Sifat-sifat air, hubungan, dan distribusi


BAB I
PENDAHULUAN
1.1  Latar Belakang
Dalam bab ini, kami menggambarkan distribusi khas sifat air seperti suhu, salinitas oksigen, dan nutrisi. Sifat diperkenalkan pada Bab 3. Di sini kita menyoroti distribusi yang umum, misalnya, untuk Atlantik, Pasifik, dan Hindia, atau untuk semua daerah subtropis, atau untuk semua tiga wilayah khatulistiwa, dan sebagainya. Gambaran ini menyediakan kerangka kerja yang penting untuk anggaran panas dan air tawar dari Bab 5 dan untuk deskripsi rinci dari sifat dan sirkulasi di setiap cekungan laut yang disajikan dalam bab-bab selanjutnya.
Konsep sentral Beberapa berguna untuk mempelajari skala besar sifat air. Pertama, sifat air yang paling pada awalnya ditetapkan pada permukaan laut dan kemudian diubah dalam laut melalui proses yang disebut ventilasi. Ventilasi adalah hubungan antara permukaan dan interior laut (mirip dengan pernapasan). Kedua, laut secara vertikal bertingkat dalam kepadatan, dan aliran dalam interior laut terutama di sepanjang isentropik (isopycnal) permukaan daripada di antara mereka. Artinya, aliran dalam interior laut hampir adiabatik (tanpa sumber internal panas dan air tawar). Ketiga, sebagai akibatnya, sifat air sangat membantu untuk mengidentifikasi jalur aliran dari permukaan ke interior, dan untuk mengidentifikasi proses memaksa dan pencampuran dan lokasi. Hal ini berkaitan dengan kegunaan dari konsep massa air, yang didefinisikan pada bagian berikutnya.
Karakteristik air yang paling memiliki variasi yang besar dan khas dalam arah vertikal, yang meliputi rata-rata 5 km di laut dalam, sedangkan variasi besarnya serupa di horisontal terjadi lebih dari jarak jauh lebih besar. Misalnya, dekat khatulistiwa, suhu air akan turun dari 25C di permukaan untuk 5C pada kedalaman 1 km, tapi mungkin perlu untuk pergi 5000 km utara atau selatan dari khatulistiwa untuk mencapai garis lintang di mana permukaan Suhu telah jatuh ke 5C. Gradien suhu rata-rata vertikal (perubahan temperatur per satuan jarak) dalam hal ini adalah sekitar 5000 kali yang horisontal. Namun, variasi lebih horisontal bertahap penting: perbedaan kerapatan horisontal berhubungan dengan perbedaan tekanan horizontal yang mendorong sirkulasi horisontal, yang jauh lebih kuat dari sirkulasi vertikal. Untuk menggambarkan tiga dimensi distribusi sifat air dan kecepatan, kami menggunakan beberapa satu-dan dua-dimensi representasi, seperti profil, bagian vertikal.
1.2  Rumusan Masalah
Guna  membatasi meluasnya permasahan yang akan dibahas, maka rumusan masalah yang akan dibahas dalam makalah  ini adalah sebagai berikut:
1.      Apakah sajakah fenomena-fenomena dan sifat khas air?
2.      Bagaimana pengaruh suhu, salinitas oksigen, dan nutrisi di samudera?
3.      Bagaimana tipe distribusi air di bumi?
1.3  Tujuan Penulisan
Tujuan dari penulisan makalah ini yaitu :
1.      Untuk mengetahui sifat-sifat air dan hubungannya dengan fenomena-fenomena di bumi.
2.      Untuk mengetahui faktor-faktor yang mempengaruhi sifat-sifat air.
3.      Untuk mengetahui alur distribusi air di bumi.









BAB II
PEMBAHASAN
2.1              Es di Laut
Es di laut memiliki dua asal: pembekuan air laut dan es patah dari gletser. Mayoritas berasal dari es yang pertama ini sumber dan disebut sebagai es laut; gletser pasokan "puncak" gunung es di Utara Belahan dan datar "tabel" gunung es di Belahan Bumi Selatan. Laut es mengubah panas dan momentum transfer antara atmosfer dan laut, adalah isolator termal, gelombang permukaan meredam, perubahan suhu. Struktur dan salinitas di lapisan atas dengan peleburan dan pembekuan, dan merupakan kendala utama untuk navigasi. Lapisan es merupakan bagian penting dari Bumi iklim masukan karena tinggi reflektifitas, yaitu, yang Albedo tinggi (Bagian 5.4.3). The iceealbedo umpan balik, yang mempengaruhi iklim, dijelaskan dalam Bagian 5.4.5, dan terutama penting di Arktik (Bagian 12.8.
