BAB I

PENDAHULUAN

1.1. Pengertian Dasar

Ocean : Laut / Samudra

Graphy ; Gambaran / Diskripsi

Orang yang mempelajari samudra / laut secara mendalam disebut Osenografer. Oseanografi adalah studi yang memberikan gambaran atau yang mempelajari proses Fisika, Biologi, Kimia, dan geologi di laut. Secara sederhana daerah pantai (Coastal sea area) dalam konteks ruang adalah pertemuan wilayah darat dan laut, namun dalam konteks fisis, kimia dan biologi (fikibi) merupakan sustu sistem yang sangat kompleks dari interaksi antara parameter fikibi darat, perairan pantai dan perairan laut dalam, atmosfer dan lantai laut/samudra, juga dipengaruhi oleh gaya tarik benda-benda langit.

Oseanografi fisis: Kajian tentang aspek fisika di laut yang meliputi sifat-sifat fisis dan dinamika laut. Dinamika: Gerak air laut yang meliputi arus laut, gelombang laut dan pasang surut laut. Oseanografi Biologi: Kajian yang mempelajari sisi hayati laut guna mengungkapkan berbagai sirkulasi kehidupan organisme yang hidup di atau dari laut. Oseanografi Kimia: Kajian yang melihat berbagai proses aksi dan reaksi antar unsur molekul atau campuran dalam sistem laut / samudra yang menyebabkan perubahan zat secara reversibel atau ireversibel. Oseanografi Geologi: Kajian yang memfokuskan pada bagunan dasar laut yang berkaitan dengan struktur dan evolusi cekungan laut.

        Interaksi multidimensi dengan proses-proses yang mempunyai ketergantungan yang sangat kuat dalam daerah perairan pantai membuat kita perlu mempertimbangkan wilayah pesisir ini sebagai suatu sistem. Gambar 1.1 bawah ini memperlihatkan suatu sistem yang sangat kompleks terjadi di perairan pantai antara parameter-parameter darat, perairan dangkal, perairan laut dalam, atmosfer serta aktivitas bawah laut, dimana masing-masing parameter merupakan suatu subsistem yang juga mempunyai proses masing-masing.

Gambar 1.1 Interaksi-interaksi di daerah perairan pantai

Interaksi ini menyebabkan gradien (perubahan) temporal dan spasial dari momentum yang dimotori oleh proses adveksi, difusi dan dispersi yang menyebabkan perubahan konsentrasi dari substansi kimia dan biomassa sangat besar. Demikian juga dengan dinamika laut yang ada didalamnya seperti aktivitas gelombang. Untuk menganalisis faktor penentu karakteristik pantai, maka perlu pengkajian dan identifikasi parameter-parameter tersebut.

1.2. Geologi dan Topografi Dasar Laut

        Fisiografi dan batimetri (lanndscape bawah laut) memungkinkan dasar laut dipisahkan menjadi tiga, yaitu:

1. Continental margins (Paparan Benua)
2. Deep Ocean Basin (Landasan dasar Laut)
3. Midoceanic ridges (Punggung tengah dasar laut)

Diantara paparan benua dengan punggung tengah laut terdapat daerah laut dalam. Daerah punggung tengah laut ini terdiri dari gunung bawah laut yang panjang dan menerus yang berada dalam range sekitar sepertiga dari dasar laut dan memanjang sekitar 60.000 km dari bumi.

        Daerah paparan benua (The continental margins) adalah ujung benua yang terendam dan terdiri dari irisan sedimen tererosi dari darat dan dideposisikan sepanjang ujung benua. Paparan benua dapat dibagi tiga, yaitu; The continental sheif, the continental slope, dan the continental rise.

