makalah dinamika ekosistem laut kel.7 p01 (1)

Kelompok 7

Ocean basin circulation: the biology of major currents, gyres,rings, and eddies

BAB I

PENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang

Dibagian ini kita akan memulai mempertimbangkan keseluruhan dasar lautan. Disini

kita akan melihat pokok atau bagian utama sirkulasi Anti Cyclonicall (daerah bertekanan

udara yang tinggi ) didaerah subtropics bagian utara dan selatan atlantik dan lembah sungai di

Pasifik. Kami mencatat, bahwa mereka dikendalikan oleh angin di dunia, yang mana dapat

mengubah ketidaksamaan dalam perubahan energy solar yang terus menerus berada diantara

equator dan di kutub. Di subtropical Gyres bagian utara khususnya di utara Atlantic dan utara

Pasifik memiliki beberapa subpolar (kutub) gyres terhadap rotasi yang memiliki pengertian

yang berbeda dengan sebelumnya (I.e.,Cyclonically ). Beberapa productive air didunia

kebanyakan di bagian tengah selatan di subpolar gyres, beberapa polar musim produksinya,

sungguh berbeda pada tiap dasar laut.

Sekitar di garis tepi bagian barat untuk seluruh gyres, khususnya yang memiliki arus

yang kuat atau hebat, contohnya seperti Gulf Stream (aliran teluk) dan oyashio current (Arus

Oyashio) di bagian subtropical gyres , Labrador Current (Arus Labrador) dibagian Subartic

Gyres. Organisme didalam arus ini memiliki transpartansi dengan jarak yang sangat cepat,

dan disini kami menemukan beberapa variasi penting dari organisme laut secara komersial,

seperti salmon, belut dan cumi-cumi, mereka berimigrasi di arus yang mengalir hingga

perjalanan atau siklus hidupnya telah lengkap atau sempurna.

Bagian ini cenderung berada diantara oceanografi biologi untuk mengambil batas arus

barat yang dapat memberikan fenomena yang alami, tanpa dengan penyelidikan yang sangat

dalam dibagian cara kerja perjalanannya tersebut, dan arena itu bisa sangat berbeda dari batas

timur arus itu. Selain itu, yang dapat muncul untuk mampu atau sanggup dalam mengubah

iklim yang ada di planet, dan dengan sirkulasi lautan, ini sangat tepat untuk mengulang dalam

memahami penipuan atau kebohongan mekanisme dalam perintah unuk meramalkan kibat

perubahan iklim. Dibagian selanjutnya juga membahas teori tentang batas perjalanan arus.

Yang dimana tidak semudah menceritakan dan mempelajari oceanografi fisika yang tidak

semuanya memiliki jawaban, tetapi dapat mempelajari tentang teori lampu atau cahaya yang

1 Dinamika Ekosistem Laut

baru dengan keseluruhan fungsi oceanografiknya (baik lembah,kolam,sungai) dan dimana

mereka dapat mengerti tentang respon perubahan iklim.

Gambaran satelit dalam batas arus terus menerus dapat menunjukkan tentang

beberapa panjang atau lama mereka untuk memulai. Terkadang liku-liku pertumbuhan yang

sangat besar, pada akhirnya akan mati dari lingkaran perairan yang tersisih, dengan kisaran

diameter 100-300km. lingkaran rotasi masa perairan ini, dimana particular dari pusaran arus

ini, dapat menahan ciri-ciri pusaran arus itu secara jelas dari beberapa bulan dan dari

karakteristik biologi itu sendiri. Jika ini terbentuk diantara batas arus dipantai, mungkin bisa

jadi dapat bergeser ke batas perairan (continental shelf). Efek energy kinetic yang sangat

besar ini menggambarkan volume dari perairan yang tertutup dari salah satu sisi atau bagian

lubang, saat perairan itu bertambah dari sisi lainnya. Konsekuensi dari system biologi ini

untuk populasi ikan-ikan kecil (juvenile) didalam habitat perairan itu sendiri.

Perlu diketahui untuk seluruh perairan saat ini, sering kali energy itu berkurang

dengan jarak dari arus utama perairan itu sendiri. Mungkin ini kedengarannya seperti energy

yang jatuh dan berhubungan dengan lubang utama pada arus. Kisaran cyclonic memiliki

potensi yang disebabakan oleh upwelling khususnya dibagian pusatnya, mungkin itu seperti

mata air yang dapat menjadi sangat penting terutama dalam dunia produksinya.

Akhirnya, dalam bagian ini kita memiliki catatan tentang bagian utama dari major

subtropical gyres secara stratifikasi permanennya dan tentang biologi bagian utamanya yang

tidak relative. Selain itu, beberapa hal yang menunjukkan tentang beberapa mekanisme

produksi yang sementara dari peningkatan produksi primer. Termasuk dari peristiwa badai,

pusaran mesoscale yang dihasilkan oleh arus dipinggiran gyres dan gelombang rossby.

Selama tahun 1990-an, penemuan tentang sifat-sifat fitoplankton dapat digaris bawahi dengan

kemampuan mereka untuk mempertahankan produksi dibawah tingkat yang sangat rendah

nutrisi dan cahayanya. Pada akhirnya, ini menunjukkan bahwa penggunaan teknik –jejak

logam yang bersih untuk mengukur produksi primer jauh lebih tinggi daripada teknik yang

sudah tua, dalam keadaan yang sebanding. Para gyres subtropics menempati sebagian besar

dari laut dunia, dan sekarang kita tahu bahwa mereka lebih prodiktif dari hanya percaya

sekali, tentang fiksasi adalah factor penting dalam anggaran untuk karbondioksida

diatmosfer.


1.2 Rumusan Masalah

1. Bagaimana gerakan sirkulasi angin ?

2. Bagaimana distribusi produksi biologis di cekungan laut ?

3. Bagaimana pusaran biologi dan keterkaitannya dengan arus besar ?

4. Dimana pusat adanya ekologi gyres ?

5. Bagaimana keadan subarctic gyres dilautan?

1.3 Tujuan

1. Mengetahui gerakan sirkulasi angin.

2. Mengetahui distribusi produksi biologis di cekungan laut.

3. Mengetahui pusaran biologi dan keterkaitannya dengan arus besar.

4. Mengetahui pusat adanya ekologi gyres.

5. Mengetahui keadan subarctic gyres dilautan.


BAB II

PEMBAHASAN

2.1 Gerakan Sirkulasi Angin

Arus utama permukaan di lautan disebabkan oleh hambatan angin di permukaan air.

Pergerakan angin disebabkan karena permukaan bumi terkena panas yang merata oleh

matahari, sehingga membuat daerah tropis hangat dan daerah kutub dingin. Jika sistem yang

sederhana, udara dikutub yg dingin dan padat akan mengalir di bawah udara tropis yang

hangat dan ringan saat udara tropis bergerak ke utara dari atas udara dingin ke kutub. Tetapi

faktanya bahwa semua itu terjadi pada pintalan atau perputaran sebuah bola yg dapat

mempersulit pola. Sebuah diagram yang sangat sederhana dari dua utama system angin,

daerah angin pasat dan angin barat.

Angin pasat terjadi karena udara yg hangat didaerah khatulistiwa naik dan berganti

dengan udara yang mengalir ke arah khatulistiwa baik dari belahan utara maupun selatan.

Gaya coriolis dapat membelokkan garis khatulistiwa ke arah barat yang dapat naik ke arah

timur laut dan tenggara ( dimana angin datang,darimana arah mereka datang , sementara arus

laut datang dimana mereka pergi ). Udara di angin pasat berasal dari udara yang naik ke atas

garis khatulistiwa dan kemudian mengalir ke lintang yang lebih tinggi sebelum turun ke

permukaan tertinggi subtropis dibumi. Sirkulasi konveksi yang melingkar ini dikenal sebagai

sel Hadley da n zona yang dekat dengan khatulistiwa dimana paermukaan angin bertemu

disebut dengan Zona Konvergensi intertropis(ITCZ). ITCZ bergerak ke arah utara dan selatan

sesuai musimnya, yang paling jauh diutara terjadi pada bulan agustus ,dan yang paling jauh

diselatan terjadi pada bulan februari, tetapi ini selalu terjadi pada bagian utara dari

khatulistiwa (Gill,1982).

Sel Hadley cenderung digunakan untuk mencapur udara diantara garis khatulistiwa

dengan lintang 30(derajat), sehingga gradient temperature horizontal terendah antara 30°S

dan 30°N, dan atmosfer terendah berkisar antara 10-20km dari troposfer. Poleward dari sel

Hadley memiliki suhu dimana semua suhunya ditingkatan troposfer dapat menurun dengan

cepat. Hal ini dapat memberikan gradient naik ketekanan horizontal yang kuat antara lintang

30° disertai dengan angin barat yang kuat. Angin ini bergerak lurus terhadap tekanan gradient

karena efek coriolis yang dekat geostropik seimbang.

Angin barat adalah angin yang secara terus menerus mengelilingi bumi ke arah aliran

ke kanan dan kadang-kadang disebut Vortisitas Sirkumpolar. Kecepatan alirannya tidak

konstan sama sekali, tetapi dapat meningkat dengan ketinggian yang mencapai maksimum


yang disebut dengan Jet aliran, biasanya antar 12km dan lebih dari 30°. Jumlah ini

menekankan bahwa dominasi aliran udara atau angina barat d°ibandingkan dengan arus timur

kecil dari angina perdagangan yang dekat khatulistiwa dan kutub bagian timur. Pada musim

panas aliran jet lebih lemah dan bergerak poleward sekitar 10°.

Angin barat tidak dapat berhenti di lintang yang tepat diseluruh dunia, tetapi ia dapat

berliku-liku di bagian utara dan selatan dalam gelombang yang sekitar panjangnya 10.000km.

pada satu waktu ada 3-5 gelombang yang lengkap diseluruh dunia, tetapi rata-rata lebih dari

satu bulannya hanya tiga yang biasanya dapat terlihat. Gelombang ini disebut gelombang

Rossby, dimana planet mereka menyebabkan baratan pada bujur yang diberikan bergerak ke

arah utara dan selatan selama periode satu bulan atau lebih. Hal ini diakibatkan karena

gerakan system cuaca yang dipandu oleh daratan, sehingga pergeseran posisi juga mengubah

jalur dari system cuaca.

Gambar 1. Distribusi dengan ketinggian dan lintang utara dari rata-rata musim dingin

kecepatan angin zonal di km h-1. Angin adalah ke arah timur kecuali

berbayang. Diadaptasi dari Petterssen (1969), dengan izin dari McGraw-

Hill, Inc.

Ini adalah proses yang menyebabkan cuaca di pertengahan garis lintang berbeda dari

rata-rata selama berminggu-minggu pada suatu waktu. Seperti yang akan kita bahas dalam

bab berikutnya, posisi baratan bisa bergeser di lokasi khusus seperti Samudra Atlantik Utara

dalam jangka waktu yang lebih lama dari fluktuasi gelombang Rossby. Perubahan jangka

panjang bisa bertahan selama bertahun-tahun dan biasanya disebut sebagai osilasi.