2.2              Proses Pembekuan
Ketika air kehilangan panas yang cukup (oleh radiasi, konduksi ke atmosfer, konveksi, atau penguapan) membeku menjadi es, dengan kata lain, berubah ke keadaan padat. Awal pembekuan terjadi di permukaan dan kemudian mengental es dengan membekukan di permukaannya lebih rendah sebagai panas dilakukan jauh dari air yang mendasari melalui es ke udara. Proses pembekuan awal berbeda untuk segar dan rendah salinitas air daripada lebih garam air karena suhu di mana air mencapai kepadatan maksimum bervariasi dengan salinitas. Tabel 3.4 memberikan nilai-nilai titik beku dan suhu maksimum kepadatan air salinitas berbagai. (Catatan bahwa nilai-nilai untuk pembekuan, dll, di atmosfer tekanan. Peningkatan tekanan menurunkan titik beku, yang menurun sekitar 0,08 K per 100 m peningkatan secara mendalam di laut.)
            Untuk membedakan proses pembekuan air tawar dan air laut, pertama bayangkan air tawar yang danau di mana suhu awalnya menurun dari sekitar 10C di permukaan menjadi sekitar 5C di sekitar kedalaman 30 m. Seperti panas yang hilang melalui permukaan, densitas air meningkat dan vertikal pencampuran konvektif (membatalkan) terjadi dengan suhu lapisan air permukaan menurun secara bertahap. Hal ini berlanjut sampai Lapisan atas campuran mendingin sampai 3,98 C dan kemudian pendinginan lebih lanjut dari air permukaan menyebabkannya kepadatan menurun dan tetap di dekat bagian atas. Hasilnya adalah cepat kehilangan panas dari tipis lapisan permukaan, yang segera membeku. Untuk air laut salinitas ¼ 35 psu dari suhu awal yang sama distribusi, permukaan pendinginan hasil pertama peningkatan kepadatan dan vertikal pencampuran dengan konvensi arus terjadi secara bertahap melalui meningkatkan mendalam, tetapi tidak sampai kolom keseluruhan mencapai 1,91C bahwa pembekuan dimulai. Sebagai volume yang jauh lebih besar dari air harus didinginkan melalui lebih besar Kisaran suhu daripada di air tawar kasus, diperlukan waktu lebih lama untuk pembekuan untuk memulai di air asin daripada di air tawar. Sebuah perhitungan sederhana untuk kolom air tawar dari kedalaman 100 cm dan 1 cm2 penampang awalnya di 10C menunjukkan bahwa dibutuhkan kehilangan panas dari l63 J untuk membekukan atas 1 cm lapisan, sedangkan untuk kolom yang sama air laut dari S ¼ 35 psu dibutuhkan hilangnya 305 J untuk membekukan 1 cm atas karena seluruh Kolom harus didinginkan sampai 1,91C lebih dari sekedar bagian atas 1 cm sampai 0C untuk air tawar. Perhatikan bahwa sebagai air laut salinitas <24,7 psu memiliki suhu yang lebih tinggi dari kepadatan maksimum dari titik beku, ia akan berperilaku dengan cara yang mirip dengan air tawar, meskipun dengan rendah titik beku. Untuk air laut salinitas> 24,7 psu, (di lintang tinggi) salinitas umumnya meningkat dengan kedalaman, dan stabilitas kolom air biasanya membatasi kedalaman konveksi arus ke 30-50m. Oleh karena itu es mulai terbentuk pada permukaan sebelum deep air mencapai titik beku.
