Kelompok 8_Tugas Oseanografi

(1)

Oseanografi

Fisik

Oleh:

KELOMPOK 8

I

s

t

i

q

o

m

a

h

(

3

5

1

5

1

0

5

0

0 )

)

Thi

na

El

Lab

iba

h

Min

ahu

s

San

iah

(35

151

000

000 66)

66)

A

r

i

M

a

t

i

u

r

(

3

5

1

4

1

0

4

4 )

)

D

i

a

h

A

g

u

s

t

i

n

(

3

5

1

3

1

0

5

0

0 )

)

D

o

se

n

:

Danar

Guru

h

Pr

atom

o

ST

.,MT

.,Ph

.D

TEKNIK GEOMATIKA

FAK

UL

T

AS TEKN

IK SIP

IL DAN P

ERENCANAAN

INSTITUT TEKNOLOGI SEPULUH NOPEMBER

SURABAYA

2017

(2)

(3)

Kurang lebih setengah sinar dari matahari yang mencapai bumi diserap oleh lautan

dan daratan, di mana sementara itu disimpan di dekat permukaan. Hanya sekitar seperlima dari

sinar matahari yang tersedia, langsung diserap oleh atmosfer. Dari panas yang tersimpan oleh

laut, sebagian dilepaskan secara lokal ke atmosfer, kebanyakan oleh penguapan dan radiasi infra

merah. sisanya diangkut oleh arus ke daerah lain

terutama pertengahan garis lintang.

Pa

na

s

ya

ng

hi

la

ng

ol

eh

la

ut

an

tr

op

is

ad

al

ah

su

m

be

r

ut

am

a

da

ri

pa

na

s

ya

ng

dibutuhkan untuk menggerakkan sirkulasi atmosfer. Dan, radiasi matahari yang disimpan di laut

dari musim panas untuk musim dingin

membantu memperbaiki iklim bumi. Panas yang diangkut

oleh laut arus tidak stabil, dan perubahan signifikan dalam transportasi panas, terutama di

Atlantik, mungkin penting bagi perkembangan dari

ice ages

. Untuk alasan ini, anggaran panas

samudera dan transportasi adalah penting untuk pemahaman iklim bumi dan variabilitas jangka

pendek dan panjang.

The Oceanic Heat Budget

(4)

5.1 The Oceanic Heat Budget

Perubahan panas yang tersimpan pada bagian atas lautan dihasilkan dari ketidakseimbangan antara input dan output dari panas

melalui permukaan laut. Transfer panas pada

melalui permukaan laut. Transfer panas pada atau melalui permukaan laut disebutatau melalui permukaan laut disebut heat flux ( heat flux ( aliran panas). Aliran panas dan air juga merubah densitasaliran panas). Aliran panas dan air juga merubah densitas

dari permukaan air, dan daya apun

dari permukaan air, dan daya apungnya. Akibatnya, jumlah dari pangnya. Akibatnya, jumlah dari panas dan aliran-aliran air as dan aliran-aliran air sering disebutsering disebut buoyancy flux buoyancy flux..

Aliran panas ke lapisan yang lebih dalam biasanya jauh lebih kecil dari aliran yang melalui permukaan. Dan, total aliran panas ke

dalam dan keluar dari laut harus menjadi nol,

dalam dan keluar dari laut harus menjadi nol, (otherwise the ocean as a whole would heat up or cool down) (otherwise the ocean as a whole would heat up or cool down) jika tidak laut secara keseluruhan akan jika tidak laut secara keseluruhan akan

memanaskan atau mendinginkan. Jumlah dari aliran panas ke dalam atau

memanaskan atau mendinginkan. Jumlah dari aliran panas ke dalam atau keluar dari volume air disebutkeluar dari volume air disebut heat budget heat budget ..

Istilah utama dalam budget di permukaan laut adalah:

1.

1. InInsosolalatition on QSQSW W , Aliran dari sinar matahari ke laut;, Aliran dari sinar matahari ke laut;

2.

2. Net Net InfrInfrareared d RadRadiatiation ion QLW QLW , Aliran bersih pada radiasi i, Aliran bersih pada radiasi inframerah dari laut;nframerah dari laut;

3.

3. SeSensnsibible le HeHeat at FlFlux ux QS QS , Aliran panas keluar dari laut akibat konduksi;, Aliran panas keluar dari laut akibat konduksi;

4.

4. LatLatent ent HeHeat at FluFlux x QLQL, Aliran panas yang dibawa oleh air yang , Aliran panas yang dibawa oleh air yang menguapmenguap; dan; dan

5.