Namun, gaya Coriolis dan variasi dengan lintang membuat hubungan antara stres

angin dan gerakan air kurang dari mudah. Di khatulistiwa, di mana gaya Coriolis adalah nol,

situasinya bergerak sederhana dan air didalam arah yang sama dengan arah angin. Arus

khatulistiwa di Atlantik dan Pasifik, biasanya sejajar dengan khatulistiwa. Pada lintang lain

gaya Coriolis tidak nol dan menyebabkan air pindah dan dibelokkan ke kanan arah angin di

belahan bumi utara dan ke kiri di belahan bumi selatan. Pengaruh langsung terhadap angin

adalah aliran tegak lurus terhadap angin dibagian lapisan atas laut. Ini adalah transportasi

Ekman, yang dimulai dengan serangkaian proses yang menghasilkan arus yang terlihat pada

lapisan atas lautan subtropis dan subkutub.

Arus di daerah subtropis, antara garis lintang 15° dan 45 °, membentuk gyres besar di

mana arus poleward mengalir di sisi barat laut yang kuat dan sempit, sementara arus di

seluruh sisa lautan yang luas mengalir lambat. Di Samudra Atlantik Utara, misalnya, pilin

subtropis terdiri dari luas, lambat Atlantik Utara, Canary, dan masing-masing Utara

Khatulistiwa arusnya mengalir timur, selatan, dan barat. Angina dari utara-mengalir arus

yang dilengkapi dengan pilin adalah Gulf Stream, yang sempit dan cepat. Gyres subtropis

luas, arus lambat juga sempit, sedangkan arus poleward kuat seperti Gulf Stream dapat

ditemukan di bagian utama lautan. Di daerah subkutub Atlantik Utara dan Pasifik Utara,

gyres yang diamati di mana arti dari aliran berlawanan dengan di gyres subtropis - yaitu,

berlawanan arah jarum jam. Gyres ini, seperti subtropis, berisi luas, arus lambat di sebagian

besar lautan dengan aliran sempit yang kuat di sisi barat. Arus sempityang kuat, seperti

Labrador dan Oyashio Arus, mengalir menuju khatulistiwa bukan ke arah kutub. Di lintang

yang lebih tinggi dari belahan bumi selatan, di mana tidak ada benua yang menghambat

untuk memaksa pembentukan gyres, arus utama adalah arus sirkumpolar Antartika, yang

mengelilingi dunia pada sekitar 50°S.

2.1.1 Teori sirkulasi angin

Asimetri arus di gyres laut besar telah dikenal selama berabad-abad. tetapi alasan untuk

itu tetap tidak jelas sampai Stommel (1948) menunjukkan secara matematis bahwa

intensifikasi barat dari arus ini disebabkan oleh perubahan gaya Coriolis dengan lintang.

Dalam deskripsi singkat berikut kami mencoba untuk menguraikan proses fisik utama saat

ini, tetapi jelas dari review dari Stommel (1965), Fofonoff (1981), Rhines (1986), dan

Pedlosky (1990) bahwa subjek sangat luas, rumit, dan dinamis, dan mereka hanya bisa

"Menggores permukaan." berkonsentrasi pada Samudra Atlantik Utara dan dimulai dengan

pola angin skala besar dan transportasi Ekman.


Model laut meluas 20-40 ° N dan 80-20 ° W dengan tegangan angin yang bervariasi

sinusoidal dari maksimum 0,1 N m-2 ke arah timur pada 40 ° N sampai 0,0 N m-2 pada 30 °

N , kemudian naik kembali menjadi 0,1 N m-2 ke barat pada 20 ° N. Ini ideal angin setiap

rata-rata angin dalam arah utara-selatan (angin meridional), yang relatif kecil dibandingkan

dengan angin zonal. Secara matematis stres angin ideal dapat ditulis :

Yang mana τx merupakan

komponen dari stres angin ke arah x dalam satuan N m-2 dan y mewakili utara jarak dan

selatan 30 ° N, yang bervariasi antara + L dan L. Transportasi massal (M), aliran ini dihitung

dengan membagi tegangan angin τ oleh Coriolis parameter f.

Jika kita mewakili tegangan angin, transportasi Ekman ditemukan oleh Substitusi :


Gambar 2. Sebuah gambar perspektif sepotong 1-m-lebar laut antara 20 °

N dan 40 ° N dan dari permukaan laut ke pycnocline di

kedalaman 1000 m. Stres angin, berubah dari arah timur di

ujung utara untuk arah barat di ujung selatan, akan

ditampilkan di bagian atas gambar. Atas 100 m dari laut

adalah lapisan Ekman, yang menyatu menuju pusat (30 ° N) di

bawah pengaruh angin. Ekman memompa diindikasikan di

dasar lapisan Ekman dan selatan Sverdrup transportasi

ditunjukkan pada lapisan atas pycnocline tersebut.


Dimana MYE adalah meridional Ekman transportasi massal melalui strip 1-m-lebar

laut dalam satuan kg m-1 s-1. yang menunjukkan sepotong 1-m-lebar laut antara 20 dan 40 °

N dari permukaan untuk pycnocline utama pada 1000 m. Ini adalah pandangan perspektif

memandang ke arah timur laut. Di bagian paling atas, di atas permukaan air, merupakan

representasi bidang angin dengan tegangan maksimum menuju barat pada 20 ° N. lapisan

Ekman memakan atas 100 m. Utara 30 ° N angin barat menciptakan selatan Ekman transport

yang ditunjukkan oleh blok berbayang air dengan panah untuk menunjukkan gerakan ke

selatan. Rute transportasi diarahkan, oleh karena itu, menciptakan konvergensi di lapisan

Ekman yang meningkat dari nol pada ekstremitas untuk maksimal di tengah laut pada 30 ° N.

Karena permukaan laut tidak bisa naik cukup untuk mengakomodasi konvergensi itu,maka

menghasilkan kecepatan ke bawah di lapisan atas, yang ditunjukkan dalam angka dengan

panah kecil di dasar lapisan Ekman. Sebuah ekspresi untuk kecepatan vertikal yang terkait

dengan memompa Ekman dapat diturunkan dari Eqn. 8.03 dengan menghitung turunan dari

transportasi dengan koordinat horizontal, yang dalam hal ini adalah y. Hasilnya,

Volume aliran bervariasi dari maksimum pada 30 ° N ke nol di ujung utara dan selatan.

Diagram juga menggambarkan fakta bahwa aliran Sverdru, dalam contoh ini selalu menuju

selatan meskipun angin dan drift Ekman dalam arah yang berlawanan di bagian utara dan

selatan laut. Variabel penting adalah, tentu saja, kecepatan vertikal pada lapisan Ekman, yang

ke bawah di semua posisi di seberang lautan.

Di sisi barat laut suatu kekuatan harus dihasilkan untuk mengatasi perlawanan air untuk

pergi ke utara untuk menyelesaikan pilin. Gaya yang dibutuhkan ditunjukkan oleh Charney

(1955) berasal dari inersia dari arah barat mengalir air, yang harus memperlambat saat

mendekati pantai. Setiap ordeceleration percepatan massa membutuhkan kekuatan. Besarnya

gaya inersia tersebut biasanya tidak signifikan dalam laut, di mana biasanya hanya kekuatan

konsekuensi adalah Coriolis dan tekanan-gradien pasukan yang terlibat dalam keseimbangan

geostropik. Gaya inersia dominan hanya dalam daerah sempit dekat pantai tapi generasi

menyebabkan defleksi arus ke arah barat mengalir ke arah utara dan menyebabkan aliran

yang akan diperas ke dalam aliran cepat sempit.

Karena kedua batas barat dan gaya inersia yang berperan dalam menciptakan Gulf

Stream, telah disebut Barat batas saat ini atau aliran batas inersia. Dalam lautan ideal ini


aliran utara melengkapi pilin dari subtropis sirkulasi angin-driven, tapi bagaimana model

dibandingkan dengan sirkulasi diamati?

2.1.2 Sirkulasi Yang Diamati

Jalan umum Gulf Stream mirip dengan diagram asli Sverdrup et al. (1942) tetapi gyres,

resirkulasi utara dan selatan ditunjukkan dengan intensitas yang lebih besar. menurut Hogg

et al. (1986) dan Worthington (1976), masing-masing Maksimum Gulf Stream transportasi ~

150 Sv terjadi pada sekitar 65 ° W. Percabangan dan jalur aliran dekat tenggara

Newfoundland ridge yang menurut Mann (1967) dan Clarke et al. (1980), sedangkan cabang

di ~ 45 ° N dan 51 ° N ~ di sebelah timur Newfoundland dibahas oleh Krauss (1986).

Kelanjutan cabang aliran di Atlantik Utara sekarang ke pertengahan Atlantik ridge dirinci

oleh Harvey dan Arhan (1988) dan Sy (1988), dan sirkulasi di sebelah timur punggungan

diadaptasi dari Saunders (1982) dan Klein dan Siedler (1989). Sirkulasi timur dari Bahama

didasarkan pada Olson et al. (1984) dan Stommel et al. (1978). Beberapa flowline di lembah

timur tidak terus selatan dari 35 ° N untuk menunjukkan bahwa banyak dari aliran ini

dianggap turun di bawah lapisan permukaan selatan bagian dari pilin.

Pola sirkulasi laut ideal kami tidak mereproduksi semua fitur dari laut nyata. Misalnya,

lokasi aliran maksimum di Gulf Stream tidak di mana model memprediksi hal itu terjadi dan

aliran maksimum sungai hampir empat kali transportasi Sverdrup yang kami memperkirakan

di bagian sebelumnya untuk menjadi ~ 36 × 106 m3 -s 1. Dalam model aliran maksimum

terjadi pada lintang di mana tegangan angin adalah nol dan berubah dari arah timur ke barat.

Hal ini benar-benar terjadi di sekitar Cape Hatteras (35 ° N); Namun, Gulf Stream terus

meningkat dalam intensitas utara lintang ini.


Gambar 3. Sirkulasi angin berbasis di pilin subtropis Atlantik Utara termasuk Gulf

Stream dan cabang-cabangnya dengan beberapa perkiraan transportasi

volume sverdrups. Arus sempit yang cepat seperti Gulf Stream ditandai

dengan garis berat. Arus luas lambat ditunjukkan oleh garis cahaya.

Selama satu dekade terakhir penggunaan model analitis, seperti yang diuraikan di atas,

telah menurun digunakan sebagai simulasi komputer telah menjadi alat yang paling kuat

untuk menganalisis sirkulasi laut. Gambar diatas menunjukkan beberapa perbaikan dalam

simulasi komputer dari Sirkulasi Atlantik Utara. Dalam simulasi sebelumnya, dengan ukuran

grid ~ 50 km, Gulf Stream tidak terpisah dari landas kontinen di Cape Hatteras tapi terus ke

timur laut dan kekuatan arus kurang dari yang diamati. Sebagai ukuran jaringan menurun

menjadi ~ 10 km simulasi menjadi lebih realistis dengan Teluk Steam memisahkan seperti

yang diamati.


2.1.3 Meander, cincin, pusaran arus, dan gyres

a. Meanders

Setelah Gulf Stream meninggalkan pantai, terus ke arah timur sebagai arus kuat sempit

dengan relatif tandus air Laut Sargasso di sebelah kanan dan air kemiringan lebih produktif di

sebelah kiri. Pada sekitar 65 ° W, saat ini menjadi tidak stabil dan mulai untuk

mengembangkan utara-selatan osilasi besar, atau meander. Dalam loop dari meander aktivitas

biologis yang ditingkatkan telah ditunjukan, namun kegiatan tersebut tidak selalu hadir.

