Tipe Arus Densitas dan Mekanisme Pembentukannya

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). Terdapat 5 tipe arus densitas yang dapat dijabarkan, sebagai berikut :
1. arus densitas akibat discharge / debit sungai.
2. arus densitas akibat suplai bouyancy dari laut lepas ( open ocean).
3. arus densitas akibat input bouyancy dari sungai dan laut lepas.
4. arus densitas akibat efek akumulasi panas karena kondisi topografi perairan.
5. arus densitas akibat distribusi horizontal dari difusivitas vertikal. Penjelasan lebih lengkapnya, sebagai berikut:
1. 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.

Gambar 1.  Arus Densitas di Estuari

Arus kearah hulu di lapisan bawah timbul akibat muka air yang tinggi di lepas pantai dibandingkan di muara (saat pasang).

2.  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.

Gambar 2. Arus Densitas Akibat Input Bouyancy Dari Sungai Dan Laut Lepas

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).

3. Terjadi pada musim dingin
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.

Gambar 3.  Arus Densitas Akibat Input Bouyancy Dari Sungai Dan Laut Lepas

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 (Gambar 4)

Gambar 4. Terbentuknya Daerah Konvergensi Dibagian Tengah (Central)

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.

Gambar 5 Proses Cabeling

Penjelasan proses cabeling (Gambar 5) :

Titik A dan titk B mewakili massa air A dan B. Kedua massa air ini memiliki densitas yang sama karena terletak pada kurva σ_t yang sama, tetapi temperatur dan salinitasnya berbeda. Percampuran massa air A dan B membentuk massa air C yang densitasnya lebih besar daripada densitas A dan B dan turun kelapisan dalam

Perhatikan distribusi densitas di daerah pantai dan lepas pantai (Gambar 4). Dari grafik densitas terlihat perairan pantai dan lepas pantai mempunyai densitas yang sama. Di daerah pertengahan (central) densitas menjadi tinggi karena percampuran massa air pantai dan lepas pantai dan akibat pendinginan. Perlu ditekankan kembali disini ada dua proses yang menyebabkan bertambahnya densitas di daerah central yaitu proses pendinginan dan efek cabeling.

4.  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 (Gambar 6).

Gambar 7 Arus Densitas Akibat Efek Kumulasi Panas Karena Kondisi

Topografi Perairan

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.

Sebaliknya, pada musim dingin, air di dekat pantai lebih dingin daripada di lepas pantai, sehingga muka air di pantai lebih rendah daripada di lepas pantai. Akibatnya, terbentuk arus densitas yang bergerak dari lepas pantai ke arah pantai dan kemudian turun (sinking) ke lapisan dalam.

Di kedua kasus diatas arus densitas terbentuk akibat akumulasi atau pelepasan panas didekat pantai (karena kondisi topografi di pantai). Bila pengaruh coriolis tidak dapat diabaikan, maka arus densitas yang terbentuk di suatu teluk yang cukup lebar misalnya, membentuk suatu sirkulasi arus yang berlawanan dengan arah putaran jarum jam (pada musim panas). Efek pemanasan yang kuat pada musim panas membentuk slope muka air di sisi kiri (barat) dan sisi kanan (timur) teluk yang menurun kebagian pusat (central). Akibat keseimbangan gaya gradien tekanan dan gaya coriols terbentuk sirkulasi arus permukaan yang arahnya berlawanan dengan arah putaran jarum jam (lihat Gambar 8).

Gambar 8. Sirkulasi Arus Densitas Disuatu Teluk Yang Lebar

Catatan tambahan :

Untuk kasus tanpa coriolis di musim dingin, sirkulasi arus yang terbentuk polanya berlawanan dengan pola sirkulasi arus di estuari (lihat Gambar 9).

Gambar 9. Sirkulasi Arus Densitas Di Perairan Pantai Yang Dangkal Pada Musim Dingin Dan Sirkulasi Di Estuari

 

5.  Magnitudo difusifitas vertikal bergantung pada magnitudo atau kekuatan arus pasut. Kekuatan arus pasut berperan dalam percampuran vertikal, sehingga difusifitas vertikal bergantung pada kekuatan arus pasut. Kekuatan arus pasut bervariasi secara horizontal. Arus pasut akan kuat di daerah yang sempit dan dangkal. Karena kekuatan arus pasut bervariasi dalam arah horizontal maka difusivitas vertikal juga bervariasi secara horizontal. Difusivitas vertikal akan menentukan stratifikasi kolom air. Pada musim panas stratifikasi yang kuat terjadi pada daerah dimana arus pasutnya lemah (percampuran kecil). Sebaliknya pada daerah dimana arus pasutnya kuat seperti di selat terjadi percampuran secara vertikal sehingga stratifikasinya lemah dan bisa menjadi homogen (Gambar 9). Densitas lapisan permukaan di daerah yang terstratifikasi kuat akan lebih rendah dari pada densitas lapisan permukaan didaerah dengan stratifikasi yang lemah (terjadi percampuran vertikal).

Gambar 10. Kolom air yang terstratifikasi kuat dan terstratifikasi lemah

Karena terdapat gradien densitas horizontal diantara daerah dengan stratifikasi yang lemah dan daerah dengan stratifikasi yang kuat, maka kondisi ini mengakibatkan terbentuknya arus densitas yang bergerak dari daerah dengan stratifikasi kuat  (muka air tinggi) ke daerah dengan stratifikasi lemah (muka air rendah). Front pasut (tidal front) terbentuk didaerah transisi diantara daerah yang terstratifikasi kuat dan daerah yang tercampur sempuran secara vertikal.

(Sumber referensi: Prof.Dr. Indra Budi Prasetyawan.M.Phil, Msc, Phd, DEA, Ces dan Catatan Kuliah Prof. Dr. Safwan Hadi-Guru Besar Oseanografi ITB)