SUHU, SALINITAS DAN KEPADATAN

Fluksi panas, penguapan, hujan, aliran sungai, dan pembekuan dan pencairan es laut, semuanya mempengaruhi distribusi temperatur dan salinitas di permukaan laut. Perubahan suhu dan salinitas dapat meningkatkan atau mengurangi kepadatan air pada permukaan, yang dapat menyebabkan konveksi. Jika air dari permukaan tenggelam ke laut lebih dalam, hal itu tetap mempertahankan hubungan yang khas antara suhu dan salinitas yang membantu ahli kelautan melacak gerakan air yang dalam. Selain itu, suhu, salinitas, dan tekanan yang digunakan untuk menghitung kepadatan. Thedistribution kepadatan di dalam laut secara langsung berkaitan dengan distribusi gradien tekanan horisontal dan arus laut. Untuk semua alasan ini, kita perlu mengetahui distribusi temperatur, salinitas, dan densitas di laut.

Sebelum membahas distribusi temperatur dan salinitas, mari kita pertama mendefinisikan apa yang kita maksud dengan istilah, terutama salinitas.

6.1 Definisi Salinitas

Pada tingkat yang paling sederhana, salinitas adalah jumlah total dalam gram bahan terlarut dalam satu kilogram air laut. Jadi salinitas adalah berdimensi kuantitas. Ia tidak memiliki unit. Variabilitas garam terlarut sangat kecil, dan kita harus sangat berhati-hati untuk menentukan salinitas dengan cara yang akurat dan praktis. Untuk lebih memahami kebutuhan untuk akurasi, lihat gambar 6.1. Perhatikan bahwa kisaran salinitas untuk sebagian dari air laut adalah 34,60-34,80 bagian per seribu, yang 200 bagian per juta. Variabilitas di Pasifik Utara dalam lebih kecil, sekitar 20 bagian per juta. Jika kita ingin mengklasifikasikan air dengan salinitas yang berbeda, kita perlu definisi dan instrumen akurat untuk sekitar satu bagian per juta. Perhatikan bahwa kisaran suhu yang jauh lebih besar, sekitar 1 ◦ C, dan suhu lebih mudah untuk mengukur.

Menulis definisi praktis salinitas yang memiliki akurasi yang bermanfaat adalah sulit (lihat Lewis, 1980, untuk rincian), dan berbagai definisi telah digunakan.

Gambar 6.1 Histogram suhu dan salinitas air laut yang dingin dari 4 ◦ C. Tinggi sebanding dengan volume. Ketinggian puncak tertinggi sesuai dengan volume 26 juta kilometer kubik per kelas bivariat dari 0,1 ◦ C dan 0,01. Setelah Worthington (1981: 47).

Definisi Sederhana Salinitas awalnya didefinisikan sebagai "Jumlah total bahan terlarut dalam gram dalam satu kilogram air laut.". Hal ini tidak berguna karena bahan terlarut hampir tidak mungkin untuk diukur dalam praktek. Sebagai contoh, bagaimana kita mengukur bahan yang mudah menguap seperti gas? Juga tidak bisa kita menguapkan air laut sampai kering karena klorida yang hilang dalam tahap terakhir pengeringan (Sverdrup, Johnson, dan Fleming, 1942: 50).

Definisi Lebih Lengkap Untuk menghindari kesulitan-kesulitan ini, Dewan Internasional untuk Eksplorasi Laut membentuk komisi pada tahun 1889 yang merekomendasikan bahwa salinitas didefinisikan sebagai jumlah "Total bahan padat dalam gram dilarutkan dalam satu kilogram air laut ketika semua karbonat telah diubah menjadi oksida, brom dan yodium yang digantikan oleh klorin dan semua materi organik sepenuhnya teroksidasi ". Definisi ini diterbitkan pada tahun 1902.. Hal ini berguna tetapi sulit untuk digunakan secara rutin.

Salinitas Berdasarkan Chlorinity Karena definisi di atas sulit untuk diterapkan dalam praktek, karena salinitas berbanding lurus dengan jumlah klorin dalam air laut, dan karena klorin dapat diukur secara akurat dengan analisis kimia yang sederhana, salinitas S didefinisikan kembali menggunakan chlorinity:

                                               S = 0.03 + 1.805 Cl                                                     (6.1)

mana chlorinity Cl didefinisikan sebagai "massa perak yang dibutuhkan untuk mengendapkan sepenuhnya halogen di 0,328 523 4 kg sampel air laut."

Ketika pengukuran yang lebih akurat dan lebih banyak dibuat, (6.1) ternyata terlalu tidak akurat. Pada tahun 1964 UNESCO dan organisasi internasional lain yang ditunjuk Panel Bersama tentang Oseanografi dan Tabel Standar untuk menghasilkan sebuah definisi yang lebih akurat. Panel Bersama direkomendasikan pada tahun 1966 (Wooster, Lee, dan Dietrich, 1969) bahwa salinitas dan chlorinity berkaitan dengan:

                                               S = 1,806 55Cl                                                            (6.2)

Ini sama seperti (6.1) untuk S = 35.

Salinitas Berdasarkan Konduktivitas Pada saat yang sama (6.2) diadopsi, ahli kelautan telah mulai menggunakan meter konduktivitas untuk mengukur salinitas. Para meter itu sangat tepat dan relatif mudah untuk digunakan dibandingkan dengan teknik kimia yang digunakan untuk mengukur chlorinity. Akibatnya, Panel Bersama juga merekomendasikan bahwa salinitas berkaitan dengan konduktivitas air laut menggunakan:

                        S = - 0,089 96 + 28,297 29 R₁₅ + 12,808 32 R²₁₅
                              - 10,678 69 R³₁₅ + 5,986 24 R⁴₁₅ - 1,323 11 R⁵₁₅                       (6.3a)
                     R₁₅ = C (S,15,0) / C(35,15,0)                                                               (6.3b)

di mana C (S,15,0) adalah konduktivitas sampel air laut di 15⁰C dan tekanan atmosfer, memiliki salinitas S berasal dari (6,4), dan C (35,15,0) adalah konduktivitas standar "Copenhagen" air laut. Millero (1996) menunjukkan bahwa (6,3) bukan definisi baru salinitas, ini hanya memberikan chlorinity sebagai fungsi dari konduktivitas air laut relatif terhadap air laut standar.

Skala Salinitas Praktis Tahun 1978 Pada awal 1970-an, meter konduktivitas akurat dapat dikerahkan dari kapal untuk mengukur konduktivitas di kedalaman. Kebutuhan untuk mengevaluasi kembali skala salinitas memimpin Panel Bersama untuk merekomendasikan pada tahun 1981 (JPOTS, 1981; Lewis, 1980) bahwa salinitas didefinisikan menggunakan konduktivitas saja, melanggar link dengan chlorinity. Semua sampel air dengan rasio konduktivitas yang sama memiliki salinitas yang sama meskipun chlorinity mereka mungkin berbeda.

Skala Salinitas Praktis Tahun 1978 sekarang definisi resmi:

                          S = 0,0080 - 0.1692 K^1/2₁₅ + 25,3851 K₁₅ + 14,0941K^3/2₁₅
                                 - 7.0261K²₁₅ + 2.7081 K^5/2₁₅                                                     (6.4a)
                       K₁₅ = C (S, 15, 0) / C (KCl, 15, 0) (6.4b)
                         2 ≤ S ≤ 42

di mana C (S,15,0) adalah konduktivitas sampel air laut pada suhu 14,996⁰C pada Skala Suhu Internasional 1990 (ITS-90, lihat § 6.2) dan tekanan atmosfer standar 101 325 Pa. C (KCl,15,0) adalah konduktivitas standar kalium klorida (KCl) larutan pada suhu 15⁰C dan tekanan atmosfer standar. Solusi KCl standar berisi massa dari 32,435 6 gram KCl dalam massa 1.000 000 kg larutan. Millero (1996: 72) dan Lewis (1980) memberikan persamaan untuk menghitung salinitas pada tekanan lainnya dan suhu.

Komentar Berbagai definisi kerja salinitas baik karena rasio dari berbagai ion dalam air laut hampir independen terhadap salinitas dan lokasi di laut (tabel 6.1). Hanya perairan yang sangat segar, seperti yang ditemukan di muara sungai, memiliki rasio berbeda nyata. Hasilnya adalah berdasarkan analisis kimia Dittmar (1884) tentang 77 sampel air laut yang dikumpulkan oleh Ekspedisi Challenger dan studi lebih lanjut oleh Carritt dan Carpenter (1959).

Pentingnya hasil ini tidak bisa lebih ditekankan, karena pada saat itu tergantung
validitas chlorinity ini: hubungan kepadatan dan, karenanya, akurasi dari semua kesimpulan berdasarkan distribusi kepadatan di mana terakhir ditentukan oleh kimia atau metode fisik tidak langsung seperti konduktivitas listrik: salinitas. . .- Sverdrup, Johnson, Fleming (1942).

Hubungan antara konduktivitas dan salinitas memiliki akurasi sekitar ± 0,003 pada salinitas. Kesalahan sangat kecil disebabkan oleh variasi dalam konstituen seperti SiO₂ yang menyebabkan perubahan kecil pada kepadatan tapi tidak ada perubahan konduktivitas.

