Arus Geostropik [PDF]

Citation preview

TEORI DASAR Arus geostropik adalah arus yang terbentuk karena adanya gradien densitas horizontal, atau arus yang terbentuk akibat kesetimbangan gaya gradient tekanan dan gaya coriolis. Gaya gradien tekanan merupakan gaya primer penggerak arus geostropik. Gaya coriolis merupakan gaya sekunder yang berperan sebagai pembelok arah arus. Mekanisme Terbentuknya Arus Geostropik 1. Adanya slope muka air atau slope isobar (di bawah permukaan) akibat distribusi horizontal dari densitas, akibat pengaruh angin, atau akibat pengaruh perbedaan tekanan udara di atas permukaan laut. 2. Slope muka air menimbulkan gaya gradient tekanan yang menggerakan massa air dari tekanan tinggi ke tekanan rendah. 3. Dalam pergerakannya, arus akan dipengaruhi oleh gaya coriolis, yang besarnya bertambah seiring bertambahnya kecepatan arus. Besarnya gaya Coriolis, Fc = 2Ω sinφv 4. Saat gaya coriolis mempunyai besar yang sama dengan gaya gradient tekanan, terbentuklah arus dengan kecepatan yang kosntan, yang disebut dengan arus geostropik. Proses pembentukan arus geostropik, Arah pembelokkan gerak partikel akibat gaya coriolis ditentukan oleh posisi lintang tempat yang kita tinjau Di Belahan Bumi Selatan ( BBS ) partikel akan dibelokkan ke kanan Di Belahan Bumi Utara ( BBU ) partikel akan dibelokkan ke kiri



Gradien Tekanan Untuk mengetahui besarnya gradien tekanan, tinjau kondisi laut yang homogen (ρ = konstan). Misalkan diantara dua stasiun A dan Bterbentuk slope muka air laut seperti gambar dibawah ini.



Stasiun B lebih tinggi dibandingkan dengan stasiun A sehingga terbentuklah slope muka air seperti gambar diatas. Kedaan tersebut dapat dirumuskan dengan: P A =−ρgz



PB =−ρg(z+ ∆ z)



PB −P A = ΔP



→



ΔP = −ρg ∆ z



→



ΔP =−ρgtanθ Δx



Persamaan ini merupakan gaya gradien tekanan horizontal per satuan volume, dan dapat ditulis menjadi: −1 dP =g tanθ ρ dx Kecepatan Arus Geostropik Kecepatan arus geostropik dapat dinyatakan langsung dengan menyamakan besar gaya gradien tekanan dengan besar gaya Coriolis:



g tanθ=2Ω sinφv



Dari hubungan ini diperoleh:



V=



g g tanθ atau V = tanθ 2Ω sinφ f



(1)



Secara teoritik kecepatan arus geostropik dapat langsung ditentukan dengan memasukan suatu nilai kedalam persamaan (1.1), namun pada kenyataannya slope muka air laut ini sangat kecil sehingga sangat sulit untuk menentukannya. Penentuan Kecepatan Arus Geostropik Berdasarkan Medan Densitas Slope isobar sangat erat kaitannya dengan distribusi densitas secara horizontal, jadi kita harus menyatakannya dalam distribusi densitas.



tan θ1 =



Dari gambar diatas, dapat kita lihat bahwa:



Substitusi ke persamaan (1),



V=



g hb−h a f L



(



)



(2)



Karena kondisi isobar, maka tekanan di A = tekanan di B



Kemudian substitusi nilai hA



V=



ρB g hb 1− f L ρA



(



hb−h a L



ρ ρ A g h A =ρB g h B  h A = B hB ρA



)



Konsep Geopotensial Terbentuknya slope muka air membutuhkan kerja atau usaha dalam mengangkat muka air kearah vertikal sejauh dz melawan efek gravitasi. Dengan berpindahnya muka air sejauh dz berarti terdapat pertambahan energi potensial yang besarnya sama dengan kerja yang dilakukan (dw = mgdz) Geopotensial (Φ) didefinisikan sebagai perubahan energy potensial per satuan massa (dΦ = dw/m) = gdz. Dengan menggunakan persamaan hidrostatik: dp = -ρgdz



→



dΦ = -αdp ; α=



1 ρ



= α 35,0, p+ δ



Dengan mengintegrasikan dari z1-z2 2



2



2



∫ dΦ=∫ gdz=−∫ αdp 1



1



1



Φ2 −Φ1=g ( z 2−z 1 ) 2



2



¿−∫ α 35,0, p dp−∫ δdp 1



1



Φ2 −Φ1=g ( z 2−z 1 )=−∆ Φ std −∆ Φ ∆ Φ std ∆Φ Φ2 −Φ1



= “Jarak” geopotensial standar, fungsi dari p saja = Anomali geopotensial, fungsi dari S,T, p = “Jarak” geopotensial diantara