laporan densitas praktikum pengantar oseanografi

LAPORAN PRAKTIKUM PENGANTAR OSEANOGRAFI

DENSITAS AIR LAUT

          Oleh :

Nama               :           Ridho Anzari

Nim                 :           08101005026

Kelompok       :           II (dua)

                                          

LABORATORIUM OSEANOGRAFI

PROGRAM STUDI ILMU KELAUTAN

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

UNIVERSITAS SRIWIJAYA

2011

BAB I

PENDAHULUAN

1.1  Latar Belakang

Air adalah senyawa yang penting bagi semua bentuk kehidupan yang diketahui sampai saat ini di bumi, tetapi tidak di planet lain. Air menutupi hampir 71% permukaan bumi. Terdapat 1,4 triliun kilometer kubik (330 juta mil³) tersedia di bumi. Air laut memiliki kadar garam rata-rata 3,5%. Artinya dalam 1 liter (1000 mL) air laut terdapat 35 gram garam. Air di laut merupakan campuran dari 96,5% air murni dan 3,5% material lainnya seperti garam-garaman, gas-gas terlarut, bahan-bahan organik dan partikel-partikel tak terlarut. Walaupun kebanyakan air laut di dunia memiliki kadar garam sekitar 3,5 %, air laut juga berbeda-beda kandungan garamnya. Yang paling tawar adalah di timur Teluk Finlandia dan di utara Teluk Bothnia, keduanya bagian dari Laut Baltik. Yang paling asin adalah di Laut Merah, di mana suhu tinggi dan sirkulasi terbatas membuat penguapan tinggi dan sedikit masukan air dari sungai-sungai. Kadar garam di beberapa danau dapat lebih tinggi lagi. Air laut memiliki kadar garam karena bumi dipenuhi dengan garam mineral yang terdapat di dalam batu-batuan dan tanah. Contohnya natrium, kalium, kalsium, dll. Ombak laut yang memukul pantai juga dapat menghasilkan garam yang terdapat pada batu-batuan. Lama-kelamaan air laut menjadi asin karena banyak mengandung garam            (Anonim, 2011).
Sifat-sifat fisis utama air laut ditentukan oleh 96,5% air murni. Laut, menurut sejarahnya, terbentuk 4,4 milyar tahun yang lalu, dimana awalnya bersifat sangat asam dengan air yang mendidih karena panasnya Bumi pada saat itu. Asamnya air laut terjadi karena saat itu atmosfer Bumi dipenuhi oleh karbon dioksida. Keasaman air inilah yang menyebabkan tingginya pelapukan dan menyebabkan air laut menjadi asin seperti sekarang ini. Pada saat itu, gelombang tsunami sering terjadi karena seringnya asteroid menghantam Bumi. Menurut para ahli, awal mula laut terdiri dari berbagai versi; salah satu versi yang cukup terkenal adalah bahwa pada saat itu Bumi mulai mendingin akibat mulai berkurangnya aktivitas vulkanik, disamping itu atmosfer bumi pada saat itu tertutup oleh debu-debu vulkanik yang mengakibatkan terhalangnya sinar Matahari untuk masuk ke Bumi. Akibatnya, uap air di atmosfer mulai terkondensasi dan terbentuklah hujan (Potter, 2009).

Dengan lambat laun jumlah karbon dioksida yang ada di atmosfer mulai berkurang akibat terlarut dalam air laut dan bereaksi dengan ion karbonat membentuk kalsium karbonat. Akibatnya, langit mulai menjadi cerah sehingga sinar Matahari dapat kembali masuk menyinari Bumi dan mengakibatkan terjadinya proses penguapan sehingga volume air laut di Bumi juga mengalami pengurangan dan bagian-bagian di Bumi yang awalnya terendam air mulai kering. Proses pelapukan batuan terus berlanjut akibat hujan yang terjadi dan terbawa ke lautan, menyebabkan air laut semakin asin. Pada 3,8 milyar tahun yang lalu, planet Bumi mulai terlihat biru karena laut yang sudah terbentuk tersebut. Suhu bumi semakin dingin karena air di laut berperan dalam menyerap energi panas yang ada, namun pada saat itu diperkirakan belum ada bentuk kehidupan di bumi (Anonim, 2011).