Tabel 6.1 Mayor Konstituen dari Air Laut

	Ion		Atoms
55,3% 30,8% 7,7% 3,7% 1,2% 1,1%	Klorin Natrium Sulfat Magnesium Kalsium Kalium	55,3% 30,8% 3,7% 2,6% 1,2% 1,1%	Klorin Natrium Magnesium Belerang Kalsium Kalium

Referensi air laut dan Salinitas Salinitas Praktis Skala Tahun 1978 diperkenalkan beberapa masalah kecil. Hal ini menyebabkan kebingungan tentang unit dan dengan penggunaan "unit salinitas praktis" yang bukan bagian dari definisi Salinitas Praktis. Selain itu, salinitas absolut berbeda dari salinitas sekitar 0,5%. Dan, komposisi air laut sedikit berbeda dari tempat ke tempat di laut, menyebabkan kesalahan kecil dalam mengukur salinitas.

          Untuk menghindari masalah ini dan lainnya, Millero et al (2008) mendefinisikan ukuran baru salinitas, yang Salinitas Referensi, yang secara akurat mewakili Mutlak Salinitas larutan air laut buatan. Hal ini didasarkan pada Komposisi Referensi air laut yang jauh lebih akurat dari nilai dalam Tabel 6.1 di atas. Komposisi Referensi pada air laut buatan ditentukan oleh daftar zat terlarut dan fraksi mol mereka yang diberikan dalam Tabel 4 kertas mereka. Dari sini, mereka menentukan Referensi air laut buatan menjadi air laut yang memiliki Referensi Komposisi zat terlarut dilarutkan dalam air murni sebagai pelarut, dan disesuaikan dengan kondisi kesetimbangan termodinamikanya. Akhirnya, Salinitas Referensi Referensi air laut itu ditetapkan menjadi tepat 35,16504 g kg^-1.

          Dengan definisi ini, ditambah banyak detail dijelaskan dalam karya mereka, Millero et al (2008) menunjukkan Referensi Salinitas adalah terkait dengan Salinitas Praktis oleh:

                               S_R ≈ (35.16504/35)g kg^-1 × S                                                       (6.5)

Persamaan adalah tepat di S = 35. Referensi Salinitas adalah sekitar 0,47% lebih besar dari Salinitas Praktis. Referensi Salinitas S_R dimaksudkan untuk digunakan sebagai perpanjangan SI berbasis Salinitas Praktis.

6.2 Definisi Suhu

          Banyak proses fisikyang  tergantung pada temperatur. Beberapa dapat digunakan untuk menentukan suhu mutlak T. Satuan T adalah Kelvin, yang memiliki simbol K. Proses dasar yang digunakan untuk menentukan skala suhu mutlak atas kisaran suhu yang ditemukan di laut meliputi (Soulen dan Fogle, 1997): 1) hukum gas yang berhubungan tekanan untuk suhu gas ideal dengan koreksi untuk kerapatan gas; dan 2) gangguan tegangan dari resistensi R.

          Pengukuran temperatur menggunakan skala absolut sulit dan pengukuran biasanya dilakukan oleh laboratorium standar nasional. Pengukuran absolut digunakan untuk menentukan skala suhu praktis berdasarkan suhu suatu titik tetap sedikit dan interpolasi perangkat yang dikalibrasi pada titik-titik tetap.

          Untuk suhu yang biasa ditemukan di laut, perangkat interpolasi adalah termometer platina-perlawanan. Ini terdiri dari kawat longgar, strain-free, platinum murni yang resistensi merupakan fungsi dari suhu. Hal ini dikalibrasi pada titik-titik tetap antara titik tripel hidrogen kesetimbangan 13,8033 K dan titik beku perak di 961,78 K, termasuk titik tripel air pada 0,060⁰C, titik leleh Gallium di 29,7646⁰C, dan pembekuan titik Indium di 156.5985^oC (Preston-Thomas, 1990). Titik tripel air adalah suhu di mana es, air, dan uap air berada dalam kesetimbangan. Skala suhu dalam Kelvin T berkaitan dengan skala suhu dalam derajat
Celcius t [^oC] oleh:

                                               t [^oC] = T [K] - 273,15                                                  (6,6)

          Skala suhu praktis direvisi tahun 1887, 1927, 1948, 1968, dan 1990 sebagai penentuan yang lebih akurat suhu absolut menjadi diterima. Skala yang paling terbaru adalah Skala Suhu Internasional 1990 (ITS-90). Ini sedikit berbeda dari International Praktis Suhu Skala Tahun 1968 induktor interphasa-68. Pada 0^oC mereka adalah sama, dan di atas 0^oC ITS-90 sedikit lebih dingin. t₉₀ - t₆₈ = -0,002 pada 10^oC, -0,005 pada 20^oC, -0,007 pada 30^oC dan -0,010 pada 40^oC.

          Perhatikan bahwa sementara ahli kelautan memakai termometer dikalibrasi dengan akurasi dari millidegree, yakni 0,001^oC, skala suhu sendiri memiliki ketidakpastian dari beberapa millidegrees.

 
6.3 Geografis Distribusi Suhu Permukaan dan Salinitas

          Distribusi suhu pada permukaan laut cenderung kedaerahan, artinya, tidak bergantung pada bujur (gambar 6.2). Salam hangat air dekat khatulistiwa, air terdingin adalah dekat kutub. Penyimpangan dari zonal kecil. Equatorward dari 40 ◦, air dingin cenderung berada di sisi timur cekungan. Lintang Utara ini, air dingin cenderung berada di sisi barat.

          Anomali suhu permukaan laut, deviasi dari rata-rata jangka panjang, yang kecil, kurang dari 1,5^o C (Harrison dan Larkin, 1998) kecuali di Pasifik khatulistiwa dimana penyimpangan dapat 3^oC (gambar 6.3: atas) .

          Kisaran suhu permukaan tahunan tertinggi di pertengahan garis lintang, terutama di sisi barat laut (gambar 6.3: bawah). Di barat, pukulan udara dingin dari benua di musim dingin dan mendinginkan lautan. pendinginan itu mendominasi anggaran panas. Di daerah tropis rentang temperatur ini kebanyakan kurang dari 2^oC.

Suhu Rata-rata Permukaan Laut untuk bulan Juli

Rata-rata Suhu Permukaan Laut untuk bulan Januari
Gambar 6.2 Rata-rata suhu permukaan laut dihitung dari teknik interpolasi yang optimal (Reynolds dan Smith, 1995) melaporkan kapal menggunakan dan pengukuran AVHRR suhu. Interval kontur adalah 1^oC dengan kontur yang berat setiap 5^oC. Daerah Berbayang melebihi 29⁰C.

          Distribusi salinitas permukaan laut juga cenderung zonal. Air asin berada di pertengahan garis lintang di mana penguapan tinggi. Perairan asin yang kurang berada dekat khatulistiwa di mana hujan freshens permukaan, dan di lintang tinggi di mana es laut mencair freshens permukaan (gambar 6.4). Rata-rata zonal (timur-barat) salinitas menunjukkan korelasi yang erat antara salinitas dan penguapan minus curah hujan ditambah masukan sungai (gambar 6.5).

          Karena menguras banyak sungai besar ke dalam Atlantik dan Laut Arktik, mengapa Atlantik lebih asin dari Pasifik? Broecker (1997) menunjukkan bahwa 0,32 Sv air menguap dari Atlantik tidak jatuh sebagai hujan di darat. Sebaliknya, dibawa oleh angin ke Pasifik (gambar 6.6). Broecker menunjukkan bahwa kuantitas kecil, setara dengan sedikit lebih dari aliran di Sungai Amazon, tapi "jika fluks ini tidak diimbangi oleh pertukaran perairan Atlantik lebih asin untuk air asin kurang Pasifik, salinitas Atlantik keseluruhan akan meningkat sekitar 1 gram per liter per milenium."

Optimal Interpolasi Anomali SST bulanan untuk Januari 1996

 Rentang Tahunan Suhu Permukaan Laut

Gambar 6.3 Top: Laut anomali suhu permukaan untuk Januari 1996 relatif terhadap rata-rata temperatur ditunjukkan pada Gambar 6.2 dengan menggunakan data yang diterbitkan oleh Reynolds dan Smith (1995) dalam Buletin Diagnostik Iklim untuk bulan Februari 1995. Contour interval adalah 1^oC. Daerah Berbayang adalah positif. Bottom: Rentang tahunan suhu permukaan laut dalam ^oC dihitung dari Reynolds dan Smith (1995) rata-rata permukaan laut-data suhu yang disetel. Contour interval adalah 1^oC dengan kontur yang berat pada 4^oC dan 8^oC. Daerah berbayang melebihi 8^oC.

 

Rata-rata Tahunan Salinitas Permukaan Laut

Rata-rata Tahunan Curah Hujan - Penguapan (m / tahun)

 Gambar 6.4 Top: Rata-rata salinitas permukaan laut. Contour interval adalah 0,25. daerah Berbayang melebihi salinitas 36. Dari Levitus (1982). Bottom: Pengendapan minus penguapan dalam meter per tahun dihitung dari curah hujan global oleh Proyek Global Presipitasi Klimatologi dan fluks kalor laten dihitung oleh Kantor Asimilasi Data, baik di NASA Goddard Space Flight Center. Pengendapan melebihi penguapan di daerah teduh, interval kontur adalah 0,5 m.