Perbebedaan Geologi antara benua dengan dasar laut adalah pada komposisi, elevasi, dan figur fisiografinya. Elevasi pada permukaan bumi menggambarkan distribusi bimodal sekitar 29% diatas level muka laut dan sisanya pada kedalaman 4-5 km dibawah muka laut. Lempeng benua terutama terkomposisi dari granit berwarna terang. Densitas rendah (2,7 grm/cm3 ) batuan yang kaya aluminium, silikon dan oksigen. Sedangkan lempeng oceanik terkomposisi dari batuan basal berwarna gelap, densitas tinggi (2,9 grm/cm3), batuan vulkanik yang kaya akan silikon, oksigen dan magnesium. Lapisan moho adalah batas antara batuan lempeng dan lebih berat (3,3 grm/cm3) batuannya dari mantel.

BAB II

SIFAT-SIFAT FISIS DAN KIMIAWI AIR LAUT

2.1. Sifat Fisis dan Kimiawi Air Murni (Tawar)

        Molekul air tawar terdiri dari dua atom H+ dan satu atom O=. Struktut molekul air tawar (H2O) unik, dimana sudut antara atom H+ dan atom O= adalah 105o.

Karena struktur molekul H2O demikian, maka molekul air bersifat bipolar (mempunyai dua kutub). Atom H+ dan O= diikat oleh suatu ikatan kimia yang disebut ikatan kovalen (covalent bond). Ikatan kovalen ini terbentuk dengan cara saling terbagi elektron antara aton H+ dan atom O=. Tiap atom H+ berbagi (share) elektron tunggalnya dengan atom O=, dan atom O= berbagi satu elektronnya dengan tiap atom H+.

Karena sifat alami air adalah bipolar, maka molekul air akan menyatu dengan molekul air yang lain oleh suatu ikatan yang disebut ikatan hidrogen (hydrogen bond).

Ikatan hidrogen ini membuat air mempunyai kapasitas panas yang tinggi dibandingkan zat yang lain. Kapasitas panas air = 1 Cal/g/oC

Contoh kapasitas panas dari beberapa zat:

Kapasitas panas air yang tinggi pada air laut mengakibatkan Range (kisaran) suhu air laut jauh lebih kecil daripada range suhu udara.

Contoh:

Range suhu air laut:

-2 oC  s/d  30 oC        ;      -2 oC di Antartika

Range suhu udara:

-50 oC  s/d  50 oC      ;      -50 oC di Antartika dan 50 oC di gurun pasir

Dalam satu hari perubahan suhu air laut jauh lebih kecil daripada perubahan suhu udara atau daratan didekatnya.

        Kapasitas panas air yang tinggi berperan dalam pembentukan angin darat dan angin laut serta angin musim (monsun). Pada siang hari tekanan udara di atas laut tekanannya lebih tinggi dari pada tekanan udara di atas daratan, sehingga  timbul angin laut yang mengalir dari laut ke darat atau mengalir dari tekanan tinggi ke tekanan yang lebih rendah. Prosesnya diawali dari kapasitas air yang lebih tinggi dari pada kapasitas panas daratan yang membuat daratan menyerap panas lebih besar dari pada laut. Analogi yang sama berlaku pada pembentukan angin musim. Karena kapasitas panas air yang tinggi, maka perubahan suhu laut atau danau berlangsung secara perlahan dan membuat suhu permukaan bumi stabil.

         Disamping itu, ikatan hidrogen juga membuat air cenderung berkelompok atau terikat satu dengan yang lain dan sifat ini disebut sifat kohesif. Sifat kohesif ini membuat air mempunyai tegangan permukaan yang tinggi.

Cantoh: Tetes air pada permukaan kaca akan membentuk lengkungan.

Kandungan garam memperbesar tegangan permukaan air. Ini akan mempermudah terbentuknya ripples.

Disamping bersifat kohesif, air juga bersifat adhesif. Adhesif adalah kecenderungan air untuk melekat pada material lain atau membasahi material lain. Sifat kohesif dan adhesif ini akan menimbulkan efek kapiler.

Contoh efek kapiler:

• air yang naik di dalam pipet
• air yang merembes dari ujung handuk yang dicelupkan ke dalam air.

