LAPORAN PRAKTIKUM
PENGANTAR OSEANOGRAFI
SUHU 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
Kondisi suhu
udara di Indonesiamenjadi lebih panas sepanjang abaddua puluh. Suhu udara
rata-rata tahunan telah bertambah kira-kira 0.3oC sejak tahun 1900.
Sementara itu tahun1990 menjadi decade terpanas abad ini. Tahun 1998 menjadi
tahun terpanas hampir 1 °C di atas rata-rata tahun1961-1990. Pemanasan ini telah terjadi di semua musim sepanjang
tahun. Curah hujan telah berkurang 2 hingga 3 persen diIndonesia dalam abad
ini. Hampir seluruh pengurangan ini terjadi selamaperiode bulan Desember –
Februari.Rata-rata suhu udara di Indonesia mengalami peningkatan berkisar 0,2 -
1°C yang terjadi sejak tahun 1970
sampaitahun 2008 akibat
adanya pemanasan global. Dampak lain pemanasan global yang merupakan salah satu
aspek dari perubahan iklim adalah naiknya permukaan air laut yang mengakibatkan
menyusutnya luas lahan pertanian (Suyatno,1999).
Temperatur
permukaan bumi ditentukan terutama oleh jumlah radiasi matahari yang diterima.
Sekitar 70 % radiasi yang datang sampai ke permukaan secara langsung atau tidak
langsung. Jumlahnya bervariasi terhadap lintang, musim dan waktu dan jumlah
yang terserap tergantung pada albedo di permukaan. Lautan mempunyai kapasitas
termal yang besar karena panas spesifik dan laten air yang tinggi dan bertindak
sebagai penyangga temperatur untuk permukaan bumi sebagai suatu kesatuan.
Insolasi tahunan di lintang rendah lebih besar dari di bagian kutub karena
sudut datang dimana matahari mengenai permukaan bumi, semakin tinggi lintang
semakin kecil sudutnya (A. Supangat, 2000).
Suhu adalah suatu besaran fisika yang
menyatakan banyaknya bahang yang terkandung dalam suatu benda. Secara alamiah
sumber utama bahang dalam air laut adalah matahari. Setiap detik matahari
memancarkan bahang sebesar 1026 kalori dan setiap tempat dibumi yang tegak
lurus ke matahari akan menerima bahang sebanyak 0.033 kalori/detik. Pancaran
energi matahari ini akan sampai kebatas atas atmosfir bumi rata- rata sekitar 2
kalori/cm2/menit. Pancaran energi ini juga sampai ke permukaan laut dan diserap
oleh massa air (Meadous and
Campbell,1993).
Dalam
oseanografi dikenal dua istilah untuk menentukan temperatur air laut yaitu
temperatur insitu (selanjutnya disebut sebagai temperatur saja) 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. Energi
panas spesifik sendiri secara sederhana dapat diartikan sebagai jumlah energi
panas yang dibutuhkan untuk menaikkan temperatur dari satu satuan massa fluida
sebesar 1o. Jika kandungan energi panas nol (tidak ada aktivitas
atom dan molekul dalam fluida) maka temperaturnya secara absolut juga nol
(dalam skala Kelvin). Jadi nol dalam skala Kelvin adalah suatu kondisi dimana
sama sekali tidak ada aktivitas atom dan molekul dalam suatu fluida. 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 -2o s.d. 35oC (Rahmad, 1992).
1.2. Tujuan
-
Mengetahui alat-alat
yang digunakan untuk mengukur suhu air laut
-
Mampu menggambarkan sebaran
menegak suhu, garis-garis isotherm
-
Mampu menetukan
batas-batas lapisan teraduk, lapisan termoklin, dan lapisan dalam
1.3. Manfaat
-
-
-
BAB II
TINJAUAN
PUSTAKA
Suhu
adalah suatu besaran fisika yang menyatakan banyaknya bahang yang terkandung
dalam suatu benda. Secara alamiah sumber utama bahang dalam air laut adalah
matahari. Setiap detik matahari memancarkan bahang sebesar 1026 kalori dan
setiap tempat dibumi yang tegak lurus ke matahari akan menerima bahang sebanyak
0.033 kalori/detik. Pancaran energi matahari ini akan sampai kebatas atas
atmosfir bumi rata- rata sekitar 2 kalori/cm2/menit. Pancaran energi ini juga
sampai ke permukaan laut dan diserap oleh massa air (Meadous and
Campbell,1993).