Pemeriksaan yang tepat dari fenomena dengan kapal dibuat hampir mungkin karena

kecepatan yang sangat tinggi saat ini (~ 1 ms-1). Hal ini paling efektif dipelajari dengan

menggunakan simulasi komputer.

Gambar 4. Sebuah ilustrasi skematis dari meander di Gulf Stream dan

pembentukan cincin, berdasarkan Richardson et al. (1978) dan

Parker (1971).


Baru-baru ini Anderson dan Robinson (2001) menyelesaikan studi menggunakan

timedependent sebuah, tiga dimensi, model fisika-biologi dengan data asimilasi. Para penulis

menyimpulkan bahwa proses berkelok-kelok saja tidak meningkatkan biologis kegiatan di

atas yang ditemukan di perairan di sebelah utara sungai. Namun mereka menemukan bahwa

interaksi antara cincin dan Gulf Stream membuat transportasi vertikal yang signifikan dari

nutrisi dan plankton yang menyebabkan tingkat peningkatan aktivitas biologis.

b. Cincin

Cincin di selatan Gulf Stream memutar berlawanan arah jarum jam dan melampirkan

dingin air dari sisi utara saat ini, mereka dikenal sebagai cincin dingin-core. Searah jarum jam

berputar-Cincin di sebelah utara sungai disebut cincin hangat-core, karena mengandung air

hangat dari Laut Sargasso dan dikelilingi oleh air dingin yang ditemukan utara sungai. Kedua

jenis cincin baroclinic fenomena - yaitu, mereka terbatas pada termoklin atau atas ~ 1000 m.

Setiap tahun ada sekitar 10 cincin dingin-core terbentuk. Masing-masing ada selama

sekitar satu tahun sebelum baik diserap ke dalam Gulf Stream atau kehilangan sifat unik

untuk difusi (Ring Group 1981). Pada satu waktu cincin dingin-core merupakan sekitar 10%

dari luas permukaan Laut Sargasso. Menurut Richardson (1983) jumlah dering hangat-core

dibentuk setiap tahun adalah sekitar setengah dari cincin Coldcore. Tingkat produksi,

bagaimanapun, adalah cukup bervariasi. Kadang-kadang tidak dapat diidentifikasi di wilayah

utara dari Gulf Stream, sementara di lain waktu wilayah ini hampir penuh dengan cincin.

Cincin hangat-core juga cenderung lebih kecil dari cincin dingin-core dengan diameter ~ 100

km dibandingkan dengan 100-300 km untuk yang dingin-core ones.

Cincin muncul sebagai kolam dari kondisi anomali karena mengandung air dari seberang

sungai memiliki sisi lain fisik, kimia, dan biologi. Sebagai kondisi anomali berubah selama

sekitar kehidupan satu tahun dari cincin, melalui pencampuran dengan air ambient,

perubahan biologi dengan cara yang unik untuk cincin.


c. Pusaran

Meskipun cincin adalah berbentuk pusaran, pusaran istilah biasanya disediakan untuk

variasi saat loweramplitude yang ditemukan di seluruh lautan. Osilasi ini, dijelaskan oleh

Robinson (1983), cenderung barotropic (konstan dengan kedalaman) sebagai lawan

baroclinic, dan karena laut penuh dengan mereka mereka berinteraksi dengan cara yang

mengingatkan pusaran. Untuk alasan ini properti di pusaran berubah jauh lebih cepat

daripada properti dalam cincin, sehingga biologi dari pusaran kurang individualistis daripada

cincin.

Skala waktu satu rotasi pusaran biasanya 10-30 hari, dan skala horisontal antara 10 dan

100 km, dekat dengan radius Rossby internal. Dua istilah yang sering digunakan untuk

menggambarkan pusaran adalah "sinoptik" dan "mesoscale." Synoptic diambil dari

meteorologi, di mana ia digunakan untuk menunjukkan pusaran di pertengahan garis lintang

yang terkait dengan badai siklon. Ini menyiratkan skala horisontal yang dapat dicoba lebih

atau kurang secara bersamaan. Mesoscale adalah istilah tidak jelas menunjukkan skala yang

lebih kecil dari laut-basin eddy, dari urutan 100 km lebih dari 1000 km.It , menyiratkan skala

horisontal yang dapat dicoba lebih atau kurang secara bersamaan.

Seperti yang ditunjukkan oleh Walet (1976), variabilitas yang terkait dengan pusaran

laut telah diamati selama bertahun-tahun sebelum pentingnya penuh mereka ditemukan,

tetapi mereka dianggap fitur transient yang terkait dengan angin atau gelombang dalam.

Swallow dan Halmon (1960), pertama kali mengamati arus di laut terbuka yang mendalam

dengan netral mengapung apung dan menemukan bahwa arus bervariasi sebesar 0,5 ms-1

daripada yang diharapkan 0.01 ms-1. Pekerjaan lebih lanjut mengungkapkan bahwa, secara

total, pusaran di laut sebenarnya mengandung lebih banyak energi kinetik dari arus rata-rata.

d. Gyres

Kata "Gyres" biasanya digunakan untuk menggambarkan arus melingkar yang dibatasi

oleh atau berhubungan dengan fitur batimetri. Istilah ini mencakup berbagai macam spasial

sisik. Dengan demikian, arus dari Gulf Stream, Atlantik Utara saat ini, Canary Current, dan

Utara Khatulistiwa saat ini membuat Atlantik Utara pilin subtropis di skala laut basin. Selama

tepi dangkal seperti tepian Georges di Teluk Maine, yang ada saat ini terus mengalir di

sekitar tepian. Sirkulasi ini adalah Gyres Georges Bank.


2.1.4 Gelombang Rossby

Gelombang Rossby merupakan respon dinamis skala besar dari laut untuk pemanasan

dan pendinginan pada batas timur dan sepanjang lautan (Chelton dan Schlax, 1996).

Gelombang Rossby menyeberangi lautan dari arah timur ke barat, dengan kecepatan

penjalaran yang lambat (1-10 cm), panjang gelombang yang panjang (1.000 - 10.000 km),

dan memiliki periode bulanan hingga tahunan (Polito dan Liu, 2003). Hal ini membuat

gelombang Rossby di laut tidak mudah untuk dideteksi. Teori gelombang Rossby pertama

kali ditemukan oleh Carl-Gustav Rossby pada tahun 1930 (Chelton dan Schlax, 1996).

Gelombang Rossby dipengaruhi oleh gravitasi, gayacoriolis f, dan variasi tekanan coriolis

utara selatan ∂f/∂y = . Dengan β sebagai gaya pemulih, gelombang Rossbydisebut sebagai

planetary wave, yang bergerak menjalar ke arah barat (westward) (Stewart, 2002).

Berdasarkan sifat perambatannya, gelombang Rossby terbagi menjadi baroclinic Rossby

wave dan barotropic Rossby wave. Baroclinic Rossby wave bersifat non-dispersif dan

transportasi energi bergerak ke arah barat untuk membantu menjaga gyres lintang tengah dan

mengintensifkan arus batas barat (Polito dan Liu, 2003).

Saat merambat menyeberangi lautan, baroclinic Rossby membutuhkan waktu

beberapa bulanan sampai tahunan, sedangkan barotropic Rossby wave dapat merambat lebih

cepat dengan menghabiskan waktu beberapa minggu saja. Hal ini dikarenakan baroclini

Rossby wave terpengaruh oleh stratifikasi di lautan, sedangkan barotropic Rossby wave tidak

terpengaruh oleh stratifikasi tersebut (Chelton dan Schlax, 1996).

Gelombang Rossby di Samudera Hindia dihasilkan dari dua mekanisme. Mekanisme

pertama, gelombang Rossby yang disebabkan oleh adanya sebagian pantulan balik dari

energi gelombang Kelvin yang menabrak daratan Pulau Sumatera (Jury dan Huang, 2004).

Aliran massa air laut ke arah barat seiring dengan penumpukan massa air di bagian barat

Samudera Hindia, dapat menimbulkan gelombang Kelvin sepanjang equator yang bergerak

ke arah timur. Gelombang ini selanjutnya akan mengangkat lapisan termoklin, yaitu lapisan

air yang merupakan batas antara massa air lapisan permukaan yang lebih hangat dengan air

yang lebih dingin di bawahnya, di bagian Timur Samudera Hindia (Selatan Jawa dan Barat

Sumatra). Ketika termoklin ini terangkat (upwelling), maka suhu permukaan air laut akan

menurun. Sebaliknya, di sisi barat gelombang tersebut akan menekan lapisan termoklin lebih

masuk ke dalam (downwelling), yang mengakibatkan suhu permukaan air laut pun

meningkat. Ketika energi gelombang ini menjalar sepanjang ekuator ke arah barat, maka

gelombang Rossby muncul sebagai salah satu fenomena yang hadir akibat gelombang ini.


Mekanisme terbentuknya gelombang Rossby yang kedua, berasal dari pembangkitan

gelombang

Rossby di khatulistiwa yang merupakan efek kombinasi dari angin zonal (timur-

barat) di ekuator dan angin southeast (tenggara) yang menciptakan anticyclone kuat di lautan

terbuka dengan koordinat berkisar 10ºS (Jury dan Huang, 2004).

2.1.5 Sirkulasi Termohalin

Salah satu yang berperan penting dalam penyebaran panas adalah sirkulasi air laut.

Suhu air laut tersebar di berbagai perairan oleh arus laut. Kita mengetahui bahwa kemampuan

laut dalam menyerap dan menyimpan panas pada beberapa daerah di bumi berbeda-beda.

Pada daerah tropis dimana intensitas sinar matahari berlangsung sepanjang tahun, suhu air

laut cenderung lebih hangat. Semakin ke arah kutub, intensitas sinar matahari semakin

berkurang sehingga suhu air laut juga cenderung berkurang. Pada daerah dengan suhu tinggi,

tingkat penguapan air laut juga tinggi sehingga salinitas dan tekanan air meningkat. Hal ini

memicu pergerakan massa air laut dari daerah bertekanan tinggi ke tekanan rendah. Pada

kondisi ini, massa air hangat yang berada di samudera Pasifik akan bergerak ke samudera

Hindia melalui kepulauan Indonesia menuju samudera Atlantik bagian utara.

Di Atlantik Utara dimana suhu air laut sangat dingin, massa air dari daerah hangat

tadi, setelah mengalami evaporasi dalam perjalanannya di daerah tropis dan subtropis,

memiliki salinitas dan densitas yang lebih tinggi dari air laut di Atlantik Utara. Karena

memiliki densitas yang tinggi maka massa air ini akan mengalami proses sinking, yaitu

proses turunnya massa air ke laut dalam. Massa air laut dalam di perairan Atlantik Utara

(North Atlantic Deep Water – NADW) selanjutnya akan bergerak ke selatan menuju arus

polar Antartika. Sebagian massa air tersebut perlahan bergerak menuju samudera Hindia

perlahan naik ke permukaan karena adanya gradien densitas dan meningkatnya suhu air laut.

Sementara sebagian massa NADW mengalir melalui selatan Australia kemudian perlahan

naik di permukaan samudera pasifik. Pergerakan massa air laut secara global ini membentuk

sebuah siklus yang disebut dengan sirkulasi termohalin (Thermohaline Circulation). Sirkulasi

ini terjadi secara dinamis dan seimbang.