Air mempunyai viskositas yang rendah. Oli mempunyai viskositas yang jauh lebih besar daripada air. Viskositas adalah resistensi terhadap suatu gerakan atau gesekan internal.  Viskositas bergantung pada suhu. Penurunan suhu akan memperbesar viskositas.

2.2. Densitas Air Tawar

Densitas ≡ rapat jenis; dilambangkan dengan ρ dimana:ρ  =  m/v    [gr/cm3 ; kg/m3]

Pada air tawar suhu berpengaruh pada anomali sifat air, yaitu ρmax  pada suhu 3,98 oC ≈ 4 oC.  ρ akan berkurang bila suhu dinaikkan di atas 4 oC. Penurunan suhu di bawah 4 oC , misalnya mula-mula akan memperbesar densitas air, tetapi penambahan densitas ini tidak berlangsung secara kontinu. Air akan mencapai densitas maksimum pada suhu 4oC. Penurunan suhu di bawah suhu 4 oC malah memperkecil densitas.

Pengurangan suhu di bawah 4 oC memperkecil harga densitas air, hal ini disebabkan karena pada suhu 4 oC molekul air saling berdekatan dan bergerak sangat lambat sehingga setiap molekul dapat membentuk ikatan hidrogen dengan 4 molekul air lainnya. Bila suhu diturunkan di bawah 4 oC, molekul air sedikit terpisah dan pada 0 oC terbentuk kristal es.

Air dalam bentuk padat mengambil ruang lebih banyak daripada air dalam bentuk cair. Sehingga sedikit molekul air yang  yang ada dalam 1 cm3.

Dalam bentuk padat mengambil ruang lebih besar daripada air dalam bentuk cair karena pada pembentukan kristal es, sudut antara atom H+ dan O= bertambah dari 105 o menjadi sedikit lebih besar dari 109o.Suatu ruang yg di dapat di isi 27 molekul air dalam kondisi cair, hanya dapat di isi oleh 24 molekul air dalam kondisi padat. Ada pengembangan volume sekitar 9% (Air mengalami ekspansi sekitar 9%) dalam bentuk kristal es. 1 cm3 es pada 0 oC massanya 0,917 gr, sedangkan 1 cm3 air pada 0 oC massanya 0,999 gr akibatnya es mengapung diatas air.     

2. 3. Sifat Fisis dan Kimiawi Air Laut

Ada dua parameter utama yang digunakan oleh ahli oseanografi untuk mempelajari sifat-sifat fisis air laut, yaitu: Suhu dan Salinitas (kandungan garam). Dari distribusi suhu dan salinitas air laut ahli oseanografi dapat mengidentifikasi massa air laut dan mempelajari gerakan air laut. Suhu dan salinitas air laut sangat menentukan densitas air laut disamping tekanan (kedalaman). Setiap penelitian laut, suhu dan salinitas di samping kedalaman selalu di ukur.

2.3.a. Temperatur Air Laut

Air laut ditinjau dari distribusi sifat-sifat fisis atau kimiawinya, secara umum adalah berlapis (stratified). Distribusi sifat-sifat fisis maupun kimiawi air laut umumnya zonal, dalam arti tidak banyak perubahan dalam sifat-sifat air pada arah barat-timur. Distribusi suhu secara horizontal jauh lebih kecil daripada distribusi suhu dalam arah meridional (utara-selatan). Di samping itu distribusi suhu secara vertikal jauh lebih besar dari pada distribusi horizontal.

Secara vertikal distribusi suhu air laut dapat dibagi dalam 3 lapis, yaitu:

1. Lapisan homogen atau lapisan tercampur sempurna yang dikenal dengan nama mixed layer.
2. Lapisan dimana terjadi pengurangan suhu yang cepat secara vertikal yang dikenal sebagai lapisan termoklin (thermocline).
3. Lapisan dimana suhu berkurang secara perlahan dengan kedalaman. Lapisan ini di sebut lapisan dalam (deep layer).