Umumnya, es laut membentuk pertama di air dangkal dekat pantai, terutama di mana salinitas adalah dikurangi dengan limpasan sungai dan di mana arus yang minimal. Ketika sepenuhnya terbentuk, es laut ini terhubung ke pantai dikenal sebagai "es cepat." The Proses pertama adalah pembentukan seperti jarum kristal es murni, yang memberikan sebuah "berminyak" penampilan ke permukaan laut (lemak atau frazil es). Peningkatan kristal dalam jumlah dan bentuk suatu lumpur, yang kemudian mengental dan istirahat sampai pancake menjadi sekitar satu meter seberang. Dengan pendinginan terus, pancake ini tumbuh dalam ketebalan dan cakupan lateral, akhirnya membentuk lembaran kontinu dari gumpalan es yg terapung atau lembaran. Setelah es telah terbentuk di permukaan laut, saat udara lebih dingin dari air di bawah, pembekuan terus di permukaan bawah es dan laju peningkatan ketebalan es tergantung pada laju kehilangan panas ke atas melalui es (Dan setiap lapisan salju). Kerugian ini secara langsung sebanding dengan perbedaan suhu antara permukaan atas dan bawah dan terbalik sebanding dengan ketebalan es dan salju menutupi. Dengan udara sangat dingin, selembar es laut hingga 10 cm dengan ketebalan dapat terbentuk dalam 24 jam, tingkat pertumbuhan kemudian menurun dengan meningkatnya Ketebalan es. Snow on the insulates atas permukaan dan mengurangi kehilangan panas nyata, tergantung pada derajat pemadatan. Misalnya, 5 cm dari bubuk salju baru mungkin memiliki insulasi setara dengan 250-350 cm es, sedangkan 5 cm dari salju menetap dapat setara dengan hanya 60-100 cm es, dan 5 cm dari keras-dikemas salju dapat setara dengan hanya 20-30 cm es. Sebagai contoh siklus tahunan pengembangan lapisan es di lokasi di Kanada Arktik, es diamati untuk mulai bentuk pada bulan September, adalah sekitar 0,5 m tebal di Oktober, 1 m pada bulan Desember, 1,5 m pada bulan Februari, dan mencapai ketebalan maksimum dari 2 m Maydafter yang mulai mencair.
2.3              Penolakan air asin
Pada tahap awal es kristal, pembentukan garam ditolak dan meningkatkan kepadatan tetangga air laut, beberapa di antaranya kemudian cenderung tenggelam dan beberapa yang terperangkap di antara es kristal membentuk kantong yang disebut "sel air garam. "Semakincepat pembekuan, air garam lebih banyak terjebak. Laut es dalam jumlah besar karena itu tidak murni air-es tetapi memiliki salinitas sebanyak 15 psu untuk baru es (dan kurang untuk es tua karena gravitasi menyebabkan sel air garam untuk bermigrasi ke bawah dalam waktu). Dengan terus pembekuan, lebih banyak es membeku dalam waktu sel-sel garam meninggalkan air garam yang lebih asin, dalam proses yang disebut penolakan air garam. Beberapa garam bahkan mungkin mengkristal keluar. Karena penolakan air garam, salinitas firstyear es umumnya 4E10 PSU, untuk tahun kedua es (es yang tetap beku luar pertama tahun) salinitas menurun hingga 1e3 PSU, dan untuk salinitas es multiyear mungkin kurang dari 1 psu. Jika es laut diangkat di atas permukaan laut, seperti yang terjadi ketika es menjadi lebih tebal atau arung jeram terjadi, air garam secara bertahap menetes ke bawah melalui itu dan akhirnya meninggalkan hampir bebas garam, es tua yang jelas. Es tersebut dapat dicairkan dan digunakan untuk minum sedangkan es baru meleleh tidak minum. Es laut, Oleh karena itu, dianggap sebagai bahan variable komposisi dan sifat yang sangat tergantung banyak pada sejarahnya.