Kisaran
suhu pada daerah tropis relatif stabil karena cahaya matahari lebih banyak
mengenai daerah ekuator daripada daerah kutub. Hal ini dikarenakan cahaya
matahari yang merambat melalui atmosfer banyak kehilangan panas sebelum cahaya
tersebut mencapai kutub. Suhu di lautan kemungkinan berkisar antara -1.87°C
(titik beku air laut) di daerah kutub sampai maksimum sekitar 42°C di daerah
perairan dangkal (Hutabarat dan Evans, 1986).
Temperatur
permukaan bumi ditentukan terutama oleh jumlah radiasi matahari yang diterima.
Sekitar 70 % radiasi yang datang sampai ke permukaan secara langsung atau tidak
langsung. Jumlahnya bervariasi terhadap lintang, musim dan waktu dan jumlah
yang terserap tergantung pada albedo di permukaan. Lautan mempunyai kapasitas
termal yang besar karena panas spesifik dan laten air yang tinggi dan bertindak
sebagai penyangga temperatur untuk permukaan bumi sebagai suatu kesatuan.
Insolasi tahunan di lintang rendah lebih besar dari di bagian kutub karena
sudut datang dimana matahari mengenai permukaan bumi, semakin tinggi lintang
semakin kecil sudutnya (A. Supangat, 2000).
Dalam oseanografi
dikenal dua istilah untuk menentukan temperatur air laut yaitu temperatur
insitu (selanjutnya disebut sebagai temperatur saja) 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. Energi panas spesifik
sendiri secara sederhana dapat diartikan sebagai jumlah energi panas yang
dibutuhkan untuk menaikkan temperatur dari satu satuan massa fluida sebesar 1o.
Jika kandungan energi panas nol (tidak ada aktivitas atom dan molekul dalam
fluida) maka temperaturnya secara absolut juga nol (dalam skala Kelvin). Jadi
nol dalam skala Kelvin adalah suatu kondisi dimana sama sekali tidak ada
aktivitas atom dan molekul dalam suatu fluida. 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 -2o s.d. 35oC (Rahmad, 1992).
Faktor yang memengaruhi suhu permukaan laut adalah
letak ketinggian dari permukaan laut (Altituted), intensitas cahaya matahari
yang diterima, musim, cuaca, kedalaman air, sirkulasi udara, dan penutupan awan (Hutabarat dan Evans, 1986).
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. Maka dari itu didefinisikanlah temperatur potensial, yaitu
temperatur dimana parsel air telah dipindahkan secara adiabatis ke level
tekanan yang lain. Di laut, biasanya digunakan permukaan laut sebagai tekanan
referensi untuk temperatur potensial. Jadi kita membandingkan harga temperatur
pada level tekanan yang berbeda jika parsel air telah dibawa, tanpa percampuran
dan difusi, ke permukaan laut. Karena tekanan di atas permukaan laut adalah
yang terendah (jika dibandingkan dengan tekanan di kedalaman laut yang lebih
dalam), maka temperatur potensial (yang dihitung pada tekanan permukaan) akan
selalu lebih rendah daripada temperatur sebenarnya (Annisa, 2008).