          Rata-rata Suhu dan Salinitas dari Samudera Suhu rata-rata perairan laut adalah: t = 3,5^oC. Salinitas rata-rata adalah S = 34,7. Distribusi dari rata-rata adalah kecil: 50% dari air dalam kisaran:

1,3 ^oC < t <3,8 ^oC

34.6 < S <34.8

 Gambar 6.5 rata-rata zonal salinitas permukaan laut dihitung untuk semua laut dari Levitus (1982) dan perbedaan antara penguapan dan curah hujan (E - P) dihitung dari data yang ditunjukkan pada Gambar 6.4 (bawah).

6.4 Campuran Lapisan Kelautan dan Thermoklin

          Angin bertiup di laut bergerak lapisan atas menuju lapisan tipis campuran pada permukaan laut memiliki suhu konstan dan salinitas dari permukaan hingga kedalaman dimana nilai berbeda dari orang-orang di permukaan. Besarnya perbedaan tersebut sewenang-wenang, namun biasanya suhu di bagian bawah lapisan harus tidak lebih dingin lebih dari 0,02-0,1^o daripada di permukaan.

Gambar 6.6 Air diangkut oleh atmosfer ke dalam dan keluar dari Atlantik. Cekungan mengalir ke Atlantik hitam, padang pasir berwarna putih, dan cekungan drainase lainnya berbayang. Panah memberikan arah transportasi air dengan atmosfer, dan nilai-nilai dalam Sverdrups. nomor Bold memberikan transportasi bersih untuk Atlantik pada setiap band lintang. Secara keseluruhan, Atlantik kehilangan 0,32 Sv, jumlah yang kurang lebih sama dengan aliran di Sungai Amazon. Setelah Broecker (1997).

 

Gambar 6.7 Pertumbuhan dan peluruhan dari lapisan campuran dan termoklin musiman dari November 1989 sampai September 1990 di Bermuda Atlantic Time-series Station (kelelawar) di 31,8^oN 64,1^o W. Data dikumpulkan oleh Bermuda Biological Station untuk Penelitian, Inc. Perhatikan bahwa tekanan dalam decibars hampir sama dengan kedalaman dalam meter (lihat § 6.8 untuk definisi decibars).

          Perhatikan bahwa baik suhu dan salinitas harus konstan dalam lapisan campuran. Kita akan lihat nanti itu berarti kecepatan tidak konstan. Lapisan campuran adalah sekitar 10-200 m tebal atas sebagian besar dari tropis dan garis pertengahan lintang.

          Kedalaman dan suhu lapisan campuran bervariasi dari hari ke hari dan dari musim ke musim dalam menanggapi dua proses:

1.    Fluksi panas melalui permukaan panas dan sejuk air permukaan. Perubahan suhu mengubah kontras densitas antara lapisan campuran dan perairan yang lebih dalam. Semakin besar kontras, semakin banyak pekerjaan yang dibutuhkan untuk campuran lapisan bawah dan sebaliknya.

2.    Turbulensi pada lapisan campuran campuran panas ke bawah. turbulensi tergantung pada kecepatan angin dan intensitas gelombang pecah. Turbulensi campuran air di lapisan, dan campuran air di lapisan dengan air di thermoklin.

          Pertengahan-lintang lapisan campuran adalah tertipis di akhir musim panas saat angin lemah, dan sinar matahari menghangatkan lapisan permukaan (gambar 6.7). Kadang-kadang, pemanasan yang begitu kuat, dan angin sangat lemah, bahwa lapisan hanya beberapa meter. Pada musim gugur, badai pertama dari campuran musim panas ke dalam laut penebalan lapisan campuran, tapi sedikit panas hilang. Di musim dingin, panas hilang, dan lapisan dicampur terus menebal, menjadi tebal di akhir musim dingin. Pada musim semi, angin melemah, meningkatkan sinar matahari, dan bentuk-bentuk layer baru dicampur.

         

Gambar 6.8 Khas suhu dan salinitas profil di lautan terbuka. AAC: Pada 62,0^oS, 170,0^oE di Lancar Lingkaran Kutub Antartika pada tanggal 16 Januari 1969 seperti yang diukur oleh R / V Hakuho Maru. Warm Pool: Pada 9,5^oN 176,3^o E di kolam Pasifik barat tropis yang hangat pada tanggal 12 Maret 1989 sebagai diukur dengan Bryden dan Hall pada R Moana / V Wave. kelelawar: Pada 31,8 ^oN 64,1^oW dekat Bermuda pada tanggal 17 April dan 10 September 1990 diukur dengan Bermuda Biological Station untuk Penelitian, Inc. Data disertakan dengan Java Ocean Atlas.

          Di bawah lapisan dicampur, suhu air menurun cepat dengan kedalaman kecuali pada lintang tinggi. Kisaran kedalaman dimana tingkat perubahan, gradien temperatur, besar disebut termoklin. Karena kepadatan berkaitan erat dengan suhu, termoklin juga cenderung menjadi lapisan dimana gradien kepadatan terbesar, pycnocline tersebut.

            Bentuk termoklin sedikit berbeda-beda dengan musim (gambar 6.7). Ini adalah termoklin musiman. Termoklin permanen memanjang dari bawah termoklin musiman sampai kedalaman 1500-2000 meter (gambar 6.8). Pada lintang tinggi, seperti di stasiun aac dalam gambar, mungkin ada lapisan, dingin segar di atas termoklin permanen.
            Lapisan campuran cenderung lebih asin daripada termoklin antara 10^o dan 40^o lintang, di mana penguapan melebihi curah hujan. Pada lintang tinggi lapisan campuran lebih segar karena hujan dan pencairan es mengurangi salinitas. Di beberapa daerah tropis, seperti kolam renang hangat di Pasifik barat tropis, hujan juga menghasilkan lapisan tipis campuran segar.

6.5 Kepadatan, Potensi Suhu, dan Kepadatan Netral

            Selama musim dingin, air dingin terbentuk di permukaan tenggelam hingga kedalaman ditentukan oleh kepadatan relatif terhadap kepadatan air lebih dalam. Arus kemudian membawa air ke bagian lain dari laut. Pada setiap waktu, bingkisan air bergerak untuk tinggal di bawah air kurang padat dan di atas air lebih padat. Distribusi arus di laut tergantung pada distribusi tekanan, yang tergantung pada variasi kepadatan di dalam laut seperti diuraikan dalam § 10.4. Jadi, jika kita ingin mengikuti pergerakan air dalam laut, kita perlu mengetahui distribusi kepadatan dalam laut.

            Kepadatan dan sigma-t Perhitungan pergerakan air memerlukan pengukuran kepadatan dengan akurasi beberapa bagian per juta. Ini tidak mudah.

            Kepadatan Mutlak air hanya dapat diukur di laboratorium khusus, dan hanya dengan susah payah. Akurasi terbaik adalah 1: 2,5 × 105 = 4 bagian per mil.

            Untuk menghindari kesulitan bekerja dengan kepadatan mutlak, ahli kelautan gunakan kepadatan relatif terhadap kepadatan air murni. Kepadatan ρ (S,t,p) sekarang didefinisikan menggunakan Rata-Rata Air Samudra Standar komposisi isotop dikenal, dengan asumsi kejenuhan atmosfer gas terlarut. Di sini S, t, p sama dengan pada salinitas, suhu, dan tekanan.

            Dalam prakteknya, kerapatan tidak diukur, itu dihitung dari situ pengukuran tekanan, temperatur, dan konduktivitas menggunakan persamaan keadaan air laut. Hal ini dapat dilakukan dengan akurasi dari dua bagian per juta.

            Kepadatan air di permukaan laut biasanya 1027 kg/m³. Untuk penyederhanaan, ahli kelautan fisik sering mengutip hanya 2 digit terakhir kepadatan, sebuah kuantitas yang disebut penyimpangan kepadatan atau Sigma (S,t,p):

                                        σ (S,t,p) = ρ (S,t,p) - 1000 kg/m³                                        (6,7)

Kelompok Kerja pada Simbol, Unit dan Tata nama di Oseanografi Fisik (SUN, 1985) merekomendasikan σ yang digantikan oleh γ karena σ awalnya didefinisikan relatif terhadap air murni dan itu berdimensi. Namun, di sini aku akan mengikuti praktek umum dan σ digunakan.

            Jika kita mempelajari lapisan permukaan laut, kita dapat mengabaikan kompresibilitas, dan kami menggunakan sigma kuantitas baru-t (ditulis σt):

                                                    σ_t = σ (S,t,0)                                                            (6,8)

Ini adalah penyimpangan kepadatan sampel air ketika tekanan total telah direduksi menjadi tekanan atmosfer (tekanan nol yaitu air), tetapi suhu dan salinitas adalah nilai di tempat asal.