                                         Gambar    . Lapisan air laut

Mixed layer di daerah ekuator lebih tipis dibanding di lintang menengah, hal ini disebabkan mixed layer merupakan lapisan yang tercampur sempurna (well mixed) oleh pengaruh angin dan gelombang yang menimbulkan turbulensi yang dapat mengaduk lapisan atas dari air laut. Tebal dari lapisan mixed layer in sangat tergantung pada kekuatan angin. Di lintang menengah, terutama pada musim dingin kekuatan angin jauh lebih besar daripada di daerah ekuator.

Termoklin: Pada lapisan ini terjadi perubahan suhu yang sangat besar dan pengurangan panas yang besar tehadap kedalaman.

Gambar. Distribusi suhu vertikal  a. jika tidak ada angin  b. jika ada angin

Deep layer : Perubahan suhu sangat lambat karena suplai panas dari lapisan atas sudah berkurang.  

Distribusi suhu secara vertikal diperlihatkan oleh gambar berikut :

Di daerah-daerah lintang menengah tebal dari mixed layer bergantung pada musim. Termoklin juga bervariasi dengan musim. Untuk daerah-daerah yang memiliki 4 musim terdapat termoklin musiman yang berubah mengikuti musim dan termoklin permanen yang tidak dipengaruhi oleh musim.

Pengaruh  dari garam-garam yang larut di dalam air laut :

1. Kapasitas panas air berkurang 4 %

        Untuk menaikkan suhu 1 gr air laut di sekitar 1o C hanya diperlukan 0,96 cal.

2. Garam-garam yang larut mengganggu jaringan kerja (network) dari ikatan hidrogen di dalam air yang mengakibatkan titik beku air laut lebih kecil dari titik beku air murni ( < 0 0C ).

        Mis: air laut dengan S = 35 %o mempunyai titik beku –1,91oC

3. Garam-garam yang larut di dalam air laut cenderung menarik molekul air sehingga air laut lebih lambat menguap daripada air tawar.
4. Tekanan Osmosis bertambah dengan bertambahnya Salinitas.

        Cat: Tek. Osmosis adalah tekanan yang dilakukan pada membran biologis biota laut bila salinitas lingkungan berbeda dari salinitas di dalam sel biota laut.

Tekanan Osmosis merupakan faktor kunci dalam transmisi air ke dalam atau keluar sel

Keempat sifat-sifat diatas bervariasi dengan salinitas. Sifat-sifat ini disebut Sifat Koligatif       ( Colligative Properties ).

Garam-garam yang larut didalam air laut, dapat dibagi dalam 2 kelompok, yaitu :

1. Unsur-unsur atau komponen utama.
2. Unsur-unsur atau komponen minor + trace elemen

Komponen utama meliputi 99 % dari zat yang larut di dalam air laut, sedangkan komponen minor + trace elemen meliputi 1 %.

Komponen Utama yang terdapat di dalam air laut dengan S = 34,4 %0  diperlihatkan oleh tabel sbb:

Unsur-unsur utama yang paling banyak di dalam air laut adalah Cl- dan Na+.

Komponen Minor :

        Brom ( Br )                = 65 ppm ( part per million )

        Boron ( B )                = 8   ppm

        Strontium ( Sr )        = 4   ppm

        Silika ( Si )                = 3   ppm

        Fluor ( F )                = 1   ppm

Trace Elemen :

        Nitrogen ( N )        = 280 ppb ( part per billion )

        Lithium ( Li )                = 124 ppb

        Jod ( J )                =  60  ppb

        Pospor ( P )                = 30   ppb

        Mercury ( Hg )        = 0,03 ppb

        Timah ( Pb )                = 0,04 ppb

        Alumunium ( Al )        = 2     ppb

        Mangan ( Mn )        = 2     ppb

        Seng ( Zn )                = 10   ppb

        Besi ( Fe )                = 6     ppb

        Emas ( Au )                = 4 . 10-6 ppb

Meskipun konsentrasi trace elemen kecil, Nitrogen dan Pospor merupakan zat hara yang berguna bagi pertumbuhan phytoplankton.

Sumber dari garam-garam yang larut di dalam air laut.