Sebaran suhu secara menegak ( vertikal) diperairan
Indonesia terbagi atas tiga lapisan, yakni lapisan hangat di bagian teratas
atau lapisan epilimnion dimana pada lapisan ini gradien suhu berubah secara
perlahan, lapisan termoklin yaitu lapisan dimana gradien suhu berubah secara
cepat sesuai dengan pertambahan kedalaman, lapisan dingin di bawah lapisan
termoklin yang disebut juga lapisan hipolimnion dimana suhu air laut konstan
sebesar 4ºC. Pada lapisan termoklin memiliki ciri gradien suhu yaitu perubahan
suhu terhadap kedalaman sebesar 0.1ºC untuk setiap pertambahan kedalaman satu
meter (Nontji,1987).
Suhu menurun secara teratur sesuai dengan kedalaman.
Semakin dalam suhu akan semakin rendah atau dingin. Hal ini diakibatkan karena
kurangnya intensitas matahari yang masuk kedalam perairan. Pada kedalaman
melebihi 1000 meter suhu air relatif konstan dan berkisar antara 2°C – 4°C
(Hutagalung, 1988).
Suhu mengalami perubahan secara perlahan-lahan dari
daerah pantai menuju laut lepas. Umumnya suhu di pantai lebih tinggi dari
daerah laut karena daratan lebih mudah menyerap panas matahari sedangkan laut
tidak mudah mengubah suhu bila suhu lingkungan tidak berubah. Di daerah lepas
pantai suhunya rendah dan stabil. Lapisan permukaan hingga
kedalaman 200 meter cenderung hangat, hal ini dikarenakan sinar matahari yang
banyak diserap oleh permukaan. Sedangkan pada kedalaman 200-1000 meter suhu
turun secara mendadak yang membentuk sebuah kurva dengan lereng yang tajam.
Pada kedalaman melebihi 1000 meter suhu air laut relatif konstan dan biasanya
berkisar antara 2-4o C (sahala hutabarat,1986).
Faktor yang memengaruhi suhu permukaan laut adalah
letak ketinggian dari permukaan laut (Altituted), intensitas cahaya matahari
yang diterima, musim, cuaca, kedalaman air, sirkulasi udara, dan penutupan awan (Hutabarat dan Evans, 1986).
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. 0oC = 273,16K. Perubahan 1oC
sama dengan perubahan 1K (Wiratma, 2001).
Temperature permukaan laut tergantung pada insolasi dan penentuan jumlah panas yang kembali
diradiasikan ke atmosfer. Semakin panas permukaan maka semakin banyak radiasi
baliknya. Panas juga ditransfer disepanjang permukaan laut melalui
konduksi dan konveksi serta pengaruh penguapan. Jika permukaan laut lebih panas
dari udara di atasnya maka panas dapat ditransfer dari laut ke udara. Biasanya
permukaan lebih panas dari udara diatasnya sehingga terdapat sejumlah panas
yang hilang dari laut melalui konduksi. Kehilangan tersebut relative tidak
penting untuk total panas lautan dan pengaruhnya dapat diabaikan kecuali untuk
pencampuran konveksi oleh angin yang memindahkan udara hangat dari permukaan
laut. Penguapan (transfer air ke atmosfer sebagai uap air) adalah mekanisme
utama dimana laut kehilangan panasnya yaitu sekitar beberapa magnitude
dibandingkan yang hilang melaui konduksi dan pencampuran konveksi (Soewito, 1998).
Temperatur
permukaan bumi ditentukan terutama oleh jumlah radiasi matahari yang diterima.
Sekitar 70 % radiasi yang datang sampai ke permukaan secara langsung atau tidak
langsung. Jumlahnya bervariasi terhadap lintang, musim dan waktu dan jumlah
yang terserap tergantung pada albedo di permukaan. Lautan mempunyai kapasitas
termal yang besar karena panas spesifik dan laten air yang tinggi dan bertindak
sebagai penyangga temperatur untuk permukaan bumi sebagai suatu kesatuan.
Insolasi tahunan di lintang rendah lebih besar dari di bagian kutub karena
sudut datang dimana matahari mengenai permukaan bumi, semakin tinggi lintang
semakin kecil sudutnya (A. Supangat, 2000).