Potensi Suhu Sebagai air bingkisan dalam laut bergerak di bawah lapisan campuran, garam dan konten panas dapat diubah hanya dengan mencampurkan dengan air lainnya. Jadi kita dapat menggunakan pengukuran suhu dan salinitas untuk melacak jalur air. Hal ini paling baik dilakukan jika kita menghilangkan efek kompresibilitas.
Sebagai sink air, meningkatkan tekanan, air dikompresi, dan kompresi yang tidak bekerja pada air. Hal ini meningkatkan energi internal dari air. Untuk memahami bagaimana kompresi meningkatkan energi, mempertimbangkan kubus massa tetap berisi air. Sebagai sink kubus, sisi-sisinya bergerak ke dalam sebagai kubus yang dikompresi. Mengingat pekerjaan yang adalah gaya kali jarak, pekerjaan adalah jarak bergerak samping kali gaya yang bekerja pada sisi oleh tekanan. Perubahan energi internal dapat atau tidak dapat mengakibatkan perubahan suhu (McDougall dan Feistel, 2003). Energi internal fluida adalah jumlah energi kinetik molekul (suhu) dan energi potensial molekuler. Dalam air laut, kemudian istilah mendominasi, dan perubahan energi internal menghasilkan perubahan suhu yang ditunjukkan pada Gambar 6.9. Pada kedalaman 8 km, peningkatan suhu isalmost 0,9 ^oC.

Gambar 6.9 Profil Kiri di ttempat asal t  dan potensi q suhu dan Kanan sigma-t dan sigma-theta di Palung Kermadec di Pasifik diukur dengan R / V Eltanin selama Ekspedisi Scorpio pada tanggal 13 Juli 1967 di 175,825^o E dan 28,258^o S. Data dari Warren (1973).

            Untuk menghapus pengaruh kompresibilitas dari pengukuran suhu, ahli kelautan (dan ahli meteorologi yang memiliki masalah yang sama di atmosfer) menggunakan konsep potensi suhu. Potensi suhu didefinisikan sebagai suhu sebidang air di permukaan laut setelah telah dibangkitkan adiabatik dari beberapa kedalaman di lautan. Meningkatkan paket adiabatik berarti bahwa yang dibangkitkan dalam wadah terisolasi sehingga tidak pertukaran panas dengan lingkungan sekitarnya. Tentu saja, paket tidak benar-benar dibawa ke permukaan. suhu Potensi dihitung dari suhu di dalam air di kedalaman, di tempat asal suhu.

Potensi Kepadatan Jika kita mempelajari lapisan menengah laut, katakanlah pada kedalaman dekat satu kilometer, kita tidak bisa mengabaikan kompresibilitas. Karena perubahan tekanan terutama pengaruh suhu air, pengaruh tekanan dapat dihapus, untuk pendekatan pertama, dengan menggunakan potensi pendekatan.

            Potensi kepadatan ρq adalah densitas paket air akan jika dibesarkan adiabatik ke permukaan tanpa perubahan salinitas. Ditulis sebagai sigma,

                                               σq= σ (S, q, 0)                                                              (6,9)

 
σq ini sangat berguna karena merupakan alat termodinamika kekal.

            Potensi kepadatan tidak berguna untuk membandingkan densitas air pada kedalaman besar. Jika kita membawa paket air ke permukaan dan membandingkan kepadatan mereka, perhitungan kepadatan potensial mengabaikan pengaruh tekanan pada koefisien untuk ekspansi termal dan garam. Akibatnya, contoh air dua yang memiliki kepadatan yang sama tapi suhu salinitas dan berbeda pada kedalaman empat kilometer dapat memiliki potensi kepadatan tampak berbeda. Di beberapa daerah penggunaan ρ (q) dapat menyebabkan penurunan kepadatan jelas dengan kedalaman (gambar 6.10) walaupun kita tahu bahwa hal ini tidak dimungkinkan karena seperti kolom air akan menjadi tidak stabil.

            Untuk membandingkan sampel dari kedalaman besar, lebih baik untuk membawa kedua sampel hingga kedalaman terdekat bukan ke permukaan p = 0. Sebagai contoh, kita bisa membawa kedua paket ke tekanan 4.000 decibars, yang dekat kedalaman 4 km:

                                               σ₄ = σ (S, q, 4000)                                                     (6.10)

dimana σ4 adalah densitas sebidang air membawa adiabatik ke tekanan 4.000

Gambar 6.10 vertikal bagian kepadatan di Atlantik barat. Perhatikan bahwa perubahan skala kedalaman pada 1000 kedalaman. Atas: σq, menunjukkan inversi densitas jelas di bawah 3.000 m. Bawah: σ4 menunjukkan terus meningkatnya kepadatan dengan mendalam. Setelah Lynn dan Reid (1968).

decibars. Secara umum, ahli kelautan kadang menggunakan ρ_r

                                               σ_r = σ (S, q, p, p_r)                                                       (6.11)

di mana p adalah tekanan, dan pr adalah tekanan pada beberapa tingkat referensi.    Dalam (6.8) tingkat adalah p_r = 0 decibars, dan di (6,9) p_r = 4000 decibars.

            Penggunaan σ_r menyebabkan masalah. Jika kita ingin mengikuti paket air yang dalam di laut, kita bisa menggunakan σ3 di beberapa daerah, dan σ4 orang lain. Tapi apa yang terjadi ketika bergerak bingkisan dari kedalaman 3 km di satu area dengan kedalaman 4 km di lain? Ada diskontinuitas kecil antara kepadatan bingkisan dinyatakan sebagai σ3 dibandingkan dengan kepadatan dinyatakan sebagai σ4. Untuk menghindari kesulitan ini, Jackett dan McDougall (1997) mengusulkan suatu variabel baru yang mereka sebut kepadatan netral.

            Permukaan netral dan Kepadatan Netral Sebuah bingkisan dari air bergerak secara lokal sepanjang jalan kerapatan konstan sehingga selalu di bawah air kurang padat dan di atas air lebih padat. Lebih tepatnya, bergerak sepanjang jalan kerapatan konstan σr potensi direferensikan sampai kedalaman lokal r. Jalan seperti ini disebut jalur netral (Eden dan Willebrand, 1999). Sebuah elemen permukaan netral adalah permukaan bersinggungan dengan jalur netral melalui sebuah titik dalam air. Tidak ada pekerjaan yang diperlukan untuk memindahkan bingkisan pada permukaan ini karena tidak ada gaya apung yang bekerja pada paket ketika bergerak (jika kita mengabaikan gesekan).

            Sekarang mari kita ikuti bingkisan seperti yang bergerak dari wilayah setempat. Pada awalnya kita mungkin berpikir bahwa karena kita tahu garis singgung permukaan di mana-mana, kita dapat mendefinisikan permukaan yang amplop dari garis singgung. Tapi permukaan yang tepat tidak mungkin secara matematis di laut nyata, meskipun kita dapat datang sangat dekat.

            Jackett dan McDougall (1997) mengembangkan densitas variabel γⁿ praktis netral dan permukaan yang tetap dalam beberapa puluhan meter dari permukaan ideal di mana saja di dunia. Mereka dibangun variabel dengan menggunakan data dalam Levitus (1982) atlas. Nilai kepadatan netral kemudian digunakan untuk label data dalam atlas Levitus. Ini kumpulan data prelabeled digunakan untuk menghitung γⁿ di lokasi baru dimana t, S diukur sebagai fungsi kedalaman dengan interpolasi untuk empat titik terdekat di atlas Levitus. Melalui praktek ini, γⁿ kepadatan netral adalah fungsi dari salinitas S, di tempat asal suhu t, tekanan p, bujur, dan garis lintang.

            Permukaan netral yang didefinisikan di atas hanya berbeda sedikit dari permukaan netral yang ideal. Jika bingkisan bergerak sekitar pilin pada permukaan netral dan kembali ke lokasi awal, kedalaman pada akhirnya akan berbeda dengan sekitar 10 meter dari kedalaman di awal. Jika permukaan densitas potensial yang digunakan, perbedaan bisa ratusan meter, kesalahan jauh lebih besar.

Persamaan keadaan air laut Kepadatan air laut jarang diukur. Kepadatan dihitung dari pengukuran suhu, konduktivitas, atau salinitas, dan tekanan dengan menggunakan persamaan keadaan air laut. Persamaan keadaan adalah persamaan yang berkaitan densitas dengan suhu, salinitas, dan tekanan.

            Persamaan diperoleh dengan kurva fitting melalui pengukuran laboratorium densitas sebagai fungsi temperatur, tekanan, dan salinitas, chlorinity, atau konduktivitas. Persamaan Internasional Negara (1980) diterbitkan oleh Panel Bersama pada Tabel Oseanografi dan Standar (1981) yang sekarang digunakan. Lihat juga Millero dan Poisson (1981) dan Millero et al (1980). Persamaan ini memiliki keakuratan 10 bagian per juta, yang merupakan 0,01 unit σ (q).

            Saya belum benar-benar dituliskan persamaan dari negara karena terdiri dari
tiga polinomial dengan 41 konstanta (jpots, 1991).

            Akurasi Suhu, Salinitas, dan Kepadatan Jika kita ingin membedakan antara massa air yang berbeda di laut, dan jika rentang total suhu dan salinitas adalah sebagai kecil sebagai kisaran pada gambar 6.1, maka kita harus mengukur suhu, salinitas, dan tekanan sangat hati-hati. Kami akan membutuhkan ketelitian beberapa bagian per mil.

