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 þ
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).
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
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