1. Proses pelapukan ( weathering ) dari batu-batuan ( rock )
2. Gas-gas yang keluar dari punggung samudra ( mid ocean ridge ) dan gunung api bawah laut yang meliputi : carbondioksida, belerang, sulfur, fluorine, nitrogen dan uap air.

Unsur – unsur yang bukan hasil proses pelapukan disebut Excess Volatiles.

150. : berasal dari gas-gas yang keluar di dasar  laut ( punggung tengah  samudra dan gunung api bawah laut )

Na +        : berasal dari proses weathering

Aturan komposisi yang konstan

Di laut terbuka ( open ocean ) yang jauh dari pantai, salinitas air laut berbeda dari suatu tempat ke tempat lain, mis: salinitas laut Jawa berbeda dengan salinitas laut Banda dan lautan Pasifik.

Tetapi meskipun salinitas air laut bervariasi dari tempat ke tempat lain, perbandingan/ ratio unsur-unsur utamanya tetap (konstan ). Ini disebut Aturan Komposisi yang konstan.

2. 3.b. Salinitas

Distribusi Horizontal.

Distribusi salinitas permukaan laut bergantung pada penguapan, curah hujan (presipitasi), run off dan pencairan es. Berbeda dengan distribusi suhu, distribusi salinitas permukaan rata-rata mempunyai minimum di daerah equator dan maksimum di daerah sub tropis 250N dan 250S, kearah kutub salinitas berkurang.

Salinitas maksimum terjadi di daerah angin pasat dimana penguapan jauh lebih besar dari presipitasi, di daerah equator presipitasi jauh lebih besar daripada penguapan.

Variasi salinitas terhadap lintang sangat ditentukan oleh proses penguapan dan presipitasi.

        S = S ( E,P )  dimana  E = Evaporasi dan P = Presipitasi

Hubungan empiris antara salinitas permukaan dengan penguapan dan presipitasi diberikan oleh

        S ( %o ) = 34,6 + 0,0175 ( E – P )

        S

        36                        E>P                E>P

        35                                P>E                                salinitas

        34

        33

             S        60        40        20        0 (Eq)        20        40        60        N

Distribusi Vertikal.

Di dalam menyatakan distribusi suhu secara vertikal, kita dengan mudah dapat mengatakan suhu air yang hangat (densitas rendah ) selalu berada di lap. Permukaan, sementara air yang dingin (densitas tinggi ) berada di lapisan dalam. Karena pengaruh Salinitas terhadap densitas air laut tidak sebesar pengaruh suhu terutama di lapisan  atas, maka bisa saja ditemukan air dengan salinitas yang tinggi atau rendah di lapisan permukaan yang hangat atau lapisan atas.

Dalam arah vertikal di daerah Equator, Tropis dan Subtropis di temukan lapisan dengan salinitas minimum pada kedalaman 600 – 1000 m dan salinitas bertambah sampai kedalaman 2000 m. Di lautan Atlantik di bawah kedalaman 2000 m, salinitas berkurang terhadap kedalaman, di daerah tropis sering terdapat lapisan dengan salinitas maksimum pada kedalaman 100 m. Di lintang tinggi, dimana salinitas permukaan rendah, salinitas umumnya bertambah sampai kedalaman 2000 m tanpa ada lapisan dengan salinitas minimum. Di lapisan dalam (deep layer) pada kedalaman > 4000 m, salinitas secara relatif adalah uniform dengan range antara 34,6 %o – 34,9 %o, di lapisan ini variasi suhu juga kecil ( - 0,9 0C sampai 20C ), jadi lapisan dalam mempunyai karakteristik yang uniform.

Range salinitas di laut lepas: 35 - 37. Salinitas rendah terdapat dekat pantai di mana banyak input air sungai dan di daerah kutub di mana terjadi pencairan es.

Lapisan di mana salinitas berkurang terhadap kedalaman disebut halocline. Namun istilah halocline ini juga digunakan untuk menyatakan lapisan dengan pertambahan salinitas terhadap kedalaman.