1.2  Tujuan

1.      Mengetahui alat-alat yang digunakan untuk mengukur densitas air laut dan diagram T-S

2.      Mampu membuat diagram T-S

3.      Mampu menggambarkan garis-garis isopicnal pada diagram T-S

1.3  Manfaat

1.      Mampu menggunakan alat-alat yang digunakan pada pengukuran densitas.     

2.      Dapat menggambarkan garis-garis pada diagram T - S dengan baik.

3.      Memahami metode pengukuran densitas.

BAB II

TINJAUAN PUSTAKA

Densitas merupakan salah satu parameter terpenting dalam mempelajari dinamika laut. Perbedaan densitas yang kecil secara horisontal (misalnya akibat perbedaan pemanasan di permukaan) dapat menghasilkan arus laut yang sangat kuat. Oleh karena itu penentuan densitas merupakan hal yang sangat penting dalam oseanografi. Posisi obyek di dalam air, materi2 di dalam dan di atas permukaan laut dan posisi dari massa air tersebut ditentukan sebagai densitas. obyek yang tebal akan terbenam di bawah obyek yang sedikit tebal. Perubahan volume dapat mengubah densitas. Contohnya jika temperature air meningkat air akan berpindah lebih cepat dan dan akan menempati volume yang lebih besar dan densitas akan menurun. Dan jika air tersebut dingin, perpindahan partikel akan menurun dan volume juga akan menurun sehingga densitas air akan meningkat. Hal ini juga akan sangat mungkin dalam mengubah massa air dengan melarutkan materi - materi di dalamnya. Materi - materi yang dilarutkan memberikan kuantitas massa yang besar sehingga densitas tinggi.  Sejak densitas ditetapkan sebagai obyek yang menduduki posisi yang menentukan, massa air yang tinggi akan selalu berpindah ke dalam dan terbenam di bawah densitas yang lebih rendah. Dalam pengaruh densitas yang berbeda merupakan faktor kontrol arus yang berpindah di bawah permukaan laut (Potter, 2009).

Lambang yang digunakan untuk menyatakan densitas adalah ρ (rho). Densitas air laut bergantung pada temperatur (T), salinitas (S) dan tekanan (p). Kebergantungan ini dikenal sebagai persamaan keadaan air laut :

ρ = ρ(T,S,p)

Penentuan dasar pertama dalam membuat persamaan di atas dilakukan oleh Knudsen dan Ekman pada tahun 1902. Pada persamaan mereka, ρ dinyatakan dalam g cm^-3. Penentuan dasar yang baru didasarkan pada data tekanan dan salinitas dengan kisaran yang lebih besar, menghasilkan persamaan densitas baru yang dikenal sebagai Persamaan Keadaan Internasional. Persamaan ini menggunakan temperatur dalam ^oC, salinitas dari Skala Salinitas Praktis dan tekanan dalam dbar (1 dbar = 10.000 pascal = 10.000 N m^-2). Densitas dalam persamaan ini dinyatakan dalam kg m^-3. Jadi, densitas dengan harga 1,025 g cm^-3 dalam rumusan yang lama sama dengan densitas dengan harga 1025 kg m^-3 dalam Persamaan Keadaan Internasional. Densitas bertambah dengan bertambahnya salinitas dan berkurangnya temperatur, kecuali pada temperatur di bawah densitas maksimum. Densitas air laut terletak pada kisaran 1025 kg m^-3 sedangkan pada air tawar 1000 kg m^-3. Para oseanografer biasanya menggunakan lambang σ_t (huruf Yunani sigma dengan subskrip t, dan dibaca sigma-t) untuk menyatakan densitas air laut. dimana σ_t = ρ - 1000 dan biasanya tidak menggunakan satuan (seharusnya menggunakan satuan yang sama dengan ρ). Densitas rata-rata air laut adalah σ_t = 25. Aturan praktis yang dapat kita gunakan untuk menentukan perubahan densitas adalah: σ_t berubah dengan nilai yang sama jika T berubah 1^oC, S 0,1, dan p yang sebanding dengan perubahan kedalaman 50 m (Setiawan, 2005).