Fenomena ini pada dasarnya dipengaruhi oleh kenaikan konsentrasi gas-gas rumah

kaca di atmosfer, terutama adalah karbondioksida (CO2), dinitoksida (N2O), metana (CH4),

sulfurheksaflorida (SF6), perflorokarbon (PFCs) dan hodroflorokarbon (HFCs). Konsentrasi

gas-gas tersebut membentuk efek rumah kaca yang mengakibatkan pantulan gelombang

panjang sinar matahari dari bumi tertahan di atmosfir dan dipantulkan kembali ke bumi. Efek

rumah kaca menggambarkan bahwa konsentrasi gas tersebut menyebabkan radiasi sinar


matahari terperangkap di atmosfer sehingga menyebabkan suhu bumi mengalami

peningkatan.

Bagaimana sirkulasi termohalin dapat mempengaruhi iklim dan menahan laju

perubahan iklim global, inilah yang sedang dikaji banyak peneliti di dunia. Sejak tahun 1960-

an, para ilmuan mulai mengembangkan model iklim untuk membantu memahami peran laut

dalam mengatur iklim. Berdasarkan hasil riset yang dipublikasikan NASA (Juni 1999),

bahwa sepanjang abad ke-20, laut telah mengurangi sekitar separuh dari pemanasan suhu

permukaan. Namun beberapa penelitian beberapa tahun terakhir mulai meragukan kestabilan

sirkulasi termohalin dalam menahan laju pemanasan global dalam jangka panjang. Dengan

suhu bumi yang semakin meningkat, gas rumah kaca yang terus meningkat (akibat aktifitas

manusia) dan es yang terus mencair, dapat menyebabkan kadar garam air laut berkurang yang

pada gilirannya mengakibatkan titik bekunya meningkat. Pada musim dingin permukaan air

di kutub utara akan membeku dan menghambat proses pertukaran panas sehingga dapat

mengakibatkan perubahan sirkulasi air laut yang pada gilirannya mengakibatkan terjadinya

perubahan iklim.

Toggweiler dan M. Key (tt) mengatakan bahwa pendinginan laut di daerah lintang

tinggi membuat permukaan air di kutub lebih padat dibanding dengan perairan hangat di

lintang yang lebih rendah sehingga dapat mendinginkan sirkulasi termohalin pada daerah

dingin. Salinitas tinggi pada air laut yang melalui samudera Atlantik secara dangkal di

ketahui akan memberi kontribusi positif bagi kekuatan dan kestabilan sirkulasi termohalin.

Hal ini tidaklah benar, karena siklus air tawar antara laut dan atmosfer (siklus hidrologi) di

daerah lintang tinggi menyebabkan penambahan konsentrasi air tawar pada daerah tersebut

sehingga dapat mengurangi kepadatan (salinitas) air permukaan kutub. Siklus hidrologi bumi

diprediksikan menjadi lebih kuat pada masa akan datang dengan terus berlangsungnya

pemanasan global. Hal ini diprediksi dapat memperlemah sirkulasi termohalin dengan sangat

mendadak dan tidak dapat diprediksi sebelumnya.

Manabe dan Stouffer (1993) memproyeksikan bahwa kenaikan kada CO2 sebesar

empat kali lipat dapat menyebabkan sirkulasi termohalin collaps. Secara substansial, ini akan

menyebabkan lapisan termoklin (lapisan air laut yang memisahkan air hangat permukaan

dengan air laut dalam yang dingin-berada pada kisaran 80 – 1000 meter) menjadi lebih dalam

dan terjadi pergeseran dalam pertukaran panas antara belahan bumi bagian utara dan selatan.

Hal ini juga akan menyebabkan berkurangnya laju suplai nutrisi terhadap biota laut di

permukaan dan berkurangnya kandungan oksigen di laut dalam secara drastis. Banyak

konsensus lainnya yang coba memprediksi respon sirkulasi termohalin terhadap pemanasan


global. Lebih dari itu, Wood, R., A. et al (2003) mengatakan bahwa semua proyeksi

konsensus dari beberapa model yang telah dianalisa oleh beberapa peneliti menyatakan

bahwa sirkulasi termohalin akan semakin melemah atau tidak berubah dalam satu abad ke

depan dalam merespon meningkatnya konsentrasi gas rumah kaca. Kedua konsep tersebut

harus dibaca dalam konteks model teori “ketidakpastian tingkat tinggi”. Beberapa pendekatan

untuk mengurangi ketidakpastian ini adalah (a) mengidentifikasi proses-utama (key

processes) untuk mengendalikan kestabilan dan kekuatan sirkulasi termohalin dengan

menggunakan beberapa model, dan (b) menguji proses-proses yang dimodelkan tersebut

dengan pengujian lapangan (observationally based test). Untuk saat ini, kita masih berada

pada posisi pertama (a). Salah satu yang berperan penting adalah Salinitas air laut. Salinitas

adalah tingkat keasinan atau kadar garam terlarut dalam air. Salinitas juga dapat mengacu

pada kandungan garam dalam tanah.

2.2 Distribusi Produksi Biologis Di Cekungan Samudra

Angin-angin ini bergiliran mendorong arus subtropis besar yang berputar berlawanan

arah (antisiklonik) di setiap cekungan samudra utama. Terkait dengan ini adalah arus kuat

pinggir barat yang memindahkan jauh sebagian besar panas dari wilayah khatulistiwa.

Arus-arus ini berkelok dan memotong pusaran laut yang besar, lingkaran hangat dan

dingin tengah, yang telah berdiri sendiri selama beberapa bulan. Kami sekarang meneliti cara

organisme beradaptasi terhadap kondisi fisiknya. Beberapa memakai arus pinggir untuk

perjalanan jarak jauh antara tempat berkembang biak dan makan. Beberapa yang lain

berputar-putar beberapa kali di pusaran arus samudra dalam pertumbuhan sampai dewasa.

Akan terlihat bahwa pola standar produksi primer untuk situasi laut terbuka (Bab 3) dirubah

secara besar dengan adanya lingkaran dan pusaran, kejadian badai, dan perjalanan samping,

yang menyebabkan produksi primer dan sekunder di cekungan tengah sangat lebih tinggi

daripada yang kami perkirakan satu atau dua dekade yang lalu.

Fenomena biologis yang terkait dengan arus pinggir timur utama telah dibicarakan di

Bab 5. Ini adalah wilayah air laut naik (upwelling) pesisir utama yang menjadi rumah untuk

sebagian besar populasi ikan sarden dan teri. Ketika kami memerhatikan arus pinggir barat

dan pola sirkulasi berputar secara utuh, kami menemukan bahwa spesies yang cukup dikenal

seperti cumi-cumi, belut, dan salmon melakukan migrasi sepanjang ribuan kilometer dengan

melakukan perjalanan melewati arus ini. Kami juga menemukan bahwa larva beberapa jenis

invertebrata pesisir dapat hidup cukup panjang dalam plankton untuk melintasi Samudra

Atlantik Utara, sebagai contoh, sebelum menetap di sisi yang berlawanan dari tempat


penetasan. Pergerakan ini memicu perubahan dalam ide umum kita tentang aliran gen antara

populasi pesisir di sisi cekungan samudra yang berlawanan.

2.2.1 Cumi-cumi dan Arus Pinggiran Barat

Penangkapan kembali cumi-cumi yang sudah ditandai memastikan bahwa migrasi ini

dapat terjadi. Karena cumi-cumi juga ditangkap dekat pesisir dari Cape Hatteras sampai Cape

Cod, dapat disimpulkan bahwa sebagian populasi meninggalkan Gulf Stream di garis lintang

Cape Cod dan bergerak ke dalam arus pesisir yang bergerak ke selatan. Lingkaran hangat-

tengah (lihat Bagian 8.4) mungkin mempunyai peran penting dalam pergerakan ke pesisir ini.

Data yang mendukung pendapat bahwa cumi-cumi memakai Gulf Stream untuk

memungkinkan migrasi telah diulas oleh Rowell dan Trites (1985) (lihat juga Trites 1983 dan

Coelho 1985). Pusat area bertelur sepertinya terletak di Blake Plateau, dekat Cape Canaveral,

Florida. Cumi-cumi larva dan muda diperkirakan memasuki Gulf Stream dan bergerak ke

utara sejauh 1000 km per minggu, tetapi banyak yang mungkin terperangkap dalam arus

frontal yang menghambat pergerakan ke utara dan menghasilkan pencampuran cumi-cumi

larva dan muda yang berbeda umur. Dawe dan Warren (1992) menemukan bahwa rentetan

waktu penangkapan di Amerika Serikat, di Landas Scotia (Scotian Shelf), dan sekitar

Newfoundland mempunyai perbedaan dalam pola yang sama, meski dengan perbedaan yang

paling tajam di wilayah yang paling utara. Tampaknya ketika populasi lebih banyak di

selatan, mereka bermigrasi ke utara dalam jumlah yang lebih besar. Analisa data lingkungan

hidup memperlihatkan bahwa penangkapan di Newfoundland mempunyai korelasi terbalik

dengan hitungan gunung es musim dingin di Grand Banks dan korelasi positif dengan suhu

permukaan air tinggi di bulan Januari di sekitar. Dalam sebuah ulasan sejarah perikanan,

O’Dor dan Dawe (1998) memperlihatkan bahwa penangkapan meningkat secara besar di

tahun 1970-an, sebagian besar dikarenakan partisipasi Uni Soviet dan Jepang, sampai

mencapai puncaknya yaitu 160.000 ton di tahun 1979. Setelah itu, penangkapan menurun

tajam dikarenakan rendahnya kelimpahan cumi-cumi. Karena spesies ini punya umur hidup

satu tahun, dipercayai bahwa sejak tahun 1972, penangkapan setiap tahun memperlihatkan

peningkatan kembali. Puncaknya adalah 4400 ton di 1990 dan sejak itu telah berkurang.

Meskipun rincian penyebab variabilitas peningkatan kembali tidak diketahui, Bakun

dan Csirke (1998) mengkaji kemungkinan variabel fisik yang dapat mempengaruhi

peningkatan kembali, dan mengajukan beberapa hipotesa. Mereka mengusulkan bahwa tiga

jenis faktor lingkungan hidup mungkin terlibat:

1. Perkayaan jaringan makanan lewat proses fisik (air naik, pencampuran, dan lain-lain);


2. Kesempatan untuk titik-titik terkonsentrasi partikel makanan untuk berakumulasi

(struktur stabil, pola aliran bertemu, formasi frontal, dan lain-lain);

3. Pola aliran yang memungkinkan sebuah populasi untuk mempertahankan sendiri,

lewat respons adaptif, dalam medium cair yang bergerak terus-menerus.

Para penulis itu memperlihatkan (Gambar 8.12) bahwa massa telur mencapai tingkat

keapungan yang neutral dalam pycnocline yang memisahkan Gulf Stream dari perairan

landasan. Ketika menetas, paralarva cumi-cumi dapat naik ke lapisan permukaan dan terbawa

arus yang didorong kepadatan ke zona pertemuan di pinggiran barat Gulf Stream. Di sebelah

selatan Cape Hatteras, pinggiran barat diperkaya dengan pembentukan pusaran frontal Gulf

Stream (lihat Bagian 8.4.1), yang menyebabkan penaikan air bernutrisi tinggi dari lereng dan

titik-titik biomassa tinggi plankton, bahkan di musim dingin.