Untuk kondisi-kondisi lokal tertentu aturan komposisi yang konstan tidak berlaku. Misalnya:

1. Daerah estuari (muara sungai): karena pengaruh air sungai total garam yang larut kecil sehingga ratio antara unsur-unsur utama yang larut dengan salinitas total berbeda dengan yang di laut terbuka.
2. Di Fjord dimana terdapat dua lapisan massa air dengan lapisan bawah yang relatif stagnan akibat pertukaran massa air dengan laut lepas dihambat oleh suatu Sill. Karena lapisan bawah Stagnan maka kandungan O2 di lapisan ini menjadi minimum karena digunakan oleh mikroorganisme yang hidup di lapisan dalam.

Karena konsentrasi O2 sangat minim mikroorganisme yang hidup dilapisan dalam menggunakan SO42- sebagai pengganti O2

3. Di daerah pemekaran dasar samudera, di daerah ini terdapat banyak input dari gas-gas vulkanik termasuk Cl-.
4. Di dalam sedimen dasar laut, reaksi dengan sedimen dapat menambah konsentrasi unsur-unsur di dalam air laut.
5. Di perairan dangkal yang mendapat pemanasan yang kuat, akibat reaksi kimia dan/atau biologi bisa mengendapkan Ca2+ sehingga ratio Ca2+/salinitas total, berbeda dengan di laut terbuka.

Penentuan Salinitas Air Laut

Cara Klasik

Cara ini merupakan cara kimia dimana salinitas ditentukan dari konsentrasi chlor (chlorinitas) di dalam sampel air laut dengan cara titrasi menggunakan perak nitrat (AgNO3). Salinitas ditentukan berdasarkan hubungan empiris.

S() = 1,80655 x Cl ()

Ketelitian persamaan empiris ini ± 0,02. (Sampai pada tahun 1955 penentuan salinitas air laut, masih menggunakan hubungan empiris di atas).

Cara Modern

Cara modern merupakan cara fisika dimana salinitas air laut ditentukan berdasarkan konduktivitas air laut. Konduktivitas air laut adalah kapasitas air laut untuk menghantarkan arus listrik Konduktivitas ini adalah fungsi dari suhu dan salinitas.

Alat ukur salinitas berdasarkan konduktivitas air laut di sebut salinometer. Ketelitian alat ini mencapai ± 0,003.

Alat ukur yang dipakai untuk menentukan salinitas, suhu dan kedalaman (tekanan) disebut CTD (Conductivity, Temperature and Depth).

Sejak tahun 1960, defenisi salinitas (berdasarkan kesepakatan internasional) didasarkan pada formula empiris yang melibatkan rasio konduktivitas, R.

Konsentrasi larutan KCl standard adalah 3,24356. Hubungan empiris dari salinitas sebagai fungsi dari R pada suhu 15oC dan tekanan 1 atm (R15) diberikan:

    S=0,0080-0,1692.R151/2 + 25,3851.R15 + 14,0941. R15 3/2 – 7,0261. R152 + ,7081.R155/2

Satuan dari S adalah psu yaitu practical salinity unit (satuan salinitas praktis) yang setara dengan  .

Bila R15 =1, dari hubungan di atas diperoleh S=35,0 psu ≈ 35

2.3.c. Tekanan Air Laut

Tekanan air laut ditentukan dari rumus hidrostatis

        p = -ρgz

Tanda minus diberikan karena di dalam oseanografi z diambil negatif ke arah bawah. Satuan dari tekanan yang dipakai dalam oseanografi adalah decibar. 1 dbar = 1/10 bar= 105 dyne/cm2 .

1 bar = 1 tekanan atmosfer.

p = -ρgz

p = gr/cm3.cm/det2.cm = gr cm/det2.1/cm2 = dyne/cm2 = dbar.

Misalkan kita ingin menentukan tekanan air pada kedalaman 1 meter.

        p = -ρgz

        ρ = 1,035 gr/cm3 

        g = 980 cm/det2 

        z = -100 cm

p = - (1,035 gr/cm3 ) x 980 cm/det2 x (-100 cm)

             = 101430 gr cm/cm2 det2 = 101430 dyne/cm2.