            Akurasi tersebut dapat dicapai hanya jika semua kuantitas didefinisikan dengan hati-hati, jika semua pengukuran dilakukan dengan hati-hati, jika semua instrumen yang dikalibrasi dengan hati-hati, dan jika semua pekerjaan dilakukan sesuai dengan standar yang diterima secara internasional. Standar tersebut dituangkan dalam Pengolahan Data Oseanografi Station (jpots, 1991) diterbitkan oleh UNESCO. Buku ini berisi definisi yang diterima secara internasional variabel primer seperti suhu dan salinitas dan metode untuk pengukuran variabel utama. Ini juga menjelaskan metode diterima untuk menghitung jumlah yang berasal dari variabel primer, seperti suhu potensial, kerapatan, dan stabilitas.

6.6 Pengukuran Suhu

Suhu di laut diukur banyak cara. Thermistors dan termometer merkuri biasanya digunakan pada kapal dan pelampung. Ini adalah dikalibrasi di laboratorium sebelum digunakan, dan setelah digunakan jika mungkin, dengan menggunakan termometer merkuri atau platinum dengan akurasi dilacak ke laboratorium standar nasional. radiometers inframerah pada satelit mengukur suhu permukaan laut.

Thermometer Mercury Ini adalah termometer yang paling banyak digunakan, non-elektronik termometer. Ia banyak digunakan dalam ember jatuh ke sisi kapal untuk mengukur suhu permukaan air, pada botol Nansen untuk mengukur suhu sub-laut, dan di laboratorium untuk mengkalibrasi termometer lain. Akurasi dari termometer terbaik adalah sekitar ± 0,001^oC dengan kalibrasi sangat berhati-hati.

            Satu termometer merkuri yang sangat penting adalah termometer membalikkan (gambar 6.11) dilakukan pada botol Nansen, yang dijelaskan di bagian selanjutnya. Ini adalah termometer yang memiliki penyempitan dalam kapiler merkuri yang menyebabkan benang merkuri untuk istirahat pada suatu titik tepat ditentukan ketika termometer terbalik. Termometer diturunkan jauh ke dalam laut dalam posisi normal, dan itu diperbolehkan untuk datang ke kesetimbangan dengan air. Mercury memperluas ke kapiler, dan jumlah merkuri dalam kapiler yang sebanding dengan suhu. Termometer ini kemudian membalik terbalik, benang istirahat merkuri menjebak merkuri dalam kapiler, dan termometer dibawa kembali. Merkuri dalam kapiler termometer yang dibatalkan tersebut membaca di dek bersama dengan suhu termometer normal, yang memberikan suhu di mana termometer yang dibatalkan tersebut dibaca. Kedua pembacaan memberikan suhu air pada kedalaman di mana termometer terbalik.

Gambar 6.11 Waktu: dilindungi dan tidak dilindungi termometer diatur membalikkan posisi, sebelum pembalikan. Kanan: Bagian terbatas dari kapiler di set dan posisi terbalik. Setelah ARX von (1962: 259).

Membalikkan termometer dilakukan di dalam tabung gelas yang melindungi termometer dari tekanan laut karena tekanan tinggi dapat menekan merkuri tambahan ke kapiler tersebut. Jika termometer adalah terlindungi, suhu jelas baca di dek sebanding dengan suhu dan tekanan pada kedalaman di mana termometer itu membalik. Sepasang dilindungi dan tidak dilindungi termometer memberikan suhu dan tekanan air pada kedalaman termometer dibatalkan.

            Pasangan membalikkan termometer dilakukan pada botol Nansen yang merupakan sumber utama pengukuran suhu sub-laut sebagai fungsi dari tekanan dari sekitar 1900 sampai 1970.

           

Platinum Resistansi Termometer Ini adalah standar untuk suhu. Hal ini digunakan oleh laboratorium standar nasional untuk interpolasi antara titik yang didefinisikan pada skala suhu praktis. Hal ini digunakan terutama untuk mengkalibrasi sensor suhu lainnya.

 
Termistor Termistor adalah semikonduktor memiliki resistansi yang bervariasi cepat dan diprediksi dengan suhu. Hal ini telah banyak digunakan pada instrumen ditambatkan dan instrumen dikerahkan dari kapal sejak sekitar tahun 1970. Memiliki resolusi tinggi dan akurasi sekitar ± 0,001^oC ketika hati-hati dikalibrasi.

Tempat suhu Suhu air permukaan telah diukur secara rutin di laut dengan meletakkan termometer merkuri ke dalam ember yang diturunkan ke dalam air, membiarkannya duduk di kedalaman sekitar satu meter selama beberapa menit sampai termometer datang ke kesetimbangan, maka membawanya di atas kapal dan membaca suhu sebelum air di ember memiliki waktu untuk perubahan suhu. akurasi adalah sekitar 0,1^oC. Ini merupakan sumber yang sangat umum dari pengukuran suhu permukaan langsung.

Kapal Injeksi Suhu Suhu air ditarik ke dalam kapal untuk mendinginkan mesin telah dicatat secara rutin selama beberapa dekade. Nilai-nilai tercatat temperatur disebut suhu injeksi. Kesalahan terjadi karena pemanasan air kapal struktur sebelum dicatat. Hal ini terjadi ketika perekam temperatur tidak ditempatkan dekat dengan titik pada lambung dimana air dibawa masuk Akurasi 0,5-1^oC.

  
Lanjutan Resolusi Radiometer Sangat Tinggi Alat paling umum digunakan untuk mengukur suhu permukaan laut dari ruang angkasa adalah Advanced Sangat Tinggi Resolusi Radiometer AVHRR. Instrumen yang telah dilakukan pada semua satelit meteorologi kutub-mengorbit dioperasikan oleh NOAA sejak Tiros-N diluncurkan pada tahun 1978.

            Instrumen awalnya dirancang untuk mengukur suhu awan sehingga awan tinggi. instrumen itu, bagaimanapun, akurasi yang cukup dan presisi itu segera digunakan untuk mengukur pola suhu regional dan global pada permukaan laut.

            Instrumen adalah radiometer yang mengkonversi radiasi inframerah menjadi tegangan listrik. Ini termasuk cermin yang memindai dari sisi ke sisi seberang jalur sub-satelit dan mencerminkan sinar dari tanah ke teleskop, teleskop yang memfokuskan cahaya pada detektor, peka terhadap panjang gelombang yang berbeda yang mengkonversi cahaya pada panjang gelombang tersebut menjadi sinyal listrik detektor, dan sirkuit elektronik untuk mendigitalkan dan menyimpan nilai-nilai cahaya. Instrumen mengamati sebuah petak luas 2.700 km berpusat di jalur sub-satelit.
Setiap pengamatan sepanjang scan dari sebuah pixel yang kira-kira satu kilometer dengan diameter dekat pusat scan dan bahwa peningkatan ukuran dengan jarak dari jalur sub-satelit.

            Langkah-langkah radiometers radiasi infra merah yang dipancarkan dari permukaan dalam lima band panjang gelombang: tiga band inframerah: 3,55-3,99 pM, 10,3-11,3 pM, dan 11,5-12,5 pM, sebuah band dekat-inframerah pada ,725-1,10 pM, dan sebuah-terlihat cahaya band di 0,55-0,90 pM. Semua band inframerah termasuk radiasi yang dipancarkan dari laut dan dari uap air di udara sepanjang jalan dari satelit ke tanah. Band 3,7 pM paling tidak sensitif terhadap uap air dan kesalahan lain, tetapi bekerja hanya pada malam hari karena sinar matahari memiliki pancaran dalam band ini. Kedua band panjang gelombang terpanjang pada 10,8 pM dan 12,0 pM digunakan untuk mengamati suhu permukaan laut dan uap air di sepanjang jalan di siang hari.

            Data dengan resolusi 1-Km ditransmisikan langsung ke stasiun tanah yang tampilan satelit seperti yang melewati stasiun. Ini adalah Local Area Cakupan mode. Data juga rata-rata untuk menghasilkan pengamatan dari 4 × 4 piksel km. Data-data ini disimpan oleh satelit dan kemudian diteruskan ke stasiun penerima NOAA. Ini adalah modus Cakupan Area Global.

            Lebar petak cukup luas bahwa satelit pandangan seluruh bumi dua kali per hari, sekitar 9:00 AM dan 9:00 PM waktu setempat. Wilayah di lintang tinggi dapat diamati sesering delapan kali atau lebih per hari.

            Kesalahan yang paling penting adalah karena:

1.    Belum terselesaikan atau tidak terdeteksi awan: Besar, awan tebal yang jelas dalam gambar awan suhu air Tipis seperti cirrus stratus yang rendah dan tinggi menghasilkan banyak kesalahan kecil yang sulit atau hampir tidak mungkin untuk dideteksi. Awan kecil dengan diameter dari 1 km, seperti cumuli perdagangan-angin, juga sulit untuk dideteksi. teknik khusus telah dikembangkan untuk mendeteksi awan kecil (gambar 6.12).

2.    Uap air, yang menyerap sebagian energi radiasi dari permukaan laut: uap air mengurangi suhu jelas dari permukaan laut. Hal itu berbeda di 10,8 12,0 pM pM dan saluran, sehingga perbedaan dalam dua sinyal yang akan digunakan untuk mengurangi kesalahan.