Di sebelah utara Cape Hatteras, kelokan Gulf Stream mengakibatkan pertemuan dan

penurunan air di pinggir depan, tetapi pemisahan dan penaikan air yang kaya nutrisi di

pinggir belakang (Gambar 8.13). Maka, proses-proses frontal Gulf Stream cenderung akan

mendukung perkayaan jaringan makanan di wilayah pemisahan maupun konsentrasi

organisme makanan di wilayah pertemuan. Bakun dan Csirke (1998) juga mengulas

kemungkinan efek dari pusaran, kelokan, dan lingkaran hangat-tengah frontal dalam

menghambat pergerakan utara cumi-cumi yang bergerak di dalamnya. Efek-efek ini dapat

menjelaskan kenapa, di titik-titik tertentu di Gulf Stream, ditemukan populasi dengan umur

yang bercampur. Dawe et al. (1998) memperlihatkan bahwa kelimpahan rendah dekat Nova

Scotia dan Newfoundland berkorelasi dengan perpindahan utara gelombang Gulf Stream.

Perpindahan ini secara beruntun terkait dengan Gulf Stream yang lambat dan berkelok, dan

pembentukan lingkaran hangat-tengah yang lebih sering (lihat Bagian 8.4.4). Pergerakan

cumi-cumi tahap muda dalam lingkaran ini menuju perairan pesisir di selatan Nova Scotia

dapat menghasiljan pergerakan utara yang inefisien, dan kurangnya peningkatan kembali di

Nova Scotia dan Newfoundland.

Perez dan O’Dor (1998) melaporkan tentang angka pertumbuhan cumi-cumi sirip

pendek di perairan yang berbeda suhu, dan membandingkannya dengan angka pertumbuhan

cumi-cumi yang ditangkap dan diberi makanan tak terbatas. Mereka menunjukkan bahwa

potensi pertumbuhan di perairan hangat Gulf Stream adalah sangat tinggi, tetapi di

lingkungan, makanan untuk cumi-cumi terbatas. Setelah bertransisi ke perairan lereng sejuk,

potensi pertumbuhan menurun, tetapi cumi-cumi berhapan dengan 4-12 kali lipat kepadatan

phytoplankton dan 3-4 kali lipat kepadatan zooplankton. Para peneliti mengusulkan bahwa

migrasi dari Gulf Stream ke landasan terdorong oleh kebutuhan makanan. Umur hidup


individu tergantung keterhadapan oleh titik-titik makanan terkonsentrasi, yang secara

beruntun ditentukan oleh waktu dan dinamika pergerakan massa air utama. Ada keterkaitan

analogis antara cumi-cumi Jepang Todarodes Pacificus dan Arus Kuroshio (lihat peta,

Gambar 8.03). Dalam hal ini ada tiga populasi yang berkembang biak di musim-musim

berbeda: musim dingin, panas, dan gugur. Kelompok yang bertelur di musim dingin terkait

dengan arus Kuroshio. Setelah bertelur di periode Januari-April di Laut Cina Timur, cumi-

cumi larva dan muda bergerak utara dengan Arus Kuroshio, dan terus berbelok ke pesisir dan

terperangkap di antara pulau Honshu dan Hokkaido di musim panas. Penetasan di musim

panas dilakukan di bagian Laut Cina Timur lain, dimana larva begerak ke dalam Arus

Tsushima yang mengalir utara diantara pulau-pulau Jepang dan daratan Asia.

Arus ini bertemu dengan arus pesisir dingin yang bergerak ke selatan, Arus Liman,

dan cumi-cumi yang menetas di musim panas ditangkap di perbatasan dua arus ini. Contoh

ini jelas mengilustrasian pemakaian arus jet pinggiran barat ini untuk “pergerakan cepat”,

yang memungkinkan telur dan larva untuk berkembang di musim dingin ketika suhu air

hangat, sementara cumi-cumi dewasa bergerak ke utara dengan hanya mengeluarkan

sejumlah kecil energi untuk makan di wilayah makanan jauh di utara. Sakurai et al. (2000)

melaporkan bahwa penangkapan tahunan di Jepang telah bertahap naik sejak akhir 1980-an

dan mengusulkan bahwa perubahan kondisi lingkungan telah menyebabkan wilayah bertelur

musim panas dan gugur di Selat Tsushima dan dekat Kepulauan Goto bertumpang tindih, dan

wilayah bertelur di lereng dan landasan benua di Laut Cina Timur membesar.

2.2.2 Belut dan Pusaran Atlantik Utara

Karya klasik Schmidt (1922) tentang umur hidup dan migrasi belut sangatlah terkenal.

Sebagai hasil dari koleksi ekstensif larva yan berbentuk daun dan tembus pandang (yang

disebut leptocephali), dia menyimpulkan bahwa ada dua spesies Anguilla di Atlantik Utara:

belut Eropa Anguilla anguilla dan belut Amerika Anguilla rostrata. Larva terkecil dari dua

spesies ini ditemukan di wilayah Laut Sargasso, dengan bukti jelas bertambah besarnya

ukuran rata-rata larva belut Eropa ketika bergerak dekat dengan Eropa, dan bertambah

besarnya ukuran rata-rata larva belut Amerika ketika bergerak utara dari Laut Sargasso ke

arah Newfoundland. Maka, Schmidt mengusulkan teori mengejutkan bahwa semua belut

Eropa berasal dari populasi yang berkembang biak di Laut Sargasso di musim dingin, dan

bahwa leptocephali membutuhkan waktu lebih dari dua tahun untuk mencapai pesisir Eropa,

dimana mereka bermetamorfosa menjadi bentuk dewasa dan bermigrasi di sungai dan danau

ke tempat-tempat jauh di darat. Yang sama mengejutkan adalah pendapat bahwa populasi ini


dipertahankan oleh belut yang bermigrasi sangat panjang untuk berkembang biak, melewati

sungai-sungai Eropa dan bergerak barat sepanjang ribuan kilometer melintasi Samudra

Atlantik untuk berkembang biak di Laut Sargasso. Dapat dipikirkan apakah belut pernah

memakai wilayah berkembang biak yang sama sejak kedua sisi Samudra Atlantik lebih dekat,

dan telah mengkolonisasi semua sungai di Eropa dan Amerika Utara meskipun kedua benua

sudah bergeser jauh. Hitungan bagian otot (myomere) di larva adalah rata-rata sekitar 114

untuk belut Eropa dan sekitar 106 untuk belut Amerika. Hasil hitungan vertebra di belut

dewasa mempunyai perbedaan hampir sama dalam jumlah rata-rata. Penelitian distribusi

parasit di kedua spesies mendukung pendapat bahwa sebuah populasi leluhur menghuni

kedua sisi Atlantik Utara dan juga Greenland, Islandia, dan Skandinavia, tetapi populasi ini

terbagi menjadi komponen Amerika Utara dan Eropa ketika dipaksa bergerak selatan oleh

pendinginan (glasiasi) Pleistocene (Marcogliese dan Cone 1993).

Sebuah restriction-enzyme survey dari mtDNA kedua belut mendukung adanya dua

spesies yang berbeda (Avise et al. 1990). Namun, populasi Islandia di waktu sekarang

tampaknya mengandung proporsi kecil individu yang dihasilkan hibridisasi belut Amerika

dan Eropa. Kleckner dan McCleave (1985, 1988) melakukan penelitian intensif tentang

distribusi belut Atlantik si Laut Sargasso. Mereka menemukan bahwa tahap terkecil belut

terbatas kepada Laut Sargasso selatan, lepas dari gelombang yang memisahkan air

permukaan yang hangat, asin, dan terstratifikasi secara permanen, dari air zona pertemuan

subtropis variabel di utara.

Setelah meneliti data historis maupun sample baru, McCleave et al. (1987)

menyimpulkan bahwa belut Amerika berbeda secara genetis dari belut Eropa, tetapi wilayah

berkembang biak mereka sebagian besar bertumpang tindih. Mereka mengusulkan adanya

sebuah mekanisme pemisahan reproduksi, karena bentuk larva dengan ciri-ciri tahap tengah

belum ditemukan. Larva belut Amerika yang kecil dan yang baru menetas ditemukan di

pertengahan Februari sampai April dan larva belut Eropa kecil ditemukan di akhir Februari

sampai Oktober. Sebagian besar dari populasi mungkin dipindahkan ke arah barat laut dalam

Arus Antilles dan memasuki Gulf Stream di utara Selat-Selat Florida di bulan April. Di bulan

Mei, leptocephali belut Amerika ditemukan dalam jumlah banyak di Gulf Stream berlawanan

Cape Hatteras dan setelah itu, dan di bulan Juli dan Agustus biasa ditemukan di antara Cape

Hatteras dan Tanjakan Newfoundland di tenggara. Dari Agustus sampai November larva

biasanya berkumpul di perairan tanjakan, di pesisir Gulf Stream, selatan Cape Hatteras.

Tampaknya memungkinkan bagi larva untuk aktif bermigrasi ke barat keluar dari Gulf

Stream, dimana setelahnya mereka akan dibawa secara pasif dalam perairan tanjakan.


Powles dan Warlen (1997) melaporkan bahwa larva yang tiba di musim dingin di

muara-muara Carolina Utara (Amerika Serikat) rata-rata adalah berumur 150 hari dan yang di

New Brunswick (Kanada) berumur 20 hari lebih panjang. Ini konsisten dengan larva yang

telah menetas di Laut Sargasso di musim panas sebelumnya. Belut Eropa berlanjut ke timur

di Arus Atlantik Utara, tetapi waktu mereka untuk mencapai muara di Eropa belum

ditentukan secara definitif. Schmidt (1922) memperkirakan periode ini lamanya sekitar 2,5

tahun, tetapi Boëtius dan Harding (1985) menyimpulkan bahwa belut Eropa mungkin dapat

tumbuh menjadi ukuran yang sesuai untuk metamorfosa dalam periode sethaun lebih sedikit.

Perkiraan Schmidt dipengaruhi larva ukuran tengah yang dapat ditemukan di Atlantik Tengah

di sepanjang tahun. Tampaknya mungkin bahwa sebagian proporsi larva yang bergerak di

Gulf Stream dan Arus Atlantik Utara berpindah ke aliran balik yang mengarah ke Atlantik

Tengah (lihat Gambar 8.08). Di sini, kondisi makan adalah buruk dan pertumbuhan mereka

terhambat. Bahkan, mereka mungkin tidak akan pernah mencapai pesisir Eropa. Yang

berhasil mengkolonisasi sungai Eropa mungkin saja belut yang bergerak di arus utama dan

menyelesaikan pergerakan dalam waktu setahun lebih sedikit.

Untuk melengkapi gambaran pikiran kita tentang cara belut menggunakan arus utama

di Atlantik Utara, dapat diperkirakan bahwa belut dewasa yang kembali akan bergerak ke

Barat memakai jalur subtropis, memakai Arus Khatulistiwa Utara dan Arus Canary secara

maksimal. Dengan cara ini, umur hidup mereka akan teradaptasi secara elegan terhadap

pusaran Atlantik Utara, dimana kelompok larva yang berhasil akn bergerak di arus pinggiran

barat dan Atlantik Utara, sedangkan migrasi dewasa yang berkembang biak mengikuti aliran

balik. Cerita ini adalah indikasi bagaimana peningkatan pengertian kita terhadap oseanografi

fisik Atlantik Utara telah menerangkan biologi ikan-ikan luar biasa ini. Sekarang diketahui

bahwa dalam cara yang analogis, belut Jepang Anguilla japonica berkembang biak di tempat

di Arus Khatulistiwa Utara sebelah barat Kepulauan Mariana. Dari sana belut-belut ini

bergerak dalam Arus Kuroshio, yang mengembalikan mereka ke habitat kecil mereka di

Jepang (Tsukamoto 1992).

2.3 Pusaran Biologi Dan Keterkaitannya Dengan Arus Besar

Seperti yang telah kita ketahui arus di bagian utara dan selatan cenderung cepat ,

dalam dan lebih sempit, sehingga energy yang ditimbulkan pada bagian yang dilalui arus ini

juga semakin kecil. Arus ini juga cenderung berliku dengan demikian maka akan membentuk

pusaran arus. Salah satu jenis yang melekat pada arus perbatasan yaitu dinamakan frontal

eddies. Dari cincin yang terkait dengan gulf stream di barat laut atlantik dan arus kurosio di

barat laut pasifik, arus agulhas di selatan afrika, dan arus timur Australia di timur laut pasifik.


2.3.1 Pusaran Depan Arus Teluk

Karena aliran di sebelah utara dari Miami, Florida, adalah sekitar 30 km dan lebar 300

meter dan memiliki aliran di lebih dari 25 Sv. Mengalir dekat dengan tepi landas kontinen

hingga mencapai tanjung Hatteras, dimana pada saat itu terdiri dari dua aliran arus dan

luasnya sekitar 50m dan sejauh 1000 m. Kecepatan permukaan berada dalam kisaran 2-5

knot dan Suhu 25-28 ° C. Hal ini dibatasi di sisi barat oleh perairan lereng benua dan landas

kontinen yang jauh lebih dingin dari Gulf Stream, dan di sisi timur perairan sedikit lebih

dingin dari Laut Sargasso dengan suhu kisaran 20-24 ° C.

Pembelokan gulf stream mengakibatkan titik tertentu pada landas kontinen terus

berubah. Pada jarak terjauh dibagian yang dangkal ditemukan frontal eddy diantara gulf

stream dan pantai (Yoder et al. 1981). Dari proses upwelling di bagian utara atlantik

merupakan proses terdalam dari gulf stream. Kesimpulannya bahwa dimanapun gulf stream

pembelokannya bergerak menjauh dari pantai, pada perairan terdalam gulf stream terbentuk.

Pembentukan struktur ini terjadi pada selatan dari tanjung hatteras yang terbentuk rata-rata

sekali dalam dua minggu. Hasil dari upwelling memperkaya nitrat diperkirakan bahwa

mekanisme ini diperkenalkan sekitar 55.000 ton nitrogen setiap tahun.

Upwelling ini disebabkan oleh gulf stream adalah mekanisme utama untuk

memperkaya nutrient dan merangsang produksi di landas kontinen sebelah tenggara amerika

serikat sebelah selatan dari tanjung hatteras. Pengayaan tersebut dapat menjelaskan mengapa

patahan lempeng selatan tanjung Hatteras adalah pusat penangkaran untuk Atlantic menhaden

Brevoortia Tiranus dan ikan biru Pomatomus saltatrix (Atkinson dan Targett 1983). Haney

(1986) menemukan bahwa shearwaters Puffinus gravis dan Calonectris Diomedea dan

stormy-petrel Oceanites oceanicus dan Oceanodroma castro yang paling melimpah di inti

dingin yang teraduk dari pusaran depan, sedangkan black-capped petrel Pterodroma hasitata

dan camar Sterna anaethetus yang paling melimpah di lapisan oligotrophic

hangat perairan pantai inti dingin. Arus teluk utara tanjung Hatteras bergerak menjauh dari

pantai dan daripada pusaran depan inti dingin kita menemukan bahwa pembentukan cincin

inti hangat di arus sisi yang menuju ke pantai (lihat Bagian 8.4.2).

Tranter et al. (1986) menunjukkan bahwa gangguan lereng-air terjadi di dekat

Sydney, Australia, dan bahwa mereka tampaknya terjadi ketika pusaran atau kelokan dari

arus Timur Australia datang dalam 90 km dari patahan lempeng. Mereka membuat

perbandingan dengan peristiwa upwelling yang terkait dengan batas barat arus teluk, tapi

menunjukkan bahwa mekanisme yang menghasilkan gangguan harus berbeda, karena


lempeng benua dari bagian Australia jauh lebih sempit dan tidak mengizinkan pembentukan

pusaran depan inti dingin dari jenis ini ditemukan di lepas Florida dan Georgia.

2.3.2 Pembentukan Cincin Arus Teluk

Gulf stream mulai meninggalkan tepi landas kontinen dan mulai mengalir ke arah

timur. Setiap dua bulan atau berliku-liku memotong cincin yang berbeda, Coldcore cincin

terbentuk di sisi selatan dari Gulf Stream, dan cincin warm-core pada utara. Setelah bebas

dari Arus Teluk mereka cenderung bergerak dalam arah barat daya, lebih atau kurang lurus

dengan Gulf Stream, pada kecepatan sekitar 3-5 km d-1. Diagram menunjukkan bagaimana

Arus Teluk, dengan isopycnals yang miring ke atas untuk kiri, menimbulkan cincin hangat-

core dengan isopycnals yang miring ke atas ke arah perimeter. Panah menunjukkan aliran

Arus Teluk, aliran isopycnal, dan rotasi cincin hangat-core. Setelah Yentsch dan Phinney

(1985). Akhirnya, sebagian besar melakukan kontak dengan Arus Teluk dan diserap ke

dalamnya, meskipun beberapa tidak melakukan difusi ke dalam air sekitarnya.

2.3.3 Ekologi Cincin Inti Dingin

Dari prinsip-prinsip pertama akan terlihat bahwa cicin inti dingin memiliki potensi

untuk merangsang produksi biologis. Air berasal dari kemiringan landas kontinen dan

biasanya memiliki konsentrasi yang jauh lebih besar plankton, nekton, dan nutrisi dari Laut

Sargasso.Rotasi berlawanan arah jarum jam menyebabkan upwelling di pusat. Salah satu efek

penting adalah untuk membawa nutrisi yang ke zona eufotik.

Dalam studi penelitian yang rinci oleh Bob pada tahun 1977, karakteristik biologis

dari cincin berubah lebih cepat daripada karakteristik fisik. Pada bulan April permukaan

konsentrasi klorofil di pusat adalah sekitar 4 mg m-3 dibandingkan dengan kurang dari 0, l

mg m-3 dalam air Laut Sargasso, tetapi konsentrasi menurun yang disebabkan oleh beberapa

faktor antara April dan Agustus. Saat matahari memanaskan permukaan air terjadi pergeseran

untuk spesies yang lebih kecil dan keanekaragaman jenis yang lebih besar, sehingga

fitoplankton lebih banyak di Laut Sargasso. Pada bulan Agustus maksimum klorofil telah

pindah dari atas 20 m ke rata-rata kedalaman 80 m dan konsentrasi kurang dari 0,6 mg m-3.

Secara keseluruhan, diperkirakan bahwa produksi primer cincin inti dingin sekitar 50% lebih

tinggi dari itu di Laut Sargasso dan bahwa cincin ini menempati sekitar 10% dari wilayah

laut sugrasso pada satu waktu.

Pada cincin tersebut, biomassa zooplankton itu biasanya 1,3-1,8 kali lebih tinggi

daripada di sekitarnya Laut Sargasso. Seperti bisa diduga, komposisi jenis (disetidaknya

dalam cincin muda) adalah karakteristik dari perairan lereng. The pteropod Limacina inflata

dan berbagai ikan myctophid menjadi lebih berlimpah di cincin inti dingin . Zooplankton


yang dibawa dari air dingin dari leLaut Sargasso di cincin inti dingin sering tidak

berkembang. Backus dan Craddock (1982) mempelajari ikan mesopelagic sepanjang transek

dari air lereng, melalui cincin inti dingin, dan ke dalam air Laut Sargasso.

Mereka menemukan bahwa spesies lereng-air cenderung menjadi lebih langka.

Secara umum tampaknya bahwa cincin inti dingin memiliki efek sementara

meningkatkan produksi utama dari Laut Sargasso, untuk keuntungan dari sejumlah Spesies

Laut Sargasso yang menyerang cincin dari atas. Spesies diperkenalkan dari air lereng

berkembang hanya untuk jangka waktu terbatas.

2.3.4 Ekologi Cincin Inti Hangat

Struktur internal cincin inti hangat adalah dalam banyak hal kebalikan dari yang dari

cincin cold-core. Sirkulasi searah jarum jam menyebabkan downwelling di pusat, sehingga

isoterm dan nutriclines mengalami depresi. Bagian luar cincin, wilayah-kecepatan tinggi,

terbentuk dari "dingin dinding" dari gulf stream , yang memiliki struktur bagian depan biasa

miring isopycnals Hal ini diharapkan bahwa akan ada transportasi air di sepanjang garis

kepadatan yang sama (pencampuran isopycnal; Woods 1977) dan bahwa proses ini akan

menyebabkan upwelling nutrisi dalam kecepatan tinggi daerah perifer.

Dengan analogi dengan apa yang diketahui tentang cincin inti dingin, mungkin

seharusnya bahwa cincin inti hangat, yang memiliki pusat-habis nutrisi air laut Sargasso,pada

awalnya secara biologis tidak produktif dan akan perlahan-lahan berevolusi. Bahkan, selama

umur cincin inti hangat, dari pembentukannya dari pembelokan gulf stream produktivitas

primer yang tampaknya tidak terlalu berbeda dari air lereng sekitarnya (Hitchcock et al 1985;.

Chapman dan Nof 1988). produktivitas adalah ditingkatkan dengan dua mekanisme. Salah

satunya adalah upwelling di bagian tepi. yang lainnya adalah pencampuran konvektif

disebabkan oleh pendinginan air permukaan sebagai bergerak cincin utara gulf stream.

Lapisan campuran dalam, memiliki batas-batas diskrit dan suhu seragam, disebut thermostad.

Di dalamnya, air yang kaya nutrisi dibawa ke permukaan, menghasilkan ledakan produksi

primer. Karena air di inti cincin memiliki rezim suhu yang berbeda dari kolom air, ada saat

ketika cincin inti hangat sedang mengalami nya "musim semi mekar" sementara sekitar

kolom perairan tidak. Namun, diyakini bahwa semua kompleks ini interaksi menyebabkan

cincin untuk memiliki produktivitas seumur hidup tidak jauh berbeda dari air rak sekitarnya.