2.4              Kepadatan dan Termodinamika Es Laut
Kepadatan air murni pada 0C adalah 999,9 kg/m3 dan es murni adalah 916,8 kg/m3. Namun kepadatan es laut mungkin lebih besar dibandingkan angka ini terakhir (jika air garam terperangkap di antara es kristal) atau kurang (jika air garam tersebut telah lolos dan gelembung gas yang hadir) Nilai dari 924 ke. 857 kg/m3 dicatat di Norwegia Maud Ekspedisi (Malmgren, 1927). Jumlah panas yang dibutuhkan untuk melelehkan es laut bervariasi dengan salinitas. Untuk S ¼ 0 psu (es air tawar) membutuhkan 19,3 kJ / kg dari 2C dan 21,4 kJ / kg dari 20C, sedangkan untuk laut es S ¼ 15 psu, hanya memerlukan 11,2 kJ / kg dari 2C namun 20,0 kJ / kg dari 20C. kecil perbedaan panas (2,1 kJ / kg) dibutuhkan untuk meningkatkan Suhu es air tawar dari 20C untuk 2C karena pencairan tidak terjadi, yaitu, itu adalah ukuran sejati dari panas spesifik murni es. Namun, untuk es laut S ¼ 15 psu, lebih panas (8,8 kJ / kg) yang dibutuhkan untuk menaikkan suhu melalui kisaran yang sama, karena beberapa es dekat sel air garam mencair dan dengan demikian memerlukan laten panas mencair serta panas untuk menaikkan suhu. Perhatikan juga bahwa lebih sedikit panas yang diperlukan untuk mencairkan baru es (S ¼ 15 psu) daripada es tua, yang memiliki salinitas yang lebih rendah.
2.5              Sifat mekanis Ice Laut
Karena sifat spons pertama tahun laut es (kristal รพ sel air asin) memiliki jauh lebih sedikit kekuatan dari es air tawar. Juga pembekuan, secepat Hasil dalam sel air garam lebih, kekuatan es terbentuk dengan cara ini adalah pembekuan kurang thanwhen terjadi perlahan-lahan, dengan kata lain, es laut terbentuk dalam sangat Cuaca dingin awalnya lemah daripada es terbentuk dalam cuaca kurang dingin. Sebagai suhu esmenurun, kekerasan dan meningkatkan kekuatan, dan es menjadi lebih kuat dengan umur dan air garam sel bermigrasi ke bawah. Ketika es terbentuk di calmwater, kristal cenderung lineup dalam pola dan es tersebut cenderung retak di sepanjang belahan dada pesawat lebih mudah daripada es terbentuk di kasar air dimana kristal lebih acak diatur dan pesawat belahan dada tidak terbentuk. Perilaku mekanik dari es laut kompleks ketika perubahan suhu. Sebagai es suhu menurun di bawah titik beku, es mengembang awalnya, mencapai ekspansi maksimum, dan kemudian kontrak. Sebagai contoh, suatu gumpalan es yg terapung dari S ¼ 4 psu akan tumbuh sebesar 1 m per 1 km panjang antara 2 dan 3C, mencapainya maksimum ekspansi di 10C, dan setelah itu kontrak sedikit. Es S ¼ 10 psu mengembang 4 m per 1 km dari panjang 2 sampai 3C, dan mencapai maksimum pada ekspansi 18C. ekspansi pada pendinginan dapat menyebabkan lapisan es untuk gesper dan "pegunungan tekanan" untuk membentuk, sedangkan kontraksi pada pendinginan lebih lanjut setelah maksimum Ekspansi menghasilkan retakan, kadang-kadang lebar, dalam lapisan es. Pegunungan Tekanan juga dapat berkembang sebagai akibat dari angin stres pada permukaan lapisan es mengemudi bersama-sama. Tonjolan di atas yang disertai oleh penebalan permukaan bawah es empat sampai lima kali tinggi dari permukaan pegunungan. Laut es mengapung umumnya dengan sekitar fivesixths ketebalannya di bawah permukaan dan seperenam atas permukaan, sehingga relatif kecil pegunungan dapat disertai dengan pegunungan yang mendalam bawah kedalaman d 25 sampai 50 m di bawah permukaan laut telah direkam. Penebalan lapisan es mungkin juga hasil dari rafting saat angin atau pasang memaksa satu lapisan es di atas lain atau ketika dua lembar,  kompresi, runtuh dan menimbun es pada kontak mereka. Tua pegunungan, termasuk salju menumpuk, dirujuk sebagai Hummocks. Karena mereka kurang asin dibandingkan baru ridges tekanan, mereka lebih kuat dan lebih dari halangan untuk perjalanan permukaan dari yang lebih muda ridges.
