menyebabkan perubahan pada nilai densitasnya Ross, 1970. Densitas air laut lebih besar dari air murni disebabkan terdapatnya kandungan air garam dalam air
laut. Rata-rata densitas permukaan air laut sekitar 1,02500 gcm
3
Ross, 1970. Seperti halnya lapisan termoklin pada pelapisan suhu dan lapisan haloklin
pada pelapisan salinitas, pelapisan densitas pada suatu perairan akan menghasilkan lapisan piknoklin. Densitas pada lapisan piknoklin mengalami
peningkatan yang drastis seiring meningkatnya kedalaman. Ketebalan lapisan ini berbeda-beda untuk tiap wilayah perairan. Menurut Wyrtki 1961, ketebalan
lapisan ini dipengaruhi oleh proses dinamik. Di perairan Indonesia bagian timur, tidak berkembang arus dalam sehingga lapisan ini mencapai kedalaman antara
120 – 160 m.
2.4. Arus Geostropik
Arus pergerakan massa air merupakan fenomena penting dalam oseanografi, karena berkaitan dengan sirkulasi atau aliran massa air. Gerakan
massa air terjadi karena resultan dari berbagai macam gaya yang bekerja pada kolom massa air yang memiliki suatu percepatan Pond dan Pickard, 1983.
Gross 1990 mengelompokkan arus berdasarkan gaya-gaya yang menimbulkannya menjadi empat macam, yaitu :
1. Arus Ekman, disebabkan oleh angin 2. Arus Pasang Surut pasut, disebabkan adanya fluktuasi muka laut yang
disebabkan oleh gaya tarik menarik benda-benda angkasa 3. Arus Termohalin, disebabkan karena adanya perbedaan densitas air laut
4. Arus Geostropik, disebabkan karena adanya keseimbangan gradien tekanan mendatar dan gaya Coriolis
Arus Geostropik terjadi akibat adanya keseimbangan antara gaya Coriolis dengan gaya gradien tekanan horizontal yang bekerja pada massa air di kolom
perairan Borwn et al., 1989. Arus Geostropik digambarkan sebagai arus gradien atau slope Current yang merupakan arus laut yang disebabkan adanya kemiringan
bidang isobar dengan bidang rata level surface Pond dan Pickard, 1983.
Sumber : Pond dan Pickard 1983 Gambar 2. Pengaruh gaya tekanan terhadap permukaan isobarik relatif
terhadap permukaan acuan di Belahan Bumi Selatan Keterangan :
i = sudut yang dibentuk antara permukaan isobarik dengan permukaan
acuan α
= volume spesifik n
= arah tegak lurus terhadap permukaan isobarik g =
gravitasi p =
tekanan Ω
= kecepatan sudut perputaran bumi θ =
lintang = keluar dari dalam kertas
Pada Gambar 2 di belahan bumi selatan ditunjukkan adanya keseimbangan yang terjadi antara gaya Coriolis dengan gradien tekanan yang disebut dengan
keseimbangan geostropik dan arus yang bersesuaian disebut dengan arus Geostropik Tomczak dan Godfrey, 1994.
Seperti yang terlihat pada Gambar 2, jika permukaan isobarik membentuk suatu lereng terhadap permukaan datar, maka terdapat beberapa gaya yang bekerja
pada partikel air. Pada partikel A bekerja 2 gaya, yaitu gaya tekanan dan gaya gravitasi. Gaya tekanan terhadap partikel A dari unit massa adalah
α n
p ∂
∂ , yang
arahnya tegak lurus terhadap permukaan isobar. Gaya tekanan ini dibagi menjadi dua komponen yaitu, komponen menegak
α
i n
p cos
∂ ∂
yang mengimbangi g dan
komponen mendatar
α
i n
p sin
∂ ∂
. Komponen mendatar ini tidak ada yang mengimbangi sehingga menyebabkan gerak ke kiri sebesar Pond dan Pickard,
1983 :
α
i n
p sin
∂ ∂
=
α
i n
p cos
∂ ∂
i i
cos sin
= i
g tan Pada Gambar 2b, terlihat bahwa untuk mengimbangi gerak ke arah kiri
maka diperlukan gaya ke arah kanan yang besarnya setara dengan i
g tan yaitu
Μ F
. Gaya yang mengimbangi gerak ke arah kiri disebut gaya Coriolis. Gerak air yang mula-mula bergerak dari tekanan tinggi ke tekanan rendah ke
kiri dibelokkan ke kiri di belahan bumi selatan keluar kertas dan dibelokkan ke kanan di belahan bumi utara ke dalam kertas dengan kecepatan V
1
. Gaya
tersebut dapat ditulis V
θ sin
2 Ω
1.
Secara matematis keseimbangan tersebut dapat dituliskan sebagai berikut Pond dan Pickard, 1983 :
i g tan =
Μ F
= V
θ sin
2 Ω
1
Persamaan matematis ini disebut persamaan geostropik dan arus yang ditimbulkan disebut arus Geostropik.
Beberapa syarat yang harus diperhatikan dalam perhitungan arus Geostropik pada lapisan interior yaitu Stewart, 2003 :
1. Persamaan geostropik mengabaikan percepatan aliran massa air. Oleh karena itu persamaan ini tidak berlaku untuk perairan yang memiliki
dimensi horizontal kurang dari 50 km dan waktu pengukuran tergantung variabilitas arus dan karakteristik perairan tersebut,
2. Persamaan geostropik tidak berlaku untuk daerah dekat ekuator karena gaya Coriolisnya mendekati nol,
3. Persamaan geostropik mengabaikan pengaruh gaya gesekan.
2.5. Massa air