Secara
alami suhu air permukaan memang merupakan lapisan hangat karena mendapat
radiasi matahari pada siang hari. Karena kerja angin, maka di lapisan teratas
sampai kedalaman kira-kira 50-70 m terjadi pengadukan, hingga di lapisan
tersebut terdapat suhu hangat (sekitar 28 oC) yang homogen. Oleh
sebab itu lapisan teratas ini sering pula disebut lapisan homogen. Karena
adanya pengaruh arus dan pasang surut, lapisan ini bisa menjadi lebih tebal
lagi. Di perairan dangkal lapisan homogen ini melanjut sampai ke dasar. Di
bawah lapisan homogen terdapat lapisan termoklin, di mana suhu menurun cepat terhadap
kedalaman. Tebalnya lapisan termoklin bervariasi sekitar 100-200 m. di bawah
lapisan termoklin, baru terdapat lagi lapisan yang hampir homogen dan dingin.
Makin kebawah suhunya berangsur-angsur turun hingga pada kedalaman lebih 1.000
m suhu biasanya kurang dari 5 oC (A. Nontji, 2005).
pengaruh perubahan temperatur terhadap densitas
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
(Anonim, 2010).
Densitas bertambah dengan
bertambahnya salinitas dan berkurangnya temperatur, kecuali pada temperatur di
bawah densitas maksimum. 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 (Robinson, 2009).
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 (Soewito, 2000).
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 (Soewito, 2000).
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 (Tjahjono, 1989).
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 -2oC
s.d. 35oC. 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
(Suparman, 2002).
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. 0oC = 273,16K. Perubahan 1oC
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 x energi panas spesifik x 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 (Kanginan, 2010).
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 (Samsul, 2009).
BAB
IV
HASIL
DAN PEMBAHASAN
4.1.
Hasil
4.2. PEMBAHASAN
Suhu merupakan derajat panas suatu benda yang dapat berubah ruang dan
waktu dimana penyebarannya disebabkan oleh gerakan air seperti arus dan
turbulensi. Suhu memiliki fungsi yang sangat urgen di dalam lingkungan laut.
Secara langsung, suhu mempengaruhi laju fotosintesis tumbuh-tumbuhan dan
fisiologi hewan, khususnya derajat metabolisme dan reproduksi. Sedangkan secara
tidak langsung suhu mempengaruhi daya larut oksigen yang digunakan untuk
respirasi biota laut. Daya larut oksigen akan berkurang jika suhu perairan
naik.
Suhu air
pada laut dapat dipengaruhi oleh beberapa faktor seperti musim, lintang
(latitude), ketinggian dari permukaan laut (altitude), waktu dalam satu hari,
penutupan awan, aliran dan kedalaman air. Peningkatan suhu air mengakibatkan
peningkatan viskositas, reaksi kimia, evaporasi dan volatisasi serta penurunan
kelarutan gas dalam air seperti O2, CO2, N2, CH4, dan lain sebagainya.
Umumnya,
suhu air permukaan merupakan lapisan hangat karena mendapat radiasi matahari
pada siang hari. Karena pengaruh angin, maka di lapisan teratas sampai
kedalaman kira-kira 50-70 m terjadi pengadukan, hingga di lapisan tersebut
terdapat suhu hangat (sekitar 28°C) yang ertical. Oleh sebab itu lapisan
teratas ini sering pula disebut lapisan vertikal. Karena adanya pengaruh arus
dan pasang surut, lapisan ini bisa menjadi lebih tebal lagi. Di perairan
dangkal lapisan vertikal ini sampai ke dasar.
Suhu
akan menurun secara teratur sesuai dengan kedalaman. Hal ini dikarenakan
pengaruh intensitas cahaya matahari yang masuk ke dalam air yang menyebabkan
semakin dalam suatu perairan suhunya pun semakin rendah. Dan pada suhu melebihi
1000 meter suhu air relative konstan yaitu 2oC – 4oC.