              = 1,01430 dbar  ≈ 1 dbar

Jadi tekanan air pada kedalaman 1 m ≈ 1 dbar. Di dalam oseanografi diambil pendekatan tekanan air laut naik sebesar 1 dbar untuk pertambahan kedalaman 1 meter. Jadi pada kedalaman 1000 meter tekanan air ≈ 1000 dbar.

Kini ahli oseanografi juga menggunakan satuan Internasional (SI) untuk menyatakan satuan satuan dari tekanan. Di dalam satuan Internasional

        Panjang [L] dinyatakan dalam  m

        Massa [M] dinyatakan dalam kg.

        Waktu [T] dinyatakan dalam detik.

              p = -ρgz

p = [kg/m3] [m/det2] [m] = [kg m/det2m2] = [N/m2] = [Pa]

2.3.d. Densitas Air Laut

Densitas air laut adalah fungsi dari salinitas, suhu dan tekanan (kedalaman)

        ρ = ρ(S,t,p)

Densitas akan bertambah besar bila salinitas bertambah, suhu berkurang dan tekanan bertambah. Di lapisan permukaan  perubahan densitas sangat ditentukan oleh salinitas dan suhu air laut. Di lapisan dalam perubahan densitas ditentukan oleh perubahan tekanan. Bila kita hanya meninjau efek dari salinitas dan suhu saja terhadap perubahan densitas, variasi dari densitas kecil yang berkisar antara 1,020 – 1,030 gr/cm3. Efek tekanan terhadap perubahan densitas jauh lebih besar daripada efek suhu dan salinitas. Misalnya di permukaan ρ = 1,028 gr/cm3, di kedalaman 5000 m  densitas ρ = 1,151 gr/cm3.

Satuan densitas ρ[gr/cm3) atau [kg/m3]. Karena densitas air laut lebih besar daripada 1 gr/cm3 tetapi tidak pernah melampaui 1,1 gr/cm3 maka untuk memudahkan penulisan ahli oseanografi menggunakan parameter sigma (σ) untuk menyatakan densitas. Definisi dari σ (s,t,p) (sigma insitu).

        σS,t,p  = (ρS,t,p –1) x 103

Misal:

        ρS,t,p = 1,02754

        σS,t,p  = (1,02754 – 1)x103 

                  = 27,54

Parameter lain yang lebih sering digunakan untuk menyatakan densitas adalah  sigma-t (σt)

σt = (ρs,t,0 – 1) x 103 

σt  = densitas air laut pada tekanan atmosfer (di permukaan). Ia fungsi dari salinitas dan suhu.

Parameter lain: sigma-nol (σo)

        σo = (ρs,0,0  - 1) x 103

        σo  = densitas air laut pada T = 00C

        p = tekanan atmosfer

Ini hanya fungsi dari salinitas saja. Hubungan empiris antara σo dan salinitas (chlorinitas) diberikan oleh:

        σo  = 0,069 + 1,4708 Cl –0,001570 Cl2 + 0,0000348 Cl3.

Hubungan antara σt  dan σo  diberikan oleh:

        σt  = σo –D

di mana D: faktor koreksi (diberikan dalam tabel)

Densitas air laut dapat juga dinyatakan oleh volume spesifik (α).

        αS,t,p  = 1/ρS,t,p  

Di dalam perhitungan arus geostropik densitas air laut dinyatakan oleh anomali volume spesifik (δ).

        δ = αS,t,p - α35,0,p

        α35,0,p = Volume spesifik air laut dengan S = 35 ‰, t = 00C dan p = dbar.

        αS,t,p = Volume spesifik insitu.

Rumus perhitungan geostropik adalah

di mana:

        δB  = anomali volume spesifik di stasiun B

        δA = anomali volume spesifik di stasiun A

        φ = lintang tempat

        L = jarak antara stasiun A ke stasiun B

        Ω = kecepatan sudut rotasi bumi

        V2 – V1 = kecepatan relatif antara permukaan isobar p1 yang dirata-ratakan

   di antara stasiun A dan B.

