atau pengurangan zat
tersebut dari laut
Tekanan Air Laut
Rumus hidrostatis :
p = -gz
• Tanda minus diberikan karena di dalam oseanografi
z diambil negatif ke arah bawah.
• Satuan dari tekanan yang dipakai dalam oseanografi
adalah decibar.
• 1 dbar = 1/10 bar= 105 dyne/cm2
Bila kita menggunakan satuan
internasional tekanan air laut dapat
didekati sebagai p = - 104 z Pa
Tekanan Air Laut
Densitas Air Laut
Densitas air laut adalah fungsi dari salinitas, suhu
dan tekanan (kedalaman)
•
Densitas akan bertambah besar bila salinitas
bertambah, suhu berkurang dan tekanan
bertambah.
•
Di lapisan permukaan perubahan densitas sangat
ditentukan oleh salinitas dan suhu air laut, efek
suhu lebih dominan daripada efek salinitas.
•
Di lapisan dalam perubahan densitas ditentukan
oleh perubahan tekanan.
Densitas Air Laut
Parameter untuk menyatakan densitas
 (s,t,p)  Sigma Insitu
 S,t,p = (S,t,p –1) x 103
t
o
 densitas air laut pada tekanan atmosfer
(di permukaan).
t = (s,t,0 – 1) x 103
 densitas air laut pada T = 00C
o = (s,0,0 - 1) x 103
Densitas air laut dapat juga dinyatakan oleh volume
spesifik ().
S,t,p = 1/S,t,p
Distribusi Horizontal & Vertikal
Densitas Laut
Suatu lapisan di mana densitas
bertambah dengan cepat
terhadap kedalaman disebut
lapisan piknoklin
Distribusi Horizontal & Vertikal
Densitas Laut
Stabilitas Kolom Air
Stabilitas kolom air ditentukan oleh laju
perubahan densitas terhadap kedalaman.
E
1 d
 dz
d/dz < 0, densitas bertambah terhadap kedalaman,
maka E > 0 artinya kolom air stabil. Pada kondisi ini air
yang ringan berada di atas air yang berat. Kondisi yang
stabil ini akan menghalangi gerakan vertikal massa air.
d/dz > 0, Densitas berkurang terhadap kedalaman, maka E
< 0 artinya kolom air tidak stabil. Air yang berat berada di
atas air yang ringan, akibatnya terjadi gerakan vertikal dari
masa air ke arah bawah.
d/dz = 0, dimana densitas tidak berubah terhadap
kedalaman, maka E = 0, kolom air disebut netral
(stabilitasnya netral).
Stabilitas Kolom Air
Frekuensi Brunt – Väisälä.
Frekuensi naik turunnya piknoklin ini
disebut dengan frekuensi Brunt-Vaisala
T
2
N
N gE
Bila perpindahan parsel air terjadi di sekitar piknoklin
(picnocline) maka piknoklin akan berisolasi dan menyebar
mebentuk gelombang internal (internal wave).
Frekuensi atau perioda Brunt – Väisälä dari osilasi
piknoklin ini merupakan frekuensi atau perioda
gelombang internal.
Stabilitas Kolom Air
Stabilitas statik
(static stability)
stabilitas yang dikaitkan dengan perubahan
densitas terhadap kedalaman
Ketidakstabilan
dinamik
fluida yang stabil menjadi tidak stabil karena
adanya shear kecepatan yang besar
Tekanan Air Laut
Stabilitas statik relatif terhadap ketidakstabilan
dinamik dinyatakan oleh bilangan Richardson (Ri):
Ri 
gE
 u 
 
 z 
Ri  0.25 aliran stabil (laminer)
2
Ri  0.25
aliran turbulen
Kriteria lain untuk menyatakan turbulen adalah
bilangan Reynold (Re) yang besar
uL
Re 

u  kecepatan tipikal aliran
L  panjang tipikal dari aliran
untuk aliran di dalam pipa
  viskositas kinematik dari
fluida
Re  2000 aliran turbulen
The End
Of Chapter
2