5. AdAdveveksksi i QV QV , panas yang terbawa oleh arus., panas yang terbawa oleh arus.

Gambar 5.1 panas spesifik air laut di tekanan atmosfer Cp dalam joule per gram per derajat Celsius sebagai fungsi temperatur dalam Gambar 5.1 panas spesifik air laut di tekanan atmosfer Cp dalam joule per gram per derajat Celsius sebagai fungsi temperatur dalam Celcius dan salinitas, dihitung dari formula empiris yang diberikan oleh Millero et al. (1973) menggunakan algoritma di Fofonoff dan Millard Celcius dan salinitas, dihitung dari formula empiris yang diberikan oleh Millero et al. (1973) menggunakan algoritma di Fofonoff dan Millard (1983). Itu garis bawah adalah titik beku dari air garam.

(5)

Konservasi panas memerlukan:

di mana Q adalah panas dari untung atau rugi yang timbul. Unit untuk aliran panas adalah watt / m2. Produk dari aliran dikali permukaan

dikali waktu adalah energi dalam joule. Perubahan suhu Δt air yang terkait dengan perubahan energi ΔE melalui:

dimana m adalah massa air yang menjadi hangat atau didinginkan, dan Cp adalah spesifik panas air laut pada tekanan konstan.

Dengan demikian, 4.000 joule dari energi yang dibutuhkan untuk memanaskan 1,0 kilogram air laut oleh 1.0◦C (gambar 5.1).

Pentingnya Samudra di Budget Panas Bumi Untuk memahami pentingnya laut di budget panas bumi, mari kita membuat perbandingan panas yang tersimpan di laut dengan panas yang tersimpan di darat selama siklus tahunan. Selama siklus, panas disimpan di musim panas dan dirilis di musim dingin. Inti nya adalah untuk menunjukkan bahwa penyimpanan laut dan pelepasan lebih banyak panas dibanding tanah. Untuk memulai, kita menggunakan (5.3) dan kapasitas panas dari tanah dan batuan

Volume air yang mengubah panas dengan atmosfer pada seasonal cycle ( musim pancaroba) adalah 100 m3 per meter persegi dari permukaan, yaitu bahwa massa dari permukaan ke kedalaman 100 meter. Densitas air adalah 1000 kg / m3, dan massa yang kontak dengan atmosfer adalah densitas × Volume = mwater = 100,

000 kg. Volume tanah yang mengubah panas dengan atmosfer pada seasonal cycle ( musim pancaroba) adalah 1 m

3

. Karena densitas batuan adalah 3.000 kg / m3, massa tanah dan batu dalam kontak dengan atmosfer 3.000 kg.

(6)

Nilai-nilai dari seasonal heat storage (

penyimpanan panas musiman) untuk laut dan darat :

di mana t adalah perubahan khas pada suhu dari musim panas ke musim. Penyimpanan besar dari panas di laut dibandingkan dengan tanah memiliki konsekuensi penting. Kisaran musiman suhu udara pada kenaikan tanah dengan jarak dari laut, dan dapat melebihi 40◦C di pusat benua, mencapai 60◦C di Siberia. Kisaran khas suhu di atas lautan

dan di sepanjang pantai kurang dari 10◦C. Variabilitas suhu air masih lebih kecil (lihat

gambar 6.3, bawah).

Mari kita lihat faktor-faktor yang mempengaruhi setiap istilah dalam heat budget . Faktor yang Mempengaruhi insolation radiasi matahari yang masuk terutama ditentukan oleh latitude, musim, time of the day ( waktu hari), dan kemendungan/cloudiness. Daerah kutub yang kurang panas dari daerah tropis, daerah di musim dingin kurang dpanas ari daerah yang sama di musim panas, area di pagi hari kurang panas dari daerah yang sama pada siang hari, dan hari berawan kurang mendapat sinar matahari dari hari-hari cerah. Faktor-faktor berikut adalah penting:

1. Ketinggian matahari di atas cakrawala, yang tergantung pada garis lintang, musim, dan waktu hari. Jangan lupa, tidak ada insolation di malam hari! 2. Panjangnya hari bergantung pada garis lintang dan musim.

3. Area luas penampang terhadap bidang permukaan sinar matahari, yang tergantung pada ketinggian matahari di atas cakrawala. 4. Reflektivitas dari permukaan, yang tergantung pada sudut elevasi matahari dan kekasaran permukaan laut.

5.2 Syarat Heat-Budget

kemiringan matahari dan kekeruhan mendominasi. Penyerapan oleh ozon, uap air, aerosol, dan debu yang jauh lebih lemah. Ni lai rata-rata tahunan untuk insolation (gambar 5.3) adalah dalam kisaran:

Faktor yang Mempengaruhi aliran Infrared Permukaan laut memancarkan sebagai benda hitam yang memiliki suhu yang sama dengan air, yang kira-kira 290 K. Distribusi radiasi sebagai fungsi dari panjang gelombang diberikan oleh persamaan Planck’s. Air laut di 290 K memancarkan paling kuat pada panjang

(7)

Gambar 5.2 insolation (radiasi spektral) dari sinar matahari di atas atmosfer dan pada permukaan laut pada hari yang cerah. Garis putus-putus adalah kurva terbaik pas radiasi hitam ukuran dan jarak dari matahari. Jumlah massa atmosfer standar berupa m. Jadi m = 2 berlaku untuk sinar matahari ketika matahari adalah 30◦ diatas cakrawala. Setelah Stewart (1985: 43).

Gambar 5.3 Rata-rata bulanan dari al iran bawah sinar matahari melalui langit bebas awan dan menjadi laut di W / m2 selama 1989 dihitung oleh Pusat Analisis

Data Satelit di NASA Langley Research Center (Darnell et al. 1992) menggunakan data dari International Satellite Cloud Climatology Project..

(8)

Aliran total i nframerah tergantung pada:

1. Awan tebal. Semakin tebal awan, panas yang dilepas semakin sedikit.

2. Awan tinggi, yang menentukan suhu di mana memancarkan awan panas kembali ke laut. Semakin tinggi awan semakin dingin. 3. kadar uap air di Atmosfer. Semakin lembab atmosfer, lebih sedikit panas lolos ke ruang angkasa.

4. Suhu air. Air yang lebih panas terpancar. Sekali lagi, radiasi tergantung dari t^4.

5. Es dan Lapisan salju. Es mengeluarkan pancaran seperti benda hitam, tapi mendingin lebih cepat daripada air terbuka. lautan yang tertutup es terisolasi dari atmosfer.

Gambar 5.4 transmisi Atmospheric pada jalur vertikal untuk ruang dari permukaan laut selama enam model atmosfer dengan sangat jelas, 23 km, visibilitas, termasuk pengaruh dari molekul dan hamburan aerosol. Perhatikan bagaimana uap air memodulasi transparansi 10-14 pM jendela atmosfer, karena i tu memodulasi QLW, yang merupakan panjang gelombang maksimum. Selby dan McClatchey (1975).

(9)

Kisaran suhu dari kutub ke khatulistiwa adalah 0◦C <t <25◦C atau 273K <t <298K, dan rasio maksimum suhu minimum di Kelvin adalah 298/273 = 1,092. Jadi

ada peningkatan 42% dalam radiasi yang dipancarkan dari kutub ke khatulistiwa. Selama jarak uap air sama dapat mengubah cahaya yang dipancarkan bersih sebesar 200%. Nilai rata-rata tahunan untuk aliran inframerah bersih adalah dalam kisaran sempit:

Latent heat flux dipengaruhi oleh kecepatan angin dan kelembaban relatif. Nilai rata-rata tahunan untuk Latent heat flux dalam kisaran :

Sensible heat flux dipengaruhi oleh kecepatan angin dan perbedaan suhu udara-laut. angin kencang dan Perbedaan suhu yang besar menyebabkan fluks tinggi. Nilai rata-rata tahunan untuk Sensible heat flux dalam kisaran:

(10)

5.3 Perhitungan flux langsung

•

The gust-probe measurements digunakan hanya

untuk mengkalibrasi metode perhitungan flux

lainnya.

•

1. Pengukuran harus dilakukan di permukaan

lapisan atmosfer, biasanya 30 m diatas

permukaan laut, dikarenakan flux dipengaruhi

oleh ketinggian lapisan ini.

•

2. Pengukuran harus dilakukan menggunakan

alat yang fast-response(gust probes), sanggup

melakukan beberapa perhitungan setiap detik

dari menara atau setiap meter dari pesawat.

•

3. Pengukuran meliputi komponen vertical dan

horizontal angina , kelembaban, dan temperatur

udara.

(11)

•

Flux dihitung dari korelasi angin

vertikal dan angun horizontal,

kelembaban, atau temperatur :

setiap tipe flux dihitung dari

variabel yang berbeda beda, u’, w’,

t’,

dan

q’ :

T =(ρ

_a

u′w′i

) =

ρ

_a

(u′w′)≡ρ

_a

u

2

∗

(5.9a)

Q

_S

= C

_p

(ρ

_a

w′t′) = ρ

_a

C

_p

(w′t′)

(5.9b)

Q

_L

= L

_E

(w′q′)

(5.9c)

(12)

•

Radiometer Measurements of Radiative Fluxes

Radiometer pada kapal, wahana lepas pantai, dan

bahkan pulau kecil digunakan untuk membuat

pengukuran langsung radiatif flux. Radiometer

wideband sensitif pada radiasi antara 0.3 µm sampai

50 µm bisa mengukur radiasi matahari dan infrared

yang datang dengan akurasi sekitar 3%. Selain itu,

radiometers spesial bisa mengukur radiasi solar yang

datang, radiasi infrared ke bawah, dan radiasi

(13)

•

Untuk

menghitung

fluks

dari

pengukuran

praktis

menggunakan hubungan antara fluks dan variabel yan

bisa digunakan untuk perhitungan global.

–

T = ρa CD U210

(5.10a)

–

QS

= ρa Cp CS U10 (ts - ta)

(5.10b)

–

QL

= ρa LE CL U10 (qs

- qa)

(5.10c)

•

Keterangan :

–

Ta : diukur dengan menggunakan termometer yan

ada di kapal

–

Ts : diukur dengan menggunakan termometer di kapa

atau bisa juga menggunakan radiometer infra mera

seperti AVHRR.

Perhitungan Tak Langsung dari

Perubahan Fluks : Formula Bulk

(14)

(15)

•

Tekanan (stress)

•

Pemanasan Matahari

•

Penguapan

•

Jaring Radiasi Inframerah

•

Hujan

•

Panas Normal

•

Variabel lain seperti CO2 dan partikel (yang menghasilkan aerosol

laut)

NOTES: perubahan harus akurat. Kita memerlukan akurasi sekitar ± 15

W / m2. Ini sama dengan perubahab panas yang akan menghangatkan

atau mendinginkan kolom air dengan kedalaman 100 m dengan sekitar

1o C dalam satu tahun

Fluks yang terjadi di sepanjang permukaan laut

yang digunakan untuk studi dinamika laut

(16)

•

Tekanan dihitung dari pengamatan angin yang

terbuat dari kapal di laut dan dari scatterometers

dalam ruang angkasa seperti yang dijelaskan

dalam bab terakhir.

•

Insolasi (Spektral Radiasi Matahari) = S (1 - A)

–

C

•

di mana S = 1365 W / m2 adalah konstanta

matahari, A adalah albedo, rasio kejadian untuk

pantulan sinar matahari, dan C adalah konstanta

yang meliputi penyerapan oleh ozon dan gas

atmosfer lainnya serta tetesan awan.. Ozon dan

penyerapan gas dihitung dari distribusi gas di

atmosfer. QSW dihitung dari data satelit dengan

akurasi 5-7%.

(17)

•

Perubahan Air dalam Curah Hujan

•

Pengukuran paling akurat dari curah hujan di

daerah tropis (± 35

◦

) dihitung dari radiometers

microwave dan pengamatan radar dari hujan

dengan

beberapa

frekuensi

menggunakan

peralatan di Tropical Rain Measurement Mission

TRMM yang diluncurkan pada tahun 1997

•

Hujan juga dihitung dari analisa ulang data cuaca

dengan model numerik dari sirkulasi atmosfer

(Schubert, Rood, dan Pfaendtner, 1993), dan

dengan menggabungkan data kapal dan satelit

pengamatan dengan analisis dari model prediksi

cuaca numerik

(18)

•

Perubahan Panas Normal

–

Perubahan Panas Normal dihitung

dari

pengamatan

Udara-Laut

perbedaan suhu dan kecepatan

angin yang terbuat dari kapal, atau

dengan

numerik

model cuaca. Perubahan normal

terjadi hampir di manapun kecuali

di lepas pantai timur benua di

musim dingin.

(19)

5.5 GLOBAL DATA SETS FOR FLUXES (DATA GLOBAL YANG

DISETTING UNTUK FLUKS)

International Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set

•

variabel yang diamati: suhu udara dan permukaan laut,

kecepatan angin, tekanan permukaan laut, kelembaban,

dan mendung.