Perlu diperhatikan bahwa densitas maksimum terjadi di atas titik beku untuk salinitas di bawah 24,7 dan di bawah titik beku untuk salinitas di atas 24,7. Hal ini mengakibatkan adanya konveksi panas. S < 24.7 : air menjadi dingin hingga dicapai densitas maksimum, kemudian jika air permukaan menjadi lebih ringan (ketika densitas maksimum telah terlewati) pendinginan terjadi hanya pada lapisan campuran akibat angin (wind mixed layer) saja, dimana akhirnya terjadi pembekuan. Di bagian kolam (basin) yang lebih dalam akan dipenuhi oleh air dengan densitas maksimum.

S > 24.7 : konveksi selalu terjadi di keseluruhan badan air. Pendinginan diperlambat akibat adanya sejumlah besar energi panas (heat) yang tersimpan di dalam badan air. Hal ini terjadi karena air mencapai titik bekunya sebelum densitas maksimum tercapai. Seperti halnya pada temperatur, pada densitas juga dikenal parameter densitas potensial yang didefinisikan sebagai densitas parsel air laut yang dibawa secara adiabatis ke level tekanan referensi (Eka, 2005).

Densitas air laut merupakan jumlah massa air laut per satu satuan volume. Densitas merupakan fungsi langsung dari kedalaman laut, serta dipengaruhi juga oleh  salinitas, temperatur, dan tekanan. Pada umumnya nilai densitas (berkisar antara 1,02 - 1,07 gr/cm3) akan bertambah sesuai dengan bertambahnya salinitas dan tekanan serta berkurangnya temperature. Perubahan densitas dapat disebabkan oleh proses-proses : Evaporasi di permukaan laut. Massa air pada kedalaman < 100 m sangat dipengaruhi oleh angin dan  gelombang, sehingga besarnya densitas relatif homogen. Di bawah lapisan ini terjadi perubahan temperatur yang cukup besar (Thermocline) dan juga salinitas (Halocline), sehingga menghasilkan pola perubahan densitas yang cukup besar (Pynocline). Di bawah Pynocline hingga ke dasar laut mempunyai densitas yang lebih padat. Stabilitas air laut dipengaruhi oleh perbedaan densitasnya, yang disebut dengan Sirkulasi Densitas atau Thermohaline. Dalam kegiatan pemeruman (pengukuran kedalaman dengan alat Echosounder),  salinitas dan temperatur yang diperoleh dari pengukuran pada interval kedalaman tertentu sangat berguna untuk menentukan : Cepat rambat gelombang akustik. Menentukan pembelokan arah perambatan gelombang akustik (refraksi) (Setiawan, 2005).

Umumnya ada hubungan tak lansung antara suhu dan densitas, karena adanya ganguan atom-atom dalam molekul air. Kenaikan sushu menurunkan densitas air laut dan menambah daya larut air laut. Air murni dapat beku pada suhu 0 derajat Celsius, karena ada pengaruh dari densitas dan salinitas air laut masih dapat cair pada suhu 0 derajat Celsius. Pada permukaan air laut membeku pada suhu -1,9 derajat Celsius. Kapasitas menahan panas air laut dari air laut dan sirkulasi massa air laut menjadikan laut sebagai pompa panas raksasa. Panas dari matahari akan menghangatkan pada permukaan lintang rendah di bumi. Oleh sirkulasi permukaan air laut akan mengngkut panas ke lintang yang tinggi yang seharusnya dingin akan menjadi panas seperti daerah eropa. Penelitian yang dilakukan oleh beberapa ahli menyatakan posisi Indonesia merupakan posisi penentu dalam mengontrol iklim global dan dunia yang bersumber pada arus lintas Indonesia dari samudera pasifik menuju samudera hindia dan atlantik (Imran, 2009).

