7/28/2019 trnslate kelautan

1/2

BAB IV

The salinity of seawater is controlled by local variations in the rate of water transport through the

hydrological cycle. These variations are largerly due to temporal and spatial variations in insolation.

Insolation varies over time due to changes in sea state, cloud cover and distance from the sun.

insolations is greatest at low latitudes, where the angle of the sun highest. This causes the temperatureof the surface seawater to increase with descreasing latitude. Variations in insolation also drive

geostrophic and thermohaline circulation. Thus insolation also influences the vertical profiles of

temperature. At low and mid latitudes,three temperature regimes are present, the mixed layer,

thermocline, and deep zone. Due to low atmospheric temperatures and strong winds, the water column

is isothermal at high latitudes.

The larger the difference between surface and deep-water temperatures, the steeper the density

gradient, or pycnocline. Density stratification inhibitits vertical mixing. As a result, deep water masses

tend to retain the temperature and salinity they acquired when they were last at the sea surface. The

path of advective flow of deep water masses can be traced from these unique temperature and salinity

signatures until turbulent mixing with adjacent water masses homogenizes the waters. Since the mixing

is conservative, the source waters of the deep-water masses can be identified from T-S diagrams.

The salinity of surface seawater varies with latitude as a result of shift in the relative rates of water loss

through evaporation and water gain trhough precipitation. Since net evaporative water loss is greatest

at mid latitudes, this is where surface water salinities are highest. Salinity does not increase uniformly

with depth. This is due to the relatively low salinity of the high latitude surface waters that are the

source waters for most deep-water masses. Temporal variations in salinity are largerly restricted to the

sea surface and coastal regions due to the influence of rainfall and river runoff.

Despite short term local variations, the heat content of the atmosphere and ocean remains constantover time scales of years. This steady state is maintained by the net transport of heat from low to high

latitudes by western and eastern boundary currents.

The relatives rates of vertical advection and eddy diffusion in the deep ocean can be calculate from

temperature and salinity gradients using mathematical model . this information has been used to

calculate rates at which nonconservative substances are added or removed from the deep sea.

BAB IV

Salinitas air laut dikendalikan oleh variasi lokal dalam tingkat transportasi air melalui siklus hidrologi.

Variasi ini largerly karena variasi temporal dan spasial dalam insolation. Insolation bervariasi dari waktu

ke waktu karena perubahan kondisi laut, awan dan jarak dari matahari. insolations sangat besar di

lintang rendah, di mana sudut matahari tertinggi. Hal ini menyebabkan suhu air laut permukaan

meningkat dengan semakin menurun lintang. Variasi insolation juga mendorong sirkulasi geostropik dan

termohalin. Jadi insolation juga mempengaruhi profil vertikal suhu. Di lintang rendah dan menengah,

tiga rezim suhu yang hadir, lapisan campuran, termoklin, dan zona dalam. Karena suhu atmosfer rendah

dan angin kencang, kolom air isotermal di lintang tinggi.

7/28/2019 trnslate kelautan

2/2

Semakin besar perbedaan antara permukaan dan air dalam suhu, lebih curam gradien kerapatan, atau

pycnocline. Kepadatan stratifikasi inhibitits pencampuran vertikal. Akibatnya, massa air yang dalam

cenderung untuk mempertahankan suhu dan salinitas mereka diperoleh ketika mereka terakhir di

permukaan laut. Jalur aliran adveksi massa air dalam dapat ditelusuri dari suhu yang unik dan tanda

tangan salinitas sampai bergolak pencampuran dengan massa air yang berdekatan menyeragamkan

perairan. Karena pencampuran konservatif, air sumber massa dalam air dapat diidentifikasi dari diagram

TS.

Salinitas air laut permukaan bervariasi dengan lintang sebagai akibat dari pergeseran dalam tingkat

relatif dari kehilangan air melalui penguapan dan mendapatkan air giat presipitasi. Sejak menguapkan

kehilangan air bersih sangat besar di lintang pertengahan, ini adalah di mana salinitas air permukaan

yang tertinggi. Salinitas tidak meningkatkan seragam dengan kedalaman. Hal ini karena salinitas relatif

rendah dari permukaan air lintang tinggi yang sumber air bagi sebagian besar massa dalam air. Variasi

temporal salinitas yang largerly dibatasi ke permukaan laut dan daerah pesisir karena pengaruh curah

hujan dan limpasan sungai.

Meskipun variasi lokal jangka pendek, kandungan panas dari atmosfer dan laut tetap konstan selama

skala waktu tahun. Ini steady state dikelola oleh transportasi bersih panas dari rendah ke lintang tinggi

oleh barat dan arus batas timur.

Para kerabat tingkat adveksi vertikal dan difusi eddy di laut dalam dapat dihitung dari gradien suhu dan

salinitas dengan menggunakan model matematis. informasi ini telah digunakan untuk menghitung

tingkat di mana zat nonkonservatif yang ditambahkan atau dihapus dari laut dalam.