Anomali volume spesifik ditentukan oleh 6 parameter.

        δ = δS + δt + δs,t + δS,p + δt,p + δS,t,p

        δS,t,p << sehingga dapat diabaikan.

Tiga suku pertama di ruas kanan digabung dalam satu parameter Δ S,t= δS + δt + δS,t.

Δ S,t disebut anomali termosterik, ia hanya fungsi dari salinitas dan suhu.

δ = Δ S,t + δS,p  + δt,p 

Volume spesifik pada tekanan atmosfer diberikan oleh

atau

Anomali termosterik dinyatakan oleh

        ΔS,t = αS,t,0 - α35,0,0 

atau

Dengan mengambil α35,0,0 = 0,97264, diperoleh:

Karena adanya hubungan anomali termosterik dengan σt maka ΔS,t sering juga digunakan untuk menyatakan densitas air laut. Parameter lain yang juga sering digunakan untuk menyatakan densitas air laut adalah sigma ,θ.

        σθ = (ρS, θ,0 – 1) x 103 

di mana

        θ = suhu potensial

        σθ = densitas potensial air laut.

Ini adalah densitas air laut bila sampel air laut di bawa ke permukaan secara adiabatik.

Distribusi Densitas Secara Horisontal

Densitas air laut bertambah dari ekuator menuju lintang tinggi. σt bertambah dari 22 di dekat ekuator menjadi 26 di 50o dan 27 di lintang 60o. Di luar 60o σt sedikit berkurang.

Distribusi Densitas Secara Vertikal

Umumnya densitas air laut bertambah terhadap kedalaman; air yang ringan berada di atas (permukaan) dan air yang berat berada di lapisan dalam. Tetapi densitas di laut tidak bertambah secara uniform. Di daerah ekuator dan tropis biasanya terdapat suatu lapisan yang mana densitasnya uniform, dan di bawah lapisan ini terdapat suatu lapisan di mana densitas bertambah dengan cepat terhadap kedalaman. Lapisan ini disebut lapisan piknoklin. Di bawah lapisan piknoklin ini densitas bertambah secara perlahan dengan kedalaman. Di lintang tinggi densitas lapisan permukaan tidak jauh berbeda dengan densitas di lapisan dalam, σt  di lapisan permukaan = 27,5 dan di kedalaman lebih besar dari 2000 meter, σt = 27,9. Karena perbedaan yang kecil ini lapisan piknoklin di lintang tinggi tidak senyata di ekuator dan tropis.

2.3.e. Waktu Tinggal (Recidence Time)

Bila proses pengeluaran gas-gas (out gassing) di daerah pemekaran dasar samudera dan gunung api bawah laut serta proses pelapukan batuan kerak bumi terus berlangsung tentunya kita menduga laut akan bertambah asin. Tetapi pada kenyataannya air laut tidak bertambah asin karena laut berada pada kesetimbangan kimia. Karena air laut tidak bertambah asin, maka kita dapat menyimpulkan bahwa laju perubahan/penambahan ion-ion ke dalam laut sama dengan pengurangan ion-ion dari dalam laut. Dengan perkataan lain proses penambahan garam akan diimbangai dengan laju yang sama oleh proses pengurangannya. .F.W Barth tahun 1952 membuat suatu konsep untuk menentukan waktu tinggal (lamanya) dari unsur-unsur yang larut dalam air laut

Waktu tinggal yang lama menunjukkan proses pengurangan yang kecil, misalnya proses pengurangan Cl- dan Na+ adalah lewat penguapan Ca2+ di keluarkan secara biologis oleh organisme seperti coral, coraline algae dan berbagai jenis plankton yang kemudian membentuk CaCo3. Waktu tinggal beberapa unsur yang larut di dalam air laut di perlihatkan oleh tabel sebaga berikut: