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