3.    Aerosol, yang menyerap radiasi inframerah. Mereka memancarkan pada suhu ditemukan tinggi di atmosfer. Stratosfera aerosol yang dihasilkan oleh letusan gunung berapi dapat menurunkan suhu diamati hingga beberapa derajat Celcius. Partikel debu dilakukan atas debu Atlantik dari Sahara
badai juga dapat menyebabkan kesalahan.

Gambar 6.12 Pengaruh awan pada pengamatan inframerah. Waktu: Deviasi standar dari cahaya dari kecil, berawan sebagian daerah masing-masing berisi 64 piksel. Kaki dari distribusi lengkungan-seperti titik adalah permukaan laut dan suhu awan-top. Setelah Coakley dan Bretherton (1982). Kanan: Perbedaan maksimum antara nilai-nilai lokal T₁₁ - T_3.7 dan nilai rata-rata lokal jumlah yang sama. Nilai dalam kotak putus-putus menunjukkan piksel awan-bebas. T₁₁ dan T_3.7 adalah suhu jelas pada 11.0 dan 3,7 pM (data dari K. Kelly). Setelah Stewart (1985: 137).

4.    Suhu kulit kesalahan. Radiasi inframerah dilihat oleh instrumen yang berasal dari lapisan di permukaan laut yang hanya beberapa mikrometer tebal. Suhu pada lapisan ini tidak persis sama dengan temperatur meter di bawah permukaan laut. Mereka dapat berbeda dengan beberapa derajat ketika angin ringan (Emery dan Schüssel, 1989). Kesalahan ini sangat berkurang ketika data AVHRR digunakan untuk interpolasi antara pengukuran kapal suhu permukaan.

            Peta suhu diolah dari Local Area Cakupan daerah bebas awan menunjukkan variasi temperatur dengan presisi 0,1 ◦ C. Peta ini berguna untuk mengamati fenomena lokal termasuk pola yang dihasilkan oleh arus lokal. Gambar 10.16 menunjukkan pola seperti di pantai lepas California.

            Peta Global dibuat oleh US Naval Oceanographic Office, yang menerima data AVHRR global secara langsung dari NOAA Lingkungan Nasional Satelit, Data dan Pelayanan Informasi dalam waktu dekat-nyata setiap hari. Data diolah secara cermat untuk menghilangkan pengaruh awan, uap air, aerosol, dan sumber-sumber lain dari kesalahan. Data kemudian digunakan untuk menghasilkan peta global antara ± 70^oC dengan akurasi ± 0,6 ^oC (May et al 1998). Peta suhu permukaan laut dikirim ke Angkatan Laut AS dan ke Pusat NOAA Nasional untuk Prediksi Lingkungan. Selain itu, penghasilan harian kantor 100-km global dan 14-km peta regional suhu.

Global Peta Suhu Permukaan Laut Global, peta suhu permukaan bulanan diproduksi oleh Pusat Nasional untuk Lingkungan Prediksi menggunakan Reynolds et al (2002) metoda optimal-interpolasi. Teknik ini memadukan kapal dan pelampung pengukuran suhu permukaan laut dengan data AVHRR diproses oleh Kantor Oseanografi Angkatan Laut dalam 1^o daerah selama satu bulan. Pada dasarnya, data AVHRR adalah menyela antara laporan buoy dan kapal menggunakan informasi sebelumnya tentang bidang suhu. akurasi berkisar Secara keseluruhan dari sekitar C ± 0,3^o di daerah tropis untuk ± 0,5 ^oC dekat arus batas barat di belahan bumi utara di mana gradien temperatur yang besar. Peta tersedia dari bulan November 1981. Angka 6,2-6,4 dibuat oleh NOAA menggunakan teknik Reynolds '. Set data lain telah dihasilkan oleh NOAA / nasa program Pathfinder (Kilpatrick, Podesta, dan Evans, 2001).

            Peta suhu rata-rata juga telah dibuat dari data icoads (Smith dan Reynolds, 2004). Karena data kurang didistribusikan dalam ruang dan waktu, kesalahan juga bervariasi dalam ruang dan waktu. Smith dan Reynolds (2004) memperkirakan kesalahan dalam suhu rata-rata global dan menemukan ketidakpastian kepercayaan 95% untuk rata-rata dekat-global adalah 0,48^oC atau lebih pada abad kesembilan belas, dekat 0,28 ◦ C untuk paruh pertama abad kedua puluh , dan 0,18 ^oC atau kurang setelah 1950. Anomali suhu permukaan laut dihitung menggunakan suhu permukaan laut rata-rata dari periode 1854-1997 icoads menggunakan dilengkapi dengan data satelit sejak tahun 1981.

Gambar 6.13 Sebuah sel konduktivitas. Arus mengalir melalui air laut antara elektroda platinum di silinder kaca borosilikat 191 mm dengan diameter dalam antara elektroda 4 mm. Garis medan listrik (garis solid) terbatas pada interior sel dalam desain membuat konduktivitas diukur (dan kalibrasi instrumen) independen objek dekat sel. Ini adalah sel digunakan untuk mengukur konduktivitas dan salinitas yang ditunjukkan pada Gambar 6.15. Dari Electronics Sea-Bird.

6.7 Pengukuran Konduktivitas atau Salinitas

            Konduktivitas diukur dengan menempatkan elektroda platinum di air laut dan pengukuran arus yang mengalir ketika ada tegangan dikenal antara elektroda. Arus tergantung pada konduktivitas, tegangan, dan volume air laut di jalan antara elektroda. Jika elektroda berada dalam tabung nonconducting kaca, volume air yang akurat diketahui, dan saat ini adalah independen dari benda-benda lain di dekat sel konduktivitas (gambar 6.13). Pengukuran terbaik salinitas dari konduktivitas memberikan salinitas dengan akurasi ± 0,005.

            Sebelum pengukuran konduktivitas secara luas digunakan, salinitas diukur dengan menggunakan titrasi kimia dari sampel air dengan garam perak. Pengukuran terbaik salinitas dari titrasi memberikan salinitas dengan akurasi ± 0,02.

            Pengukuran salinitas individu dikalibrasi menggunakan air laut standar. Jangka panjang penelitian menggunakan data keakuratan dari pengukuran massa air dalam yang diketahui, salinitas stabil,. Sebagai contoh, Saunders (1986) mencatat suhu yang sangat akurat terkait dengan salinitas untuk volume besar air yang terkandung di lembah yang mendalam dari barat laut Atlantik di bawah keluar Mediterania. Dia menggunakan konsistensi pengukuran suhu dan salinitas yang dibuat di stasiun hidrografi banyak di daerah ini untuk memperkirakan ketepatan temperatur, salinitas dan pengukuran oksigen. Dia menyimpulkan bahwa pengukuran yang paling hati-hati dibuat sejak tahun 1970 memiliki akurasi 0,005 untuk salinitas dan 0,005 ^oC untuk temperatur. Sumber kesalahan terbesar salinitas adalah kesalahan dalam penentuan air standar yang digunakan untuk kalibrasi pengukuran salinitas.

            Gouretski dan Jancke (1995) pengukuran salinitas accuracyof diperkirakan sebagai fungsi dari waktu. Menggunakan pengukuran kualitas tinggi dari 16.000 stasiun hidrografi di selatan Atlantik 1912-1991, mereka diperkirakan akurasi dengan memetakan salinitas sebagai fungsi dari temperatur dengan menggunakan semua data yang dikumpulkan di bawah 1500 m di dua belas daerah untuk setiap dekade 1920-1990. Sebidang akurasi sebagai fungsi waktu sejak tahun 1920 menunjukkan peningkatan konsisten dalam akurasi sejak tahun 1950 (gambar 6.14). Recent pengukuran salinitas yang paling akurat. Standar deviasi dari data salinitas dikumpulkan dari semua daerah di selatan Atlantik 1970-1993 disesuaikan seperti yang dijelaskan oleh Gouretski dan Jancke (1995) adalah 0,0033. Recent instrumen seperti Laut-Burung Electronics Model 911 Plus memiliki akurasi yang lebih baik daripada 0,005 tanpa penyesuaian. Perbandingan salinitas diukur pada 43 ◦ 10'N, 14 ◦ W 4,5 'oleh 911 Plus dengan data historis yang dikumpulkan oleh Saunders (1986) memberikan ketelitian 0,002 (gambar 6.15).

Gambar 6.14. Standar deviasi pengukuran salinitas di bawah 1500 m di Atlantik selatan. Setiap titik rata-rata untuk dekade berpusat pada titik. Nilai untuk tahun 1995 adalah perkiraan keakuratan pengukuran baru-baru ini. Dari Gouretski dan Jancke (1995).

Gambar 6.15. Hasil dari tes Laut-Burung Elektronik CTD 911 Plus di Atlantik Utara pada tahun 1992 Deep Water. Data dikumpulkan pada 43,17 ^oN dan 14,08 ^o W dari R / V Poseidon. Dari Electronics Sea-Bird (1992).

6.8 Pengukuran Tekanan

            Tekanan secara rutin diukur oleh berbagai jenis instrumen. TheSI unit tekanan adalah pascal (Pa), tetapi ahli kelautan biasanya laporan tekanan di decibars (dbar), dimana:

                                   1 dbar = 104 Pa                                                         (6.12)

karena tekanan di decibars hampir persis sama dengan kedalaman dalam meter. Jadi 1000 dbar adalah tekanan pada kedalaman sekitar 1000 m.