Arus densitas merupakan arus yang timbul akibat adanya gradien densitas dalam arah horizontal. Gradien densitas horizontal 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 horizontal yang bertambah besar ke arah laut. Gradien densitas horizontal ini mengakibatkan gradien tekanan horizonal yang akhirnya menimbulkan arus densitas. Didalam arus densitas di estuari terjadi keseimbangan antara gradien tekanan dan gesekan internal, sementara didalam arus densitas di daerah pantai terjadi keseimbangan antara gradien tekanan, gesekan internal, dan gaya coriolis. Terdapat 5 tipe arus densitas sebagai berikut : Arus densitas akibat discharge / debit sungai. Arus densitas akibat suplai bouyancy dari laut lepas. Arus densitas akibat input bouyancy dari sungai dan laut lepas. Arus densitas akibat efek akumulasi panas karena kondisi topografi perairan. Arus densitas akibat distribusi horizontal dari difusivitas vertical (Eka, 2005).

Seperti halnya pada temperatur, pada densitas juga dikenal parameter densitas potensial yang didefinisikan sebagai densitas parsel air laut yang dibawa secara adiabatis ke level tekanan referensi. Temperatur air merupakan factor lain yang sangat penting dalam distribusi organisme lautan. Beberapa organisme mampu beradaptasi dengan variasi suhu yang besar. Dalam oseanografi dikenal dua istilah untuk menentukan temperatur air laut yaitu temperatur dan temperatur potensial. Temperatur adalah sifat termodinamis cairan karena aktivitas molekul dan atom di dalam cairan tersebut. Semakin besar aktivitas (energi), semakin tinggi pula temperaturnya. Temperatur menunjukkan kandungan energi panas. Energi panas dan temperatur dihubungkan oleh energi panas spesifik (Imran, 2009).

Temperatur air laut di permukaan ditentukan oleh adanya pemanasan (heating) di daerah tropis dan pendinginan (cooling) di daerah lintang tinggi. Kisaran harga temperatur di laut adalah -2^oC s.d. 35^oC. Tekanan di dalam laut akan bertambah dengan bertambahnya kedalaman. Sebuah parsel air yang bergerak dari satu level tekanan ke level tekanan yang lain akan mengalami penekanan (kompresi) atau pengembangan (ekspansi). Jika parsel air mengalamai penekanan secara adiabatis (tanpa terjadi pertukaran energi panas), maka temperaturnya akan bertambah. Sebaliknya, jika parsel air mengalami pengembangan (juga secara adiabatis), maka temperaturnya akan berkurang. Perubahan temperatur yang terjadi akibat penekanan dan pengembangan ini bukanlah nilai yang ingin kita cari, karena di dalamnya tidak terjadi perubahan kandungan energi panas. Untuk itu, jika kita ingin membandingkan temperatur air pada suatu level tekanan dengan level tekanan lainnya, efek penekanan dan pengembangan adiabatik harus dihilangkan (Eka, 2005).

Satuan untuk temperatur dan temperatur potensial adalah derajat Celcius. Sementara itu, jika temperatur akan digunakan untuk menghitung kandungan energi panas dan transpor energi panas, harus digunakan satuan Kelvin. 0^oC = 273,16K. Perubahan 1^oC sama dengan perubahan 1K. Seperti telah disebutkan di atas, temperatur menunjukkan kandungan energi panas, dimana energi panas dan temperatur dihubungkan melalui energi panas spesifik.  Energi panas persatuan volume dihitung dari harga temperatur menggunakan rumus :

Q = densitas * energi panas spesifik * temperatur (temperatur dalam satuan Kelvin).

Jika tekanan tidak sama dengan nol, perhitungan energi panas di lautan harus menggunakan temperatur potensial. Satuan untuk energi panas (dalam mks) adalah Joule. Jadi, densitas berpengaruh terhadap perubahan temperature karena saat perubahan suhu terjadi, akan terjadi perubahan volume yang mengakibatkan perubahan densitas. Perubahan temperature yang terjadi merupakan perubahan temperature adiabatic (tanpa pertukaran energy panas) karena sesungguhnya, perubahan temperature yang terjadi tidak terlalu signifikan sehingga tidak terjadi pertukaran energy panas. Tetapi perubahan tersebut cukup berpengaruh kepada nilai densitas yang ada (Potter, 2009).