•

Three principal resolutions

•

Individual reports

•

Year-month summaries in 2

0 by 2

0 boxes

•

Decade-month summaries

(20)

Data Satelit

–

Operational meteorological satellites

•

NOAA series of polar-orbiting, meteorological

satellites

•

SSM / I

•

Geostationary meteorological satellites

– NOAA (GOES), Japan (GMS) and ESA (METEOSTATS)

–

Experimental satellites

•

Nimbus-7, Earth Radiation Budget Instruments

•

Earth Radiation Budget Satellite, Earth Radiation

Budget Experiment

•

The European Space Agency's ERS-1 & 2

•

The Japanese Advanced Earth Observing System

(ADEOS)

•

Quicksat

•

The Earth-Observing System satellites Terra, Aqua, and

Envisat

(21)

International Satellite Cloud Climatology

Project

–

Collect observations of clouds

•

by dozens of meteorological satellites (1985

–

1995)

•

Using visible-light instruments on polar-orbiting and

geostationary satellites

–

Goals

•

Calibrate the the satellite data

•

Calculate cloud cover using carefully verified techniques

(22)

Global Precipitation Climatology Project

Menggunakan tiga sumber data untuk

menghitung tingkat hujan



pengamatan inframerah dari ketinggian awan

kumulus dari satelit GOES.



Pengukuran dengan alat pengukur hujan di

pulau-pulau dan daerah.



emisi Radio dari tetes air di atmosfer diamati oleh

ssm-i.

(23)

Reanalyzed Data From Numerical Weather

Models

–

Calculated from weather data using numerical

(24)

5.6 Geographic Distribution of Terms in the

Heat Budget

•

hanya 20% dari insolation mencapai

bumi diserap langsung oleh

Atmosphere sementara 49% diserap

oleh laut dan darat.

The zonal average of the oceanic

heat-budget terms

•

Zonal average: an average along lines of

constant latitude

•

Q

_SW

= max at EQ

•

Q

_S

is small

•

The areal-weighted integral



0



errors in the various terms in the heat

budget

Can be reduced by using additi onal information (constraint)

(25)

(26)

Rata

–

rata Tahunan sensible heat flux

Qs

_{(atas) dan di batasi,}

net, ke bawah fluks (panas) melalui permukaan laut dalam

W/m

2 di hitung dengan DaSilva, Young, dan Levitus

(1995) menggunakan set data ICOADS dari 1945 sampai

1989. Kontur interval adalah 2 W/m

2 (top) dan 20

W/m

2

(27)

1. Insolation dihitung dari konstan surya dan pengamatan

tercermin sinar matahari yang dibuat oleh satelit meteorologi

dan oleh satelit khusus dari Percobaan Bumi Radiasi Anggaran.

2. Radiasi inframerah diukur dengan radiometer inframerah pada

satelit.

3. Perbedaan antara insolation dan radiasi inframerah bersih

adalah bersih fluks panas di bagian atas atmosfer.

Net Meridional Panas Transportasi Untuk menghitung transportasi

panas meridional di atmosfer dan laut, pertama kita rata-rata

fluks panas bersih melalui atas atmosfer dalam sebuah band

zonal.

(28)

Perhitungan oleh Trenberth dan Caron (2001)

menunjukkan

bahwa

total,

annualmean,

meridional heat transport dari laut dan puncak

atmosfer di 6 PW arah masing-masing terhadap

di 35

◦

lintang.

Oceanic Heat Transport. The meridional heat

transport di laut dapat dihitung tiga cara:

(29)

1.Surface Flux Method

Menghitung heat flux melalui permukaan laut dari

pengukuran angin, insolation, udara dan suhu laut

serta kekeruhan.

2. Direct Method

Menghitung heat transport dari nilai kecepatan arus

dan suhu di ukur dari atas ke bawah sepanjang

bagian zonal mencakup cekungan laut. Fluks adalah

produk dari kecepatan utara dan panas yang berasal

dari pengkuran suhu

(30)

3. Residual Method

Menghitung heat transport atmosfer dari pengukuran atau

output dari model cuaca numerik.

Transport atmosfer dikurangi dari total meridional

transport di hitung dari top

–

of the atmosphere heat flux

untuk mendapatkan konstribusi laut sebagai residual

(31)

5.8 Variations in Solar Constan

Gambar 5.11 Northward transportasi panas untuk tahun 1988 di setiap laut dan total

transportasi

Semua laut dihitung dengan metode residual menggunakan transportasi panas atmosfer

dari ECMWF dan atas fluks suasana panas dari Percobaan Bumi Radiasi Anggaran satelit.

Setelah Houghton et al. (1996: 212), yang menggunakan data dari Trenberth dan Solomon