Meteran Kencang ini adalah alat sederhana dan murah, dan ini banyak digunakan. Akurasi adalah sekitar ± 1%.

Vibrasi Banyak pengukuran tekanan akurat yang dapat dilakukan dengan mengukur frekuensi alami dari kawat tungsten membentang bergetar dalam medan magnet antara diafragma menutup ujung silinder. Tekanan mendistorsi diafragma, yang mengubah tegangan pada kawat dan frekuensi. Frekuensi dapat diukur dari perubahan tegangan induksi sebagai kawat bergetar dalam medan magnet. Akurasi adalah sekitar ± 0,1%, atau lebih baik ketika suhu terkontrol. Presisi 100-1000 kali lebih baik dari akurasi. Instrumen ini digunakan untuk mendeteksi perubahan kecil dalam tekanan pada kedalaman yang besar. Snodgrass (1964) memperoleh setara presisi untuk mengubah di kedalaman ± 0,8 mm pada kedalaman 3 km.

Kristal kuarsa Sangat pengukuran akurat tekanan juga dapat dilakukan dengan mengukur frekuensi alami dari potongan kristal kuarsa untuk ketergantungan temperatur minimum. Akurasi terbaik diperoleh saat suhu kristal tetap konstan. akurasi adalah ± 0,015%, dan presisi ± 0,001% dari nilai skala penuh.

Quartz Bourdon Gage memiliki akurasi dan stabilitas sebanding dengan kristal kuarsa. Ini juga digunakan untuk pengukuran jangka panjang tekanan di laut dalam.

6.9 Pengukuran Suhu dan Salinitas dengan Depth

            Suhu, salinitas, dan tekanan diukur sebagai fungsi kedalaman menggunakan berbagai instrumen atau teknik, dan densitas dihitung dari pengukuran.

Bathythermograph (BT) adalah alat mekanis yang diukur kedalaman vs suhu pada slide kaca merokok. Perangkat ini banyak digunakan untuk memetakan struktur termal laut atas, termasuk kedalaman lapisan dicampur sebelum digantikan oleh bathythermograph dibuang pada tahun 1970.

Expendable Bathythermograph (XBT) adalah sebuah alat elektronik yang mengukur kedalaman vs suhu menggunakan thermistor pada berat badan streamline bebas-jatuh. termistor tersambung ke ohm meter di atas kapal dengan kawat tembaga tipis yang spooled keluar dari berat tenggelam dan dari kapal bergerak. xbt ini sekarang merupakan instrumen yang paling banyak digunakan untuk mengukur struktur termal dari laut atas. Sekitar 65.000 digunakan setiap tahun.

 
Gambar 6.16 Waktu A CTD siap untuk diturunkan di sisi kapal. Dari Davis (1987). Hak botol air Nansen sebelum berbalik (I), selama (II), dan setelah (III). Kedua instrumen disajikan dekat dengan skala yang sama. Setelah Defant (1961: 33).

            Berat efisien jatuh melalui air pada kecepatan konstan. Jadi kedalaman dapat dihitung dari waktu jatuh dengan akurasi ± 2%. Suhu akurasi ± 0,1 ^oC. Dan, resolusi vertikal biasanya 65 cm. Probe mencapai kedalaman 200 m sampai 1830 m, tergantung pada model.

Botol Nansen (gambar 6.16) dikerahkan dari kapal berhenti di stasiun hidrografi. stasiun Hidrografi adalah tempat di mana ahli kelautan mengukur sifat air dari permukaan hingga kedalaman tertentu, atau ke bawah, menggunakan instrumen diturunkan dari kapal. Biasanya 20 botol dipasang pada interval beberapa puluh hingga ratusan meter untuk kawat yang diturunkan dari sisi kapal. Distribusi dengan mendalam dipilih sehingga sebagian besar botol di lapisan atas dari kolom air dimana laju perubahan temperatur pada vertikal terbesar. Termometer membalikkan dilindungi untuk mengukur suhu yang melekat pada masing-masing botol bersama dengan termometer membalikkan tidak dilindungi untuk mengukur kedalaman. Botol berisi tabung dengan katup pada setiap ujungnya untuk mengumpulkan air laut di kedalaman. Salinitas ditentukan oleh analisis laboratorium sampel air yang dikumpulkan pada kedalaman.

            Setelah botol telah melekat pada kawat dan semua telah diturunkan ke kedalaman yang dipilih mereka, dengan berat memimpin dijatuhkan sepanjang kawat. Berat tersandung mekanisme pada setiap botol, dan botol terbalik, membalikkan termometer, menutup katup dan perangkap air di tabung, dan melepaskan berat lain. Ketika semua botol telah tersandung, string botol dipulihkan. Penyebaran dan pengambilan biasanya mengambil beberapa jam.

CTD mekanik instrumen pada botol Nansen diganti dimulai pada tahun 1960 dengan instrumen elektronik, yang disebut CTD, bahwa diukur konduktivitas, temperatur, dan kedalaman (gambar 6.16). Pengukuran dicatat dalam bentuk digital baik dalam instrumen seperti yang diturunkan dari kapal atau di kapal. Suhu biasanya diukur oleh sebuah thermistor. Konduktivitas diukur oleh sel konduktivitas. Tekanan diukur oleh kristal kuarsa. instrumen modern telah akurasi diringkas dalam tabel 6.2.

Tabel 6.2 Ringkasan Akurasi Pengukuran

Variabel	Rentang	Akurasi Terbaik
Suhu Salinitas Tekanan Kepadatan Persamaan Negara	42 oC 1 10,00 dbar 2 kg/m3	± 0,001 oC ± 0,02 secara titrasi ± 0,005 oleh konduktivitas ± 0,65 dbar ± 0,005 kg/m3 ± 0,005 kg/m3

CTD pada Drifters Mungkin sumber yang paling umum dari suhu dan salinitas sebagai fungsi dari kedalaman di atas dua kilometer laut adalah himpunan argo profil mengapung diuraikan dalam § 11.8. Yang mengapung hanyut pada kedalaman 1 km, tenggelam ke 2 km, kemudian naik ke permukaan. Mereka profil temperatur dan salinitas saat mengganti instrumen menggunakan kedalaman sangat mirip dengan yang terdapat pada sebuah CTD. Data dikirim ke pantai melalui sistem Argos pada satelit NOAA kutub-mengorbit. Pada tahun 2006, hampir 2.500 mengapung telah memproduksi satu profil setiap 10 hari di sebagian besar laut. Ketepatan data dari mengapung adalah 0,005 ^oC untuk suhu, 5 decibars untuk tekanan, dan 0,01 untuk salinitas (Riser et al (2008).

Data Set Data dalam Lingkungan Kelautan dan Keamanan Untuk Wilayah Eropa mersea Menetapkan / Ensemble (EN3 Quality Controlled di situ Samudera Suhu dan Salinitas database Profil Seperti tahun 2008 database. Terkandung sekitar satu juta profil xbt, 700.000 profil CTD, 60.000 Argos profil, 1.100.000 botol Nansen data berkualitas tinggi di atas 700 m dari laut (Domingues et al, 2008).

6.10 Cahaya di Samudra dan Penyerapan Cahaya

            Sinar matahari di laut adalah penting karena banyak alasan: Ini memanaskan air laut, pemanasan lapisan permukaan, tetapi memberikan energi yang dibutuhkan oleh fitoplankton, melainkan digunakan untuk navigasi dengan hewan di dekat permukaan dan memantulkan cahaya bawah permukaan yang digunakan untuk konsentrasi klorofil pemetaan dari ruang angkasa .

            Cahaya di laut perjalanan dengan kecepatan sama dengan kecepatan cahaya dalam vakum dibagi dengan indeks bias (n), yang biasanya n = 1,33. Oleh karena itu kecepatan dalam air adalah sekitar 2,25 × 10⁸ m/s. Karena cahaya bergerak lebih lambat dalam air daripada di udara, cahaya beberapa tercermin pada permukaan laut. Untuk cahaya bersinar lurus ke bawah di laut, reflektifitas adalah (n - 1) 2 / (n + 1) 2. Untuk air laut, reflektivitas adalah 0,02 = 2%. Oleh karena itu sebagian besar sinar matahari mencapai permukaan laut ditransmisikan ke laut, sedikit yang tercermin. Ini berarti bahwa insiden sinar matahari di laut di daerah tropis ini kebanyakan diserap di bawah permukaan laut.

Gambar 6.17 Penyerapan koefisien air murni sebagai fungsi l panjang gelombang radiasi. Digambar ulang dari Morel (1974: 18, 19). Lihat Morel (1974) untuk referensi.

            Tingkat di mana sinar matahari adalah dilemahkan menentukan kedalaman yang dinyalakan dan dipanaskan oleh matahari. Atenuasi adalah karena penyerapan oleh pigmen dan hamburan oleh molekul dan partikel. Atenuasi tergantung pada panjang gelombang. Cahaya biru diserap setidaknya, lampu merah diserap paling kuat. Atenuasi per satuan jarak sebanding dengan cahaya atau pancaran cahaya:

                                                                                                                   6.13)

di mana x adalah jarak di sepanjang balok, c adalah koefisien atenuasi (gambar 6.17), dan aku adalah radiasi atau pancaran.