2.6              Jenis Es Laut dan Gerakannya
Es laut dapat dikategorikan sebagai es cepat (terlampir ke pantai), kompres es (musiman es multiyear dengan beberapa kesenjangan), dan es topi (tebal, sebagian besar multiyear es), seperti yang dijelaskan dalam Bagian 12.7.1. Beberapa Pasukan menentukan gerak es laut jika tidak landfast: (A) Angin stres di permukaan atas (yang besarnya tergantung pada kecepatan angin dan kekasaran permukaan es pegunungan meningkatkan stres angin). Khas es kecepatan adalah 1 sampai 2% dari kecepatan angin. (B) Friksional drag pada bagian bawah lapisan es pindah masih air cenderung memperlambat bawah, sedangkan arus air (laut dan pasang surut) mengerahkan gaya pada bagian bawah es di arah arus. Karena saat ini kecepatan umumnya menurun dengan peningkatan mendalam, gaya total pada dalam es dan gunung es akan kurang dari di atas es tipis, dan es pack akan memindahkan gunung es lalu ketika ada yang signifikan angin stres. (C) Dalam kasus (a) dan (b), efek dari Kekuatan Coriolis (Bagian 7.2.3) adalah untuk mengalihkan gerakan es dengan derajat 15-20 ke kanan angin atau stres saat di Belahan utara (ke kiri di Southern Hemisphere). (Itu adalah pengamatan hubungan antara angin arah dan gerakan es oleh Nansen, dan dikomunikasikan oleh dia untuk Ekman, bahwa menyebabkan kedua untuk mengembangkan wellknown nya teori angin-didorong arus.) Hal ini mudah untuk dicatat bahwa sebagai permukaan gesekan menyebabkan angin permukaan bertiup di sekitar 15 derajat ke kiri dari permukaan isobars, arah kedua adalah kira-kira yang di mana es adalah cenderung melayang (Northern Hemisphere). (D) Jika lapisan es tidak kontinyu, tabrakan antara floes individu dapat terjadi dengan transfer momentum (yakni, penurunan kecepatan gumpalan es yg terapung lebih cepat dan peningkatan kecepatan lebih lambat). Energi dapat masuk ke es deformasi dan membangun pegunungan pada dampak. Hal ini disebut sebagai internal es resistensi dan meningkat dengan es konsentrasi, yaitu, proporsi wilayah tertutup oleh es. Pengaruh permukaan atas kekasaran (R pada skala 1 sampai 9) dan es Konsentrasi (C pada skala 1 sampai 9) pada kecepatan V es (dinyatakan sebagai persentase dari kecepatan angin) diberikan oleh: V ¼ R (10,08 C) (dibawa ke satu tempat desimal), sehingga kecepatan es meningkat dengan kekasaran, tetapi menurun dengan meningkatnya es konsentrasi. Perhatikan bahwa untuk sangat dekat ice pack, tekanan angin atau saat ini terintegrasi di daerah cukup besar dan gerak lokal mungkin tidak berhubungan baik dengan local angin.
2.7              Daerah Polynyas air
Daerah air hampir terbuka dalam es pak sering ditemukan di mana satu mungkin berharap untuk menemukan es. Daerah-daerah perairan terbuka sangat penting untuk airesea pertukaran panas, karena es yang relative baik isolator. Kecil istirahat antara es floes disebut memimpin, ini diciptakan oleh gerakan dari es dan memiliki lokasi acak. Besar berulang wilayah perairan terbuka disebut polynyas. Ada dua jenis polynyas, tergantung pada mekanisme mempertahankan air terbuka (Gambar 3.12, lihat juga Barber & Massom, 2007):
1. Laten polynyas panas dipaksa terbuka oleh angin, sering sepanjang pantai atau tepi es rak. New es Segera bentuk, panas laten dari laut pembentuk es dibuang ke atmosfer pada tingkat sebanyak 200-500 W/m2.
2. Panas sensible polynyas hasil dari relative upwelling air hangat ke permukaan dan mencairnya es di sana. Istilah lain sering ditemui adalah cacat polynya, yang berarti bahwa polynya terjadi di batas antara es cepat dan es pak. Karena polynyas paling termasuk campuran ini forcings, nomenklaturnya cenderung ke arah yang lebih spesifik tentang memaksa (mechanicalewind; convective leleh: Williams, Carmack, & Ingram, 2007).