Studi biologi cincin inti hangat yang berasal dari arus Kuroshio di lepas Jepang

cenderung memberikan hasil yang sama. Misalnya, Waku dan Furuya (1998) menemukan

bahwa produktivitas primer dalam cincin inti hangat hampir sama seperti dalam aliran dingin

di bagian luar, dengan bukti upwelling nutrisi dalam cincin. Chiang dan Taniguchi (2000)


menemukan populasi padat fitoplankton di nutricline dalam cincin, mungkin didukung oleh

pencampuran ke atas nutrisi.

a) Mesozooplankton, ikan, dan mamalia di cincin inti hangat

Banyak spesies zooplankton yang teradveksi menjadi cincin inti hangat dari kolom air

disekitarnya (Roman et al. 1985), dan studi oseanografi fisika dengan menggunakan salinitas

sebagai konservatif properti menegaskan bahwa pertukaran lateral yang signifikan dari

pembentukan masa air (Olson 1986). Secara umum, sebuah cincin yang baru terbentuk

ditemukan memiliki biomassa mesozooplankton rendah di intinya, sesuai dengan asal-

usulnya dari Laut Sargasso, tapi dalam beberapa bulan sering ada biomassa setinggi atau

lebih tinggi daripada di kolom air.

Berbeda dengan semua perubahan ini, ikan mesopelagis dan siphonophore yang

karakteristiknya membentuk lapisan hamburan akustik dalam nonmigrasi di laut Sargasso

ditemukan ditangkap di thermostad cincin inti hangat dan bisa ditelusuri secara akustik

sepanjang kehidupan cincin itu (Conte et al. 1986). Ada bukti dari perubahan yang signifikan

dalam kelimpahan dan distribusi vertikal mereka tetap mendekati konstan selama beberapa

bulan meskipun perubahan pada suhu dan salinitas. Di sisi lain, studi akustik dalam cincin

inti hangat sistem Kuroshio menunjukkan suara yang kuat menyebar dari zooplankton dan

populasi ikan di dalam cincin dan sinyal akustik sangat jarang di luar itu (Aoki dan Inagaki

1992).

Ada beberapa laporan bahwa batas-batas timur arus teluk cincin inti hangat adalah

habitat pilihan untuk paus sperma (Grif fi n 1999). Paus makan cumi-cumi dan penulis

mengusulkan bahwa air yang tertahan di lereng selatan dan timur sisi cincin, bersama-sama

dengan kondisi upwelling lokal, menyediakan banyak makanan di habitat cumi-cumi, dan

begitu juga untuk Paus.

b) Interaksi cincin inti hangat dengan Lempeng Benua

Citra satelit menunjukkan bahwa tidak jarang cincin inti hangat untuk membuat

kontak dengan lempeng benua dan untuk volume besar air dingin untuk naik di sisi utara dan

diseret dari kolom air oleh gerakan rotasi. Ryan et al. (2001) menunjukkan untuk wilayah

Georges Bank bahwa gerakan kolom air di lepas pantai, disebabkan oleh cincin arus teluk,

didampingi oleh upwelling yang kuat dan pencampuran vertikal bergolak, yang pada

gilirannya menyebabkan peningkatan produktivitas fitoplankton.

Hal ini juga tampaknya mungkin bahwa di sisi barat atau selatan cincin pertimbangan

jumlah mampu air hangat yang disuntikkan ke kolom. Itu alami, oleh karena itu, bahwa


ketika Markle et al. (1980) menemukan larva ikan tropis dan subtropis asal pada kolom

Scotian mereka harus menghubungkan kehadiran mereka kepada pergerakan cincin inti

hangat. Pengamatan serupa telah dibuat dilepas selatan New England.

Friedlander dan Smith (1983) mengidentifikasi adveksi air dilepas pantai oleh cincin

hangat inti. Terkandung dalam cincin yang tombak pasir berlimpah Ammodytes larva sp.

yang telah dilakukan dari kolom bersama dengan copepoda yang membentuk makanan

mereka. Idenya kemudian berkembang bahwa adveksi kuat massa kolom air pada saat larva

spesies komersial penting dari ikan yang hadir bisa memiliki efek yang merugikan pada

kekuatan kelas tahun spesies-spesies tersebut. Wroblewski dan Cheney (1984) dieksplorasi

cincin inti hangat di lepas pantai Nova Scotia dan menemukan bahwa larva dan remaja putih

hake Urophycis tenuis sedang dilakukan sebanyak 140 km arah laut dari patahan kolom.

Mereka berada di kondisi yang jauh lebih miskin dari spesies yang sama di lempeng benua

dan penulis berpikir bahwa mereka mewakili kerugian dari populasi sumber mereka. Cincin

yang menjadi bahan penelitian juga mengandung banyak larva ikan asal tropis dan subtropis

milik spesies yang sama dilaporkan sebagai imigran ke kolom Scotian oleh Markle et al.

(1980).

Sebuah studi pemodelan (Flierl dan Wroblewski 1985) menunjukkan bahwa pada saat

komersial larva ikan penting terbawa oleh sisa arus selatan barat sepanjang Scotian Shelf,

yang adveksi disebabkan oleh cincin hangat-core stasioner dapat menyebabkan penurunan

35-50% dalam kelimpahan, tergantung pada ukuran cincin, dan perlahan-lahan bergerak

cincin bisa, dalam keadaan tertentu, menghapus sebagian dari kelas tahun. Myers dan

Drinkwater (1989) berhubungan yang penginderaan jauh data tentang keberadaan cincin inti

hangat pada Scotian Shelf data pada kelimpahan larva dari 17 tanah saham ikan antara tahun

1973 dan 1986 untuk 15 dari saham-saham, meningkat kegiatan hangat-core dikaitkan

dengan perekrutan berkurang. Analisis serupa untuk pelagis saham tidak menunjukkan

hubungan tersebut. Di belahan bumi selatan, sebuah studi dari Agulhas Current cincin inti

hangat dikelilingi oleh air sub-Antartika (Dower dan Lucas 1993) menunjukkan bahwa

konsentrasi klorofil dan produktivitas primer yang lebih rendah dalam cincin daripada di luar

itu, dan proporsi yang lebih tinggi dari fitoplankton di dalam cincin itu kurang

dari 20 m dengan diameter. Temuan ini mirip dengan karakteristik Arus teluk cincin inti

hangat segera setelah itu telah terbentuk. Kelas tahun kekurangan ikan teri Engraulis

capensis diproduksi di sistem Benguela pada tahun 1989 dan 1990 dengan analisis dari perut

burung laut itu menunjukkan bahwa paling ditandai penurunan biomassa ikan teri terjadi pada

bulan Juni-Juli 1989 Itu mengatakan bahwa penghapusan larva dan ikan teri muda dari kolom


air oleh cincin Agulhas merupakan faktor utama dalam depresi kelas tahun 1989 (Duncombe

Rae et al. 1990). Untuk meringkas hal ini: cincin inti dingin bertanggung jawab untuk

memperkenalkan spesies lereng air ke dalam gyres pusat, dan cincin inti hangat

memperkenalkan spesies tropis dan subtropis tidak hanya ke perairan lereng tapi bahkan ke

lempeng benua. Cincin inti dingin, ketika baru terbentuk, memiliki produktivitas yang jauh

lebih tinggi daripada gyres pusat, tetapi sebagai mereka menghangatkan lapisan permukaan

dan fauna air dingin mereka didorong lebih dalam dan lebih, produktivitas mereka jatuh ke

sesuatu yang dekat dengan produktivitas dari pilin sekitarnya. Cincin inti hangat memulai

hidup dengan inti air produktivitas rendah, tetapi mereka juga memiliki mekanisme untuk

menghasilkan upwelling air kaya nutrisi, terutama di dekat perimeter di zona kecepatan

tinggi. Stratifikasi sebagai akibat dari musim semi pemanasan sering menyebabkan tingkat

produksi primer dalam cincin lebih besar dibandingkan di dalam air lereng sekitarnya dan

pertumbuhan yang populasi zooplankton cepat. Selama kehidupan cincin inti hangat

produktivitasnya tampak kurang lebih sama dengan yang lereng air.

Ketika cincin inti hangat datang dalam kontak dengan lempeng benua, air dingin

mengadveksi kolom air dalam jumlah besar, dan pada saat-saat larva ikan planktonik yang

hadir dalam air gerakan ini menyebabkan berkurangnya kelangsungan hidup larva dan

kemudian berkurangnya perekrutan di stok induk. Di sisi lain dari cincin, air hangat sering

disuntikkan ke kolom dan merupakan sarana memperkenalkan indukan dan larva dari tropis

dan subtropis ke perairan kolom sedang.

2.4 Pusat Ekologi Gyres

Dalam bagian 8.3 kita membahas arua utama perairan yang relatif tenang yang

menempati daerah gyral pusat. Sekarang kita akan melihat air yang relatif tenang yang

menempati daerah gyral pusat. Semakin lama sangat tidak produktif “gurun biologis”telah

diubah dengan kombinasi data satelit dengan panjang deret waktu pengamatan di stasiun

tetap, dan transek berulang di seluruh cekungan.

2.4.1 Primary production in the subtropical gyres

Blackburn (1981) meninjau bukti yang menunjukkan bahwa gyres subtropis yang

bagian paling produktif dari laut. Produksi primer, diukur dengan 14C serapan, diyakini

kurang dari 0,1 g C m-2-d 1, dengan hasil bahwa biomassa baik fito dan zooplankton rendah,

air sangat jelas dengan zona eufotik memanjang sampai 75-150 m di kedalaman, dan tingkat

nitrat di permukaan berada di kisaran 0-1 umol L-1. Produktivitas yang rendah ini diduga

mencakup zooplankton dan ikan dalam kolom air. Pertimbangan fakta-fakta ini menyebabkan


deskripsi gyres subtropis sebagai " biological deserts”. Namun, pada tahun 1982, Fitzwater et

al. bukti yang dihasilkan bahwa pengukuran produktivitas primer bisa terpengaruh oleh

kontaminasi logam seperti besi dan logam lainnya dan peralatan eksperimen. temuan

berlimpah dikonfirmasi dan kita harus meragukan validitas pengukuran yang dilakukan

sebelum 1982 Dalam bagian berikut kita akan melihat bahwa perkiraan saat ini produktivitas

untuk gyres lebih tinggi daripada yang diperkirakan sebelumnya karena angka yang lebih

tinggi dihasilkan dari peningkatan teknik, termasuk penggunaan teknik-jejak logam bersih,

karena series lama di stasiun tetap mengizinkan pengukuran pada acara mesoscale sementara,

dan karena data satelit memungkinkan kita untuk menilai frekuensi dan intensitas Peristiwa

mesoscale.

Pandangan gyres utama sebagai dalam keadaan yang relatif stabil dengan rendah

tingkat produksi primer dan rasio f rendah pertama kali serius ditantang oleh jumlah

pengukuran yang berbeda diringkas dalam Eppley (1980). Penggunaan partikel counter untuk

mengukur perubahan volume partikel menyarankan bahwa fitoplankton di gyres subtropis

oligotrophic yang mereproduksi pada tingkat yang akan mengakibatkan tingkat produksi

diperkirakan urutan besarnya lebih besar dari sebelumnya memperkirakan. Pengukuran

dengan cara perangkap partikel tingkat tenggelamnya partikel keluar dari zona eufotik

ditafsirkan sebagai mencerminkan tingkat baru produksi, karena dalam kondisi mapan jumlah

tenggelam keluar harus diimbangi dengan produksi baru, bukan oleh produksi yang didaur

ulang. Dalam studi Ulasan, perangkap telah mengumpulkan rata-rata 68 mg C m-2 d-1. Jika

rasio f adalah 0,05, maka total produksi adalah 1.360 g C m-2-d 1, dan jika f = 0,10, jumlah

produksi 0.680 g C m-2 d-1. Membandingkan angka-angka ini dengan sebelumnya nilai yang

diterima dari <0,1 g C m-2-d 1, Eppley (1980) menyimpulkan bahwa ada order-of-besarnya

ketidakpastian tentang tingkat produksi primer yang besar di gyres laut.