            Radiasi adalah daya per satuan luas per sudut padat. Hal ini berguna untuk menggambarkan energi dalam seberkas cahaya yang datang dari arah tertentu. Terkadang kita ingin tahu seberapa banyak cahaya mencapai kedalaman di laut terlepas dari arah itu akan. Dalam hal ini kita menggunakan radiasi, yang merupakan daya
Gambar 6.18 Waktu: transmitansi siang hari di laut dalam% per meter sebagai fungsi dari panjang gelombang. I: air laut yang sangat murni; II: air tropis-subtropis keruh; III: pertengahan-lintang air; 1-9: perairan pesisir kekeruhan meningkat. Insiden adalah sudut 90 ◦ untuk tiga kasus pertama, 45 ◦ untuk kasus-kasus lain. Kanan: Persentase cahaya 465 nm mencapai kedalaman diindikasikan untuk jenis air yang sama. Setelah Jerlov (1976).

            Jika koefisien absorpsi konstan, intensitas cahaya berkurang secara eksponensial dengan jarak.

                                               I₂ = I₁ exp (-cx)                                                           (6.14)

dimana I₁ adalah asli atau radiasi pancaran cahaya, dan I2 adalah pancaran atau radiasi cahaya setelah penyerapan.

Kejelasan Samudera Air Air laut di tengah lautan sangat jelas-jelas dari air suling. Perairan ini sangat dalam, kobalt, biru hampir hitam. Dengan demikian, arus kuat yang mengalir lepas pantai utara Jepang membawa air yang sangat jelas dari Pasifik tengah ke lintang yang lebih tinggi dikenal sebagai Lancar Hitam, atau Kuroshio dalam bahasa Jepang. Air laut yang paling jelas disebut Tipe I perairan oleh Jerlov (angka 6,18). Air itu begitu jelas bahwa 10% cahaya ditransmisikan di bawah permukaan laut mencapai kedalaman 90 m.

            Di subtropis dan pertengahan garis lintang lebih dekat ke pantai, air laut mengandung fitoplankton lebih dari perairan laut pusat-sangat jelas. Klorofil dalam pigmen fitoplankton menyerap cahaya, dan tanaman sendiri menghamburkan cahaya.
Bersama-sama, proses mengubah warna laut seperti yang terlihat oleh pengamat melihat ke bawah ke laut. Sangat perairan produktif, yang dengan konsentrasi tinggi fitoplankton, muncul biru-hijau atau hijau (Gambar 6.19). Pada hari-hari yang jelas warna dapat diamati dari luar angkasa. Hal ini memungkinkan scanner laut-warna, seperti yang di SeaWiFS, untuk memetakan distribusi fitoplankton di daerah yang luas.

            Sebagai konsentrasi fitoplankton meningkat, kedalaman di mana sinar matahari diserap di laut menurun. Para tropis dan lebih keruh pertengahan lintang perairan diklasifikasikan sebagai tipe II dan perairan III oleh Jerlov (gambar 6,18). Jadi kedalaman dimana sinar matahari menghangatkan air tergantung pada produktivitas air. Hal ini mempersulit perhitungan pemanasan matahari dari lapisan campuran.

            Perairan pesisir lebih kurang jelas dari perairan lepas pantai. Ini adalah jenis 1-9 perairan ditunjukkan pada Gambar 6.18. Mereka berisi pigmen dari tanah, kadang-kadang disebut gelbstoffe, yang hanya berarti barang-barang kuning, air berlumpur dari sungai, dan lumpur diaduk oleh gelombang di perairan dangkal. Sangat sedikit cahaya menembus lebih dari beberapa meter ke dalam perairan.

Gambar 6.19 reflektansi spektral air laut diamati dari pesawat terbang di 305 m di atas perairan warna berbeda dalam Northwest Atlantik. Nilai numerik konsentrasi klorofil rata-rata di zona (diterangi matahari) euphotic dalam satuan mg/m3. reflektansi adalah untuk cahaya terpolarisasi vertikal diamati pada sudut Brewster dari 53 ◦. Sudut ini meminimalkan skylight mencerminkan dan menekankan cahaya dari bawah permukaan laut. Setelah Clarke, Ewing, dan Lorenzen (1970).

Pengukuran Klorofil dari Angkasa Warna laut, sehingga konsentrasi klorofil di lapisan atas laut telah diukur oleh Pesisir Warna Scanner dilakukan pada satelit Nimbus-7 diluncurkan pada tahun 1978, oleh Lapangan Wide viewing Laut -of-view Sensor (SeaWiFS) dilakukan pada SeaStar, diluncurkan pada tahun 1997, dan pada Moderate Resolution Imaging Spectrometer (MODIS) dilakukan pada satelit Terra dan Aqua diluncurkan pada tahun 1999 dan 2002 masing-masing. modis tindakan upwelling cahaya dalam 36 pita panjang gelombang antara 405 nm dan 14.385 nm.

            Sebagian besar sinar upwelling terlihat oleh satelit berasal dari atmosfer. Hanya sekitar 10% berasal dari permukaan laut. Kedua molekul udara dan cahaya aerosol menyebar, dan teknik yang sangat akurat telah dikembangkan untuk menghilangkan pengaruh atmosfer.

            Total sinar Lt diterima oleh alat dalam ruang adalah:

                            L_t (λ_i) = t (λ_i) L_W (λ_i) + L_r (λ_i) + L_a (λ_i)                                              (6.15)

dimana λ_i adalah panjang gelombang radiasi pada pita diukur dengan instrumen, L_W adalah pancaran yang meninggalkan permukaan laut, L_r adalah pancaran yang tersebar oleh molekul, yang disebut sinar Rayleigh, L_a adalah pancaran tersebar dari aerosol, dan t adalah transmitansi dari atmosfer. L_r dapat dihitung dari teori, dan L_a dapat dihitung dari jumlah cahaya merah diterima di instrumen tersebut karena lampu merah sangat sedikit yang tercermin dari air. Oleh karena itu L_W dapat dihitung dari sinar yang diukur pada pesawat ruang angkasa.

            Konsentrasi klorofil dalam kolom air dihitung dari rasio LW di dua frekuensi. Dengan menggunakan data dari Pesisir Warna Scanner, Gordon et al. (1983) mengusulkan

dimana C adalah konsentrasi klorofil dalam lapisan permukaan dalam mg pigment/m³, dan L_W (443), LW (520), andL_W (550) adalah sinar pada panjang gelombang 443,, 520 dan 550 nm. C₁₃ digunakan ketika C₁₃ ≤ 1,5 mg/m³, dinyatakan C₂₃ digunakan.
Teknik ini digunakan untuk menghitung konsentrasi klorofil dalam faktor 50% atas berbagai konsentrasi dari 0,01 sampai 10 mg/m³.

6.11 Konsep Penting

1.    Kepadatan di laut ditentukan oleh suhu, salinitas, dan tekanan.

2.    Kepadatan perubahan di laut sangat kecil, dan studi tentang massa air dan arus memerlukan kerapatan dengan akurasi 10 bagian per juta.

3.    Kepadatan tidak diukur, itu dihitung dari pengukuran suhu, salinitas, dan tekanan dengan menggunakan persamaan keadaan air laut.

4.    Perhitungan akurat kepadatan memerlukan definisi yang akurat dari suhu dan salinitas dan persamaan akurat negara.

5.    Salinitas adalah sulit untuk mendefinisikan dan mengukur. Untuk menghindari kesulitan, ahli kelautan penggunaan konduktivitas bukan salinitas. Mereka mengukur konduktivitas dan menghitung densitas dari temperatur, konduktivitas, dan tekanan.

6.    Lapisan campuran salinitas temperatur konstan dan biasanya ditemukan di 1-100 meter atas laut. kedalaman ditentukan oleh kecepatan angin dan fluks panas melalui permukaan laut.

7.    Untuk membandingkan suhu dan densitas massa air pada kedalaman yang berbeda di laut, para ahli kelautan menggunakan temperatur potensial dan densitas potensial yang menghilangkan sebagian besar pengaruh tekanan pada kepadatan.

8.    Bidang air bawah lapisan dicampur bergerak sepanjang permukaan netral.

9.    Suhu permukaan laut biasanya diukur pada suhu air laut dengan menggunakan ember atau injeksi. Global peta suhu menggabungkan pengamatan dengan pengamatan sinar inframerah dari permukaan laut yang diukur oleh AVHRR di ruang angkasa.

10. Suhu dan konduktivitas biasanya diukur digital sebagai fungsi dari tekanan menggunakan sebuah CTD. Sebelum 1960-1970 salinitas dan suhu diukur pada kedalaman sekitar 20 dengan menggunakan botol Nansen menurunkan pada baris dari kapal. Botol dilakukan pembalikan termometer yang mencatat suhu dan kedalaman dan mereka kembali sampel air dari kedalaman yang digunakan untuk menentukan salinitas di atas kapal.

11. Cahaya adalah cepat diserap di lautan. 95% sinar matahari diserap di atas 100 m air laut jelas. Sinar matahari jarang menembus lebih dalam dari beberapa meter di perairan pantai keruh.

12. Fitoplankton mengubah warna air laut, dan perubahan warna dapat diamati dari luar angkasa. Warna air digunakan untuk mengukur konsentrasi fitoplankton dari ruang angkasa.