Berdasarkan
perubahan suhu itulah, sehingga suhu di dalam laut memiliki wilayah sebaran
secara vertikal atau menegak yang membagi lapisannya menjadi tiga bagian yaitu
Mix Layer, Thermocline dan Deep Layer.
Berdasarkan kedalamannya, sinar matahari banyak
diserap oleh lapisan permukaan laut hingga kedalaman antara 200 – 1000 meter
suhu turun secara drastis, dan pada daerah yang terdalam bisa mencapai suhu
kurang dari 2 °C.
Lapisan
permukaan laut yang hangat terpisah dari lapisan dalam yang dingin oleh lapisan
tipis dengan perubahan suhu yang cepat yang disebut termoklin atau lapisan
diskontinuitas suhu. Suhu pada lapisan permukaan adalah seragam karena
percampuran oleh angin dan gelombang sehingga lapisan ini dikenal sebagai
lapisan percampuran (mixed layer).
Mixed layer mendukung kehidupan ikan-ikan pelagis, secara pasif
mengapungkan plankton, telur ikan, dan larva, sementara lapisan air dingin di
bawah termoklin mendukung kehidupan hewan-hewan bentik dan hewan laut dalam.
Pada
saat terjadi penaikan massa air (upwelling), lapisan termoklin ini bergerak ke
atas dan gradiennya menjadi tidak terlalu tajam sehingga massa air yang kaya
zat hara dari lapisan dalam naik ke lapisan atas.jangka pendek dari kedalaman
termoklin dipengaruhi oleh pergerakan permukaan, pasang surut, dan arus. Di
bawah lapisan termoklin suhu menurun secara perlahan-lahan dengan bertambahnya
kedalaman.
Secara
horizontal sebaran suhu didasarkan pada letak lintang. Wilayah dengan intesitas
penyinaran matahari yang lebih banyak ialah daerah-daerah yang terletak pada
lintang 100LU – 100LS. Implikasinya, suhu air laut
tertinggi akan ditemukan di daerah sekitar ekuator. Semakin ke arah kutub, suhu
air laut semakin dingin. Hal ini jugalah yang menyebabkan kisaran suhu pada
daerah tropis relatif stabil.
Karateristik
suhu air laut didaerah tropis, subtropis dan kutub berbeda. Daerah tropis memiliki suhu air lebih rendah
dibandingkan suhu air laut di daerah subtropis. Hal ini karena faktor keawanan
yang menutupi di daerah tropis banyak awan yang menutupi dibandingkan dengan di
daerah subtropik. Awan banyak menyerap sinar datang dan menimbulkan nilai
kelembaban udara yang tinggi. Adapun di daerah subtropik, insolation yang
tinggi tidak diikuti oleh kelembaban dan keawanan sehingga di daerah ini lebih
panas.
BAB V
KESIMPULAN
1.
Pada lapisan teratas
suhu perairan bersifat homogen karena air teraduk oleh gelombang dan arus
- Perbadaan
suhu pada lapisan termoklin dikarnakan perbedaan intensitas cahaya yang
masuk
- Pada
lapisan termoklin perbedaan suhu pada tiap kedalaman sangat ekstrim.
- Pada
lapisan yang perbedaan suhunya sangat ekstrim tidak lagi terjadi
pengadukan.
- perbedaan
suhu pada pada tempat yang berlainan dikarnakan iklim, cuaca, gelombang,
arus.
DAFTAR PUSTAKA
Annisa.
2008. Annisa.blogspot.com/temperatur-laut.
Diakses tanggal
2
Oktober 2011 pukul 20.00
Hutabarat,Sahala. 1985. Pengantar
Oseanografi. Jakarta : UI
Kanginan,Martin. 2002. Fisikia
Dasar.Jakarta : Erlangga
Nontji,Anugerah. 2002. Laut
Nusantara. Jakarta : Djambatan
Samsul.
2009. Samsoel.blogspot.com/temperatur-terhadap-salinitas.
Diakses tanggal 2 Oktober 2011 pukul 20.00