Arus densitas merupakan arus yang timbul akibat adanya gradien densitas dalam arah horizontal. Gradien densitas horizontal 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 horizontal yang bertambah besar ke arah laut. Gradien densitas horizontal ini mengakibatkan gradien tekanan horizonal yang akhirnya menimbulkan arus densitas. Didalam arus densitas di estuari terjadi keseimbangan antara gradien tekanan dan gesekan internal (gesekan viskos), sementara didalam 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 diabaikan) (Setiawan, 2005)

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 horizontal dari densitas yang bertambah besar ke arah laut. Gradien horizontal dari densitas ini mengakibatkan sirkulasi estuari di mana air tawar mengalir di lapisan permukaan kearah muara (laut) dan air asin mengalir dilapisan bawah (dalam) ke arah hulu. Arus kearah hulu di lapisan bawah timbul akibat muka air yang tinggi di lepas pantai dibandingkan di muara (saat pasang) (Eka, 2005).

Air di perairan pantai 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. 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) (Imran, 2009).

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. Massa air di perairan pantai tidak dapat turun (sinking) akibat pendinginan karena mendapat suplai air tawar dari sungai. Jadi, ia tidak cukup berat untuk turun ke lapisan dalam. Air yang di lepas pantai juga tidak cukup dingin(berat) untuk tenggelam ke lapisan dalam karena adanya percampuran dengan air laut lepas yang hangat (input bouyancy dari laut lepas). 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 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. Turunnya (sinking ) air di daerah konvergensi diperkuat oleh efek cabeling. Proses cabeling adalah percampuran 2 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, bercampur di front thermohaline membentuk massa air baru yang densitasnya lebih besar dan turun ke lapisan dalam (Potter, 2009).

Perbedaan kapasitas panas akibat slope dasar perairan dapat menimbulkan gradien temperatur dalam arah horizontal yang kemudian memicu timbulnya arus densitas karena adanya gradien horizontal 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. 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 (Setiawan, 2009).

BAB III

METODOLOGI

1.1  Waktu Dan Tempat

Praktikum dilaksanakan pada hari senin,  tanggal 17 oktober 2011. pukul 13.30 samapai dengan selesai. Bertempat dilaboratorium oseanografi, jurusan ilmu kelautan Fakultas MIPA, Universitas Sriwijaya  Inderalaya.

1.2  Alat Dan Bahan

a.       Peralatan yang digunakan dalam praktikum ini adalah : kalkulator, penggaris, dan pensil.

b.      Bahan yang digunakan dalam praktikum ini adalah kertas millimeter block.

1.3  Cara Kerja

	Gambarkan diagram T-S suatu perairan menggunakan kertas mm block

 

                                                                                BAB IV

PEMBAHASAN

Dari praktikum yang telah dilaksanakan diketahui bahwa densitas merupakan kerapatan massa jenis air. Densitas selalu berhubungan dengan suhu,tekanan dan salinitas. Densitas bertambah dengan bertambahnya salinitas dan berkurangnya temperatur, kecuali pada temperatur di bawah densitas maksimum. densitas berpengaruh terhadap perubahan temperature karena saat perubahan suhu terjadi, akan terjadi perubahan volume yang mengakibatkan perubahan densitas. Perubahan temperature yang terjadi merupakan perubahan temperature adiabatic (tanpa pertukaran energy panas) karena sesungguhnya, perubahan temperature yang terjadi tidak terlalu signifikan sehingga tidak terjadi pertukaran energy panas.

Sejak densitas ditetapkan sebagai obyek yang menduduki posisi yang menentukan, massa air yang tinggi akan selalu berpindah ke dalam dan terbenam di bawah densitas yang lebih rendah. Dalam pengaruh densitas yang berbeda merupakan faktor kontrol arus yang berpindah di bawah permukaan laut.  Umumnya ada hubungan tak lansung antara suhu dan densitas, karena adanya ganguan atom-atom dalam molekul air. Kenaikan suhu menurunkan densitas air laut dan menambah daya larut air laut. Air murni dapat beku pada suhu 0 derajat Celsius, karena ada pengaruh dari densitas dan salinitas air laut masih dapat cair pada suhu 0 derajat Celsius. Pada permukaan air laut membeku pada suhu -1,9 derajat Celsius. Kapasitas menahan panas air laut dari air laut dan sirkulasi massa air laut menjadikan laut sebagai pompa panas raksasa. Secara umum densitas meningkat dengan meningkatnya salinitas, tekanan atau kedalaman, dan menurunnya suhu.