2.8              Pemisahan es
Pemisahan es disebabkan oleh aksi gelombang, pasang surut arus, dan mencair. Mencairnya es terjadi ketika keuntungan cukup panas dengan penyerapan radiasi matahari dan oleh konduksi dari udara dan dari air laut di dekatnya untuk meningkatkan nya suhu di atas titik leleh. Itu penyerapan radiasi tergantung pada Albedo dari permukaan (proporsi radiasi tercermin), yang bervariasi, karena Misalnya, Albedo untuk air laut adalah dari 0,05 sampai 0,10 (itu adalah penyerap yang sangat baik dari radiasi), untuk salju bebas es laut itu adalah antara 0,3 dan 0,4, sedangkan untuk salju segar itu adalah 0,8-0,9. Gelap bahan, seperti kotoran dan debu, memiliki albedo rendah 0,1 menjadi 0,25 dan menyerap radiasi dengan baik. seperti material di atas es bisa membentuk pusat penyerapan mencair radiasi dan konsekuen es sekitarnya, sehingga genangan air dapat terbentuk. ini bias menyerap panas karena albedo rendah air dan bahkan bisa meleleh tepat melalui lapisan es. Ketika segala bentuk air terbuka, menyerap panas dan menyebabkan cepatnya pencairan es mengambang di dalamnya.
2.9              Distribusi Suhu Dari Samudra
Laut dan atmosfer berinteraksi di laut permukaan. Permukaan memaksa dari atmosfer dan matahari menetapkan pola keseluruhan permukaan laut Suhu (SST) (Gambar 4.1). Tinggi SST di tropis adalah karena pemanasan bersih, dan SST rendah pada lintang tinggi karena pendinginan bersih. Di luar ini Variasi meridional sederhana, lebih kompleks fitur hasil SST dari sirkulasi laut dan variasi spasial dalam atmosfer memaksa. The permukaan laut, yang dapat mencakup laut es, menyediakan memaksa di bagian bawah atmosfer melalui berbagai jenis panas memaksa dan sebagai sumber uap air. SST berkisar dari sedikit lebih dari 29C di terpanas daerah tropis, dengan pembekuan Suhu (sekitar 1.8C, Gambar 3.1) dalam iceforming daerah, dengan variasi musiman terutama jelas di tengah untuk lintang tinggi.
Di bawah permukaan laut, kita hanya mengacu pada potensi temperatur sehingga efek tekanan pada Suhu dihapus (Bagian 3.3 dan Gambar 3.3). Suhu potensial vertical Struktur biasanya dapat dibagi menjadi tiga utama zona (Gambar 4.2): (1) lapisan campuran, (2) termoklin, dan (3) lapisan abyssal. Struktur ini khas rendah dan midlatitudes dengan SST tinggi. Sehubungan dengan fourlayer tersebut Struktur diperkenalkan dalam Bagian 4.1, pertama dua zona berada dalam lapisan atas dan zona suhu ketiga berisi menengah, mendalam, dan bawah lapisan. Di lintang tinggi di mana SST rendah, struktur ini berbeda, dan dapat memiliki lapisan campuran, minimal vertikal suhu dan mendasari maksimum di dekat permukaan laut, dan kemudian lapisan termoklin dan abyssal. Lapisan campuran (Bagian 4.2.2) adalah permukaan lapisan relatif baik-sifat campuran. Di musim panas di lintang rendah, itu bisa sangat tipis atau tidak ada. Dalam musim dingin di tengah untuk lintang tinggi, bisa ratusan meter tebal, dan di daerah terpencil konveksi dalam, yang dicampur Lapisan bisa sampai 2000 m tebal. Campuran lapisan dicampur oleh angin dan daya apung permukaan memaksa (air-laut flux). Termoklin (Bagian 4.2.3 dan 4.2.4) merupakan zona vertikal yang cepat penurunan suhu dengan kedalaman sekitar 1000 m. Pada lapisan abyssal, antara termoklin dan dasar laut temperatur, potensial menurun perlahan-lahan. Pada lintang tinggi, dekat-permukaan suhu minimum (dichothermal layer) sering ditemukan, sebuah peninggalan dari pilek musim dingin campuran lapisan yang "ditutup" dengan hangat perairan di musim lainnya (Gambar 4.2c); maksimum yang mendasari temperatur (mesothermal layer) hasil dari adveksi perairan dari lokasi agak hangat. Suhu ini Struktur stabil karena ada yang kuat stratifikasi salinitas, dengan air segar dalam lapisan permukaan.
(a) Surface temperature (C) of the oceans in winter (January, February, March north of the equator; July, August, September south of the equator) based on averaged (climatological) data from Levitus and Boyer (1994).


