Upload
ridho-anzari
View
54
Download
1
Embed Size (px)
Citation preview
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
- Dapat menggunakan alat-alat pengukur suhu air laut
- Dapat mengaplikasikan suhu dalam proses-proses fisika,kimia dan biologi
di perairan laut.
- Dapat mengetahui faktor-faktor yang mempengaruhi suhu
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 lau t 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
2. Perbadaan suhu pada lapisan termoklin dikarnakan perbedaan intensitas
cahaya yang masuk
3. Pada lapisan termoklin perbedaan suhu pada tiap kedalaman sangat
ekstrim.
4. Pada lapisan yang perbedaan suhunya sangat ekstrim tidak lagi terjadi
pengadukan.
5. 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