Densitas merupakan fungsi langsung dari kedalaman laut, serta dipengaruhi juga oleh salinitas, temperatur, dan tekanan. Densitas air laut merupakan jumlah massa air laut per satu satuan volume. Pada umumnya nilai densitas akan bertambah sesuai dengan bertambahnya salinitas dan tekanan serta berkurangnya temperatur.

Berdasarkan parameter yang mempengaruhi densitas antara suhu, salinitas dan tekanan, yang paling mempengaruhi densitas adalah tekanan. Jika densitas di suatu perairan naik atau tinggi maka suhu di perairan tersebut akan turun. Densitas maksimal terjadi pada suhu antara    39,8⁰C - 40⁰C. Tapi sebaliknya dengan salinitas dan tekanan di daerah perairan tersebut. Tekanan dan salinitasnya naik. Jadi pada intinya adalah densitas berbanding terbalik dengan suhu tetapi berbanding lurus dengan salinitas dan tekanan. Dari penjelasan di atas, dapat disimpulkan bahwa faktor-faktor yang mempengaruhi densitas adalah suhu, salinitas dan tekanan. Dan dari faktor-faktor yang mempengaruhi densitas tersebut, faktor tekanan lah yang paling berpengaruh terhadap nilai densitas di suatu perairan. Jadi jika disuatu perairan tekanannya berubah maka densitasnyapun pasti berubah.

Distribusi densitas dalam perairan dapat dilihat melalui stratifikasi densitas secara vertikal di dalam kolom perairan, dan perbedaan secara horisontal yang disebabkan oleh arus. Distribusi densitas berhubungan dengan karakter arus dan daya tenggelam suatu massa air yang berdensitas tinggi pada lapisan permukaan ke kedalaman tertentu. Densitas permukaan laut berkurang karena ada pemanasan, presipitasi, run off dari daratan serta meningkat jika terjadi evaporasi dan menurunnya suhu permukaan.

Sebaran densitas secara vertikal ditentukan oleh proses percampuran dan pengangkatan massa air. Penyebab utama dari proses tersebut adalah tiupan angin yang kuat. Pada tingkat kepercayaan 95 % terlihat adanya hubungan yang positif antara densitas dan suhu dengan kecepatan angin, dimana ada kecenderungan meningkatnya kedalaman lapisan tercampur akibat tiupan angin yang sangat kuat. Secara umum densitas meningkat dengan meningkatnya salinitas, tekanan atau kedalaman, dan menurunnya suhu.

Pada intinya adalah distribusi denstitas ada dua yaitu secara vertikal dan horisontal. Jika vertikal pengaruh denstitas terhadap temperatur/suhu dan salinitas juga tekanan. Bisa ditandai dengan sebuah grafik, dimana tersebut garisnya berada pada posisi vertikal, garisnya dari atas ke bawah.

BAB V

KESIMPULAN

1.      Alat pengukur densitas yaitu hand refractometer dan CTD

2.      Diagram T-S merupakan salah satu metode untuk mengetahui massa air laut berdasarkan suhu dan salinitas.

3.      Isopicnal merupakan garis imajiner yang menghubungkan densitas yang sama.

4.      Densitas sangat dipengaruhi oleh suhu, salinitas, dan tekanan.

5.      Distribusi denstitas ada dua yaitu secara vertikal dan horizontal.

DAFTAR PUSTAKA

Anonim. 2011. Laut.  http://id.wikipedia.org. Diakses pada tanggal 14 oktober 2011 pukul 20.0 WIB.

Eka, Djunarsjah. 2005. Sifat fisik air laut. http://sudomo-gis.com.  Diakses pada tanggal 14 Oktober 2011 pukul 20.00 WIB.

Imran, Ali. 2009. Suhu dan densitas air laut. http://adharikunae.blogspot.com. Diakses pada tanggal 14 Oktober 2011 pukul 20.00 WIB.

Potter, Yudo. Densitas Air Laut. http://oseanografi.blogspot.com. Diakses tanggal 14 Oktober 2011 pukul 20.00 WIB

Setiawan, Agus. 2005. Densitas Laut. http://oseanografi.blogspot.com. Diakses pada tanggal 14 Oktober 2011 pukul 20.00 WIB