b) Satellite
infrared sea surface temperature (C; nighttime only), averaged to 50 km and 1 week, for January 3, 2008. White is sea ice.
(See Figure S4.1 from the online supplementary material for this image and an image from July 3, 2008, both in color). Source:
From NOAA NESDIS (2009).


2.10          Suhu Permukaan
Distribusi suhu pada permukaan laut terbuka adalah sekitar zonal, dengan kurva temperatur konstan (isoterm) berjalan sekitar timur-barat (Gambar 4.1). Dekat pantai di mana arus dialihkan oleh batas, para isoterm mungkin mengayunnya hampir utara dan selatan. Juga, di sepanjang timur batas-batas lautan, suhu permukaan sering lebih rendah karena upwelling dari bawah permukaan dingin air, misalnya, di sepanjang pantai barat Amerika Utara di musim panas, menyebabkan isoterm untuk tren equatorward.
Upwelling juga menyebabkan suhu permukaan yang lebih rendah dalam Timur khatulistiwa Pasifik dan Atlantik. Lautan terbuka SST, rata-rata seluruh bujur dan ditampilkan sebagai fungsi lintang (Gambar 4.3), menurun dari setinggi 28C di sebelah utara khatulistiwa untuk hampir 1,8C dekat es laut di lintang tinggi. Distribusi ini sesuai erat dengan masukan dari gelombang pendek radiasi (terutama dari matahari), yang merupakan tertinggi di daerah tropis dan terendah di lintang tinggi (Bagian 5.4.3). Yang sesuai berarti zonal permukaan salinitas dan densitas juga ditunjukkan. Salinitas dan densitas yang dibahas dalam Bagian 4,3 dan 4,4. Kepadatan didominasi oleh suhu. Salinitas memiliki maxima subtropis di kedua Utara dan Selatan dan Hemispheres minimal di utara khatulistiwa. Karena banyak satelit mengamati SST dan SSTrelated kuantitas, banyak SST produk yang berbeda tersedia, menyediakan harian dan jangka panjang rata-rata yang lebih tinggi dengan peta spasial dan temporal Resolusi dari klimatologi berdasarkan data in situ ditunjukkan pada Gambar 4.1a. Global SST berdasarkan citra inframerah selama satu minggu di Januari (boreal musim dingin, musim panas austral) adalah ditunjukkan pada Gambar 4.1b. (Citra setara untuk bulan Juli disertakan dalam tambahan secara online bahan sebagai Gambar S4.1)
Struktur laut. arus, front, daerah upwelling, eddies, dan meander lebih jelas dalam hamper synoptic SST gambar. Non-zonal fitur SSTs global yang yang paling jelas dan penting untuk dicatat dalam Gambar 4.1 termasuk kolam renang hangat dan lidah dingin. Kolam hangat adalah wilayah SST terpanas,terletak di Pasifik tropis barat.



BAB III
KESIMPULAN

Kesimpulan yang dapat diambil dari makalah ini adalah sebagai berikut:
·                     iklim merupakan kondisi lanjutan dan merupakan kumpulan dari kondisi cuaca yang kemudian disusun dan dihitung dalam bentuk rata-rata kondisi  cuaca dalam kurun waktu tertentu.
·                     Faktor-faktor yang mempengaruhi variasi iklim di permukaan bumi antara lain  Kedudukan Bumi terhadap Matahari, Lintang Tempat, Ketinggian Tempat, Distribusi Daratan dan Lautan dan Peradaban Manusia.
·                     Adanya perbedaan penerimaan energi matahari pada daratan dan lautan akan berdampak pada suhu dan tekanan yang mengakibatkan pergerakan angin,arus laut dan penyimpanan panas.
·                     Kondisi topografi daratan dan lautan yang tidak rata mengakibatkan perubahan arah dan kekuatan pada angin dan arus laut di bumi.
·                     Dari beberapa factor tersebut dapat mengakibatkan banyak masalah tentang iklim seperti terjadinya El Nino-La Nina, Upwelling, dll.



DAFTAR PUSTAKA
LYNNE D. TALLEY., GEORGE L. PICKARD., WILLIAM J. EMERY., JAMES H. SWIFT. 2011. Descriptive Physical Oceanography. Amsterdan ; Academic Press is an imprint of Elsevier

No comments:

Post a Comment