Nilai
P ,
, 35
α
merupakan volume spesifik air laut standar pada salinitas 35 ‰, suhu 0 °C dan tekanan yang berbeda. d adalah anomali volume spesifik.
Seperti halnya lapisan termoklin pada pelapisan suhu dan lapisan haloklin pada pelapisan salinitas maka densitas juga memiliki lapisan yang disebut dengan
lapisan piknoklin. Pada lapisan ini densitas meningkat dengan cepat sesuai dengan meningkatnya kedalaman. Perairan bagian atas dari lapisan ini tidak
tercampur dengan lapisan air di bawahnya jika gradien s
t
sangat besar Natih, 1998.
2.4. Kedalaman dinamik
Kedalaman dinamik D merupakan permukaan acuan level surface yang berada di bawah permukaaan laut yang sebenarnya. Kedalama n ini digunakan
sebagai pengganti kedalaman geometrik untuk menentukan posisi suatu titik di bawah permukaan laut. Kedalaman dinamik unitnya adalah dynamic meter dyn
m yang memiliki nilai sebagai berikut Neumann dan Pierson, 1966 :
[ ]
2 2
det 10
−
= m
gh dynm
D
……………………............ 7 h
dalam meter dan g dalam m det
-2
dan gh merupakan potensial gravitasi. Kedalaman dinamik D pada kedalaman geometrik z memiliki nilai :
dynm gz
D 10
=
………………….…...….. 8 Besarnya tekanan p pada kedalaman dinamik D di bawah permukaan
laut diperoleh dari persamaan Neuman dan Pierson, 1966 :
∫
=
D D
dD p
ρ ………………...………..…… 9
D adalah kedalaman dinamik pada permukaan laut ya ng merupakan permukaan
isobar paling atas dan nilai tekanannya nol. Jika kedalaman dinamik dihubungkan dengan volume spesifik d, maka
didapatkan dua bagian persamaan, yaitu :
D p
D D
∆ +
=
, ,
35
…….…………………………… 10 Persamaan bagian pertama yaitu :
∫
=
P P
P P
dp D
, ,
35 ,
, 35
α ………………………………… 11
D
35,0,p
merupakan geopotensial baku standard geopotential pada lautan baku dengan salinitas 35‰, suhu 0ºC, dan tekanan p.
P ,
, 35
α
merupakan volume spesifik dari lautan baku pada salinitas 35‰, suhu 0ºC, dan pada tekanan laut standar.
Persamaan bagian kedua berupa anomali kedalaman dinamik pada dua permukaan isobar yaitu p dan p
yang dituliskan dengan persamaan sebagai berikut Neumann dan Pierson, 1966 :
∫
= ∆
p p
dp D
δ …………………………………………… 12
d merupakan anomali volume spesifik air laut. Persamaan 12 dapat digunakan untuk memperoleh interval relatif geopotensial antara permukaan isobarik.
Persamaan volume spesifik in situ dapat juga dipisahkan menjadi volume spesifik laut baku dan anomali volume spesifik Neumann dan Pierson, 1966 :
δ α
δ δ
α α
+ =
+ +
∆ +
=
p p
t p
s t
s p
p t
s ,
, 35
, ,
, ,
, 35
, ,
.............. 13
2.5. Arus geostropik
Menurut Illahude, 1999, dari segi penyebabnya, arus-arus laut dibedakan dalam tiga golongan, yaitu:
1. arus yang terjadi karena perbedaan tekanan air pressure di laut 2. arus yang terjadi karena angin
3. arus yang terjadi karena pengaruh dari pasang surut Arus geostropik termasuk jenis air pada golongan pertama. Hal tersebut
dapat dijelaskan dengan diagram berikut Gambar 1. Pergerakan massa air arus dapat terjadi karena keseimbangan darai beberapa gaya yang berbeda. Pada
Gambar 1 ditunjukkan keseimbangan yang terjadi antara gaya Coriolis dengan gradien tekanan yang disebut dengan keseimbangan geostropik dan arus yang
bersesuaian disebut dengan arus geostropik Tomczak, 1994. Jika permukaan isobarik membentuk suatu lereng terhadap permukaan
datar maka terdapat beberapa gaya yang bekerja pada partikel air, seperti yang terlihat pada Gambar 1. Pada partikel A bekerja 2 gaya, yaitu gaya tekanan dan
gaya gravitasi. Gaya tekanan terhadap partikel A dari unit massa adalah
n p
∂ ∂
α
. Gaya tekanan ini dibagi menjadi dua komponen yaitu, komponen menegak
n p
∂ ∂
α
cos i yang mengimbangi g dan komponen mendatar
n p
∂ ∂
α
sin i. Komponen mendatar ini tidak ada yang mengimbangi sehingga menyebabkan gerak ke kiri
sebesar Pond dan Pickard, 1983 :
i g
i i
i n
p i
n p
tan cos
sin cos
sin =
∂ ∂
= ∂
∂ α
α
Pada Gambar 1b, terlihat bahwa untuk mengimbangi gerak ke arah kiri maka diperlukan gaya ke arah kanan yang besarnya setara dengan g tan i yaitu
M F
. Gaya ini adalah 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 dengan kecepatan V
1
. Gaya tersebut dapat ditulis
1
sin 2
V θ
Ω
.
Sehingga secara matematis keseimbangan tersebut dapat dituliskan sebagai berikut Pond dan Pickard,
1983 :
1
sin 2
tan V
M F
i g
θ Ω
= =
Persamaan matematis ini disebut persamaan geostropik dan arus yang ditimbulkan disebut arus geostropik.
Sumber : Pond dan Pickard, 1983 Gambar 1. Pengaruh gaya tekanan terhadap permukaan isobarik relatif
terhadap permukaan acuan.
Keterangan gambar : i
= sudut yang dibentuk antara permukaan isobarik dengan papar acuan a = volume spesifik
n = arah tegak lurus terhadap permukaan isobarik
g = gravitasi
p = tekanan
O = kecepatan sudut putaran bumi
? = lintang
Dalam perhitungan arus geostropik harus memperhatikan beberapa syarat, 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 lebih dari beberapa hari.
2 Persamaan geostropik tidak berlaku untuk daerah di dekat ekuator karena gaya Coriolisnya mendekati nol.
3 Persamaan geostropik mengabaikan pengaruh gaya gesekan.
2.6. Acoustic Doppler Current Profiler ADCP