Shulenberger dan Reid (1981) menggunakan pendekatan berskala lebih besar

daripada siapa pun. Mereka menunjukkan bahwa, di tempat terbuka pertengahan lintang

Pacific di musim panas, maksimum bawah permukaan oksigen ditemukan di mana ada nilai-

nilai hingga 120% kejenuhan. Maksimum ini terletak di bawah atau di dalam pycnocline, dan

tentu saja di bawah lapisan campuran hangat, yang mereka sebut sebagai topi kepadatan. Hal

ini biasanya terletak di atas maksimum klorofil tetapi di bawah maksimum produksi primer.

Nilai lebih dari 100% jenuh yang ditemukan di seluruh Pasifik Utara dan daerah nilai terbesar

berpusat pada 40 ° N 160 ° W. Para penulis berpendapat bahwa kejenuhan oksigen ini

terakumulasi di musim panas sebagai hasil fotosintesis, dan dicegah dari menyeimbangkan

dengan atmosfer. Equilibrium terjadi di musim dingin ketika lapisan campuran memperdalam


dan air jenuh yang beredar di lapisan campuran. membiarkan 120 hari untuk kelebihan

oksigen musim panas, mereka menghitung bahwa, pada minimum, laju fotosintesis harus

lebih besar dari tingkat diindikasikanoleh 14C incubations.

2.4.2 Secondary production in the subtropical gyres

(a) Zooplankton

Sekarang cukup jelas bahwa komponen terbesar dari zooplankton di

oligotrophic perairan adalah microzooplankton yang memakan fitoplankton sangat

kecil seperti Prochlorococcus dan Synechococcus. Ketika pencampuran musim dingin

atau frontal eddy membawa nitrat segar memasuki perairan, sel-sel yang lebih besar

seperti diatom menjadi lebih berlimpah, dan setelah mesozooplankton waktu seperti

copepoda juga berkembang biak. Perkiraan kapal dari tingkat penggembalaan

copepoda, mengungkapkan bahwa copepoda di gyres subtropis bertanggung jawab

untuk menghapus kurang dari 3% dari total klorofil tegakan dan kurang dari 10% dari

total produksi primer sehari-hari.

(b) Ikan

Di zona eufotik (0-100 m) ditemukan predator perenang cepat seperti tuna,

tagihan-ikan, dan ikan todak. Sebagian besar dari mereka berkembang biak di perairan

tropis tetapi membuat kunjungan besar ke gyres subtropis. Misalnya, tuna sirip biru

Thunnus thynnus berkembang biak di daerah Karibia, dan ikan ukuran sedang

bermigrasi ke utara di musim panas sejauh lintang Cape Cod, tetapi besar, ikan yang

lebih tua mungkin bermigrasi sejauh Newfoundland atau menyeberangi Atlantik dan

menghabiskan musim panas di perairan Norwegia. Predator besar memakan varietas

ikan yang lebih kecil, pada cumi-cumi, dan krustasea pada yang lebih besar seperti

euphausiida. Zona dari 200 m dengan kedalaman 1000 m disebut "zona mesopelagic."

Dari penelitian akustik kita tahu bahwa ada "dalam lapisan hamburan" disebabkan

oleh ikan kecil (sebagian besar <10 cm) dan invertebrata besar. Banyak hewan-hewan

inibermigrasi ke zona eufotik untuk memberi makan pada malam hari. Lapisan ini

lebih atau kurang terus-menerus sepanjang jalan di cekungan laut besar.


2.5 Subarctic Gyres

Utara dari gyres subtropis anticyclonic pada bagian utama dalam kedua Atlantik dan

Pasifik lebih kecil, gyres subarctic siklon.Parsons dan Lalli (1988) menganalisis data dari

stasiun cuaca laut P (di Pasifik) dan B, I, dan J (di Atlantik), bersama dengan data dari

program Plankton Perekam berkelanjutan (Colebrook 1979) (lihat Bab 9), untuk mensintesis

pandangan komparatif plankton ekologi di bagian utara dari dua cekungan laut

besar. Analisis ini dilakukan sebelum penemuan keterbatasan besi dalam hal ini dan bagian

lain dari laut dunia (Martin dan Fitzwater 1988) tetapi pengamatan dan kesimpulan masih

berlaku.

Dinamika musim semi yang mekar di perairan beriklim sedang, menggunakan bahan

dari Samudera Atlantik. Sekarang kita akan melihat bahwa tampaknya ada perbedaan

sistematis dalam dinamika yang mekar antara Atlantik dan Pasifik cekungan. Data primer-

produksi menunjukkan bahwa pada stasiun cuaca laut I (OWSI) di Atlantik, kedatangan

musim semi yang mekar pada bulan April ditandai dengan peningkatan tajam dalam

produktivitas primer dari sekitar 20 sampai lebih dari 300 mg C m-2 d-1 , sementara pada

OWSP di Pasifik ada peningkatan lambat dalam produktivitas antara Januari dan Juli, lebih

dari tentang berbagai nilai yang sama. Pola perubahan biomassa juga berbeda dalam dua

jenis. Di Atlantik perubahan biomassa fitoplankton oleh urutan besarnya antara musim dingin

dan musim panas, sementara di Pasifik hanya ganda selama periode yang sama. Perbedaan

antara dua cekungan ini memiliki asal-usul mereka di kedalaman musim dingin yang berbeda

dari lapisan campuran. Di Atlantik Utara itu lebih besar dari 200 m, sedangkan di Pasifik

Utara itu adalah sekitar 100 m. (Perbedaan ini, pada gilirannya, dapat dijelaskan dalam hal

siklus hidrologi global) Akibatnya, fitoplankton di Pasifik yang terkena rezim cahaya lebih

menguntungkan selama musim dingin dan mampu mempertahankan tingkat moderat

biomassa dan produksi. Sekitar 80% dari biomassa ini dalam bentuk kecil (<20 m) sel. Sel-

sel ini dimakan oleh protozoa, yang pada gilirannya dimangsa oleh dua atau tiga spesies

umum dari copepoda - Neocalanus plumchrus,Neocalanus cristatus, dan Calanus pacificus -

yang relatif besar dan hanya memiliki satu generasi per tahun. Oleh karena itu, tingkat

sederhana baik fitoplankton dan zooplankton biomassa dipertahankan melalui musim dingin

Pasifik Utara. Ketika permukaan air hangat di musim semi dan lapisan campuran menjadi

dangkal, merumput zooplankton hampir terus berpacu dengan peningkatan produktivitas

fitoplankton, sehingga biomassa fitoplankton meningkat secara perlahan.


a. Atlantik Utara subarctic

Di Atlantik Utara, sebaliknya, lapisan kedalaman campuran cukup besar bahwa produksi

fitoplankton hampir berhenti selama musim dingin. seperti Copepoda yang lebih

dominan, Calanus finmarchicus, juga disesuaikan dengan periode kelaparan yang dimiliki

pada musim dingin, tungau copepodites hidup di air dingin lebih dari 300 m dalam. Ketika

musim semi mulai mekar diatom di permukaan perairan ada di awal penggembalaan

zooplankton. Biomassa fitoplankton meningkat ke tingkat yang lebih tinggi, dan sebagian

besar mungkin tenggelam tanpa merumput di plankton. Kemudian, antara April dan

Juni, Calanus finmarchicuscopepodites naik ke lapisan permukaan, mereka menyelesaikan

pertumbuhan mereka, dan mulai berkembang biak. Di kebanyakan tempat calanoids ini,

lengkap beberapa generasi berturut-turut. Produksi denyutan zooplankton jauh lebih sempit

atau kecil di Atlantik daripada di Pasifik.

Terlepas dari perbedaan-perbedaan ekologi, dua daerah tersebut tampaknya

memilikitotal tingkat produksi yang sama dari fitoplankton dan mesozooplankton, dan

tentang populasi yang sama dari predator (misalnya, euphausiida, ubur-ubur, chaetognaths,

myctophids, cumi-cumi). Diperkirakan bahwa biomassa yang lebih konstan,seperti plankton

dalam sistem Pacific dapat mendukung sejumlah besar produksi ikan pelagis (seperti,ikan

salmon) sementara tenggelamnya diatom mekar di Atlantik dapat mendukung produksi ikan

bentik yang lebih besar.

Dalam perjalanan program Atlantic Meridional Transect, rincian biomassa plankton,

komposisi ukuran, dan produksi di Atlantik Utara pilin subarctic dicatat. Maranon et

al. (2001) mencatat bahwa pada musim panas fase oligotrophic picophytoplankton sekitar

56% dari fiksasi karbon dan lebih70% dari biomassa autotrophic. Sel besar (> 2 m)

mendominasi selama periode mekar musim semi, tetapi picophytoplankton selalu hadir dan

memberikan kontribusi untuk produksi yang sebanding dengan biomassa mereka. Atlantik

Utara subarctic gyres memiliki biovolumes lebih besar dari plankton, daripada subtropis

gyres di selatan. Meningkatnya proporsi mesozooplankton sepanjang transek ditunjukkan

dengan munculnya pola diurnal yang kuat dari biomassa di perairan permukaan. Transek,

pada sampel Mei, juga menunjukkan bahwa diameter rata-rata dari organisme jauh lebih

rendah daripada di pilin subtropis. Ini merupakan konsekuensi dari transisi Atlantik Utara dan

komunitas mekar diatom ke komunitas musim panas picoplankton dan grazers kecil.


b. Alaska gyre

Alaska gyre terletak di Teluk Alaska dan meluas ke barat ke dekat dateline. Pada saat

ini di sisi selatan ke arah timur-mengalir Subarctic (atau Pasifik Utara) dengan kecepatan

sekitar 10 cm s-1. Di bagian utara dan barat cukup kuat (> 30 cm s-1), seperti barat daya yang

mengalir ke Alaska Stream, sepanjang lereng benua Alaska dengan Kedua arus yang terus

menerus ke dasar laut. Arus Subarctic bifurkasio di bagian timur Pasifik Utara, menuju ke

utara untuk membentuk Alaska dan ke selatan untuk berkontribusi pada arus California . Di

tengah

Alaskan gyre ada upwelling musim dingin dengan kecepatan rata-rata 7 × 10-5 cm s-1

(6 cm d-1). Sistem ini sangat dipengaruhi, terutama di musim dingin, dengan sirkulasi

atmosfer di Aleutain yang rendah. Ketika sirkulasi tersebut rendah maka, transportasi utara di

Alaska sekarang dapat mendominasi transportasi ke selatan di California Current.

Kami melihat dalam Bagian 8.3.3 dimana Alaska gyre adalah habitat untuk saham

utama ikan salmon selama fase laut- dapat pergi dari kehidupan mereka. Variabilitas antar-

dekade dalam sifat pilin dikaitkan dengan perubahan besar dalam stok ikan, yang akan

dibahas dalam Bab 9. Sementara itu, Harrison et al . (1999) mengkaji fisika, kimia, dan

biologi dari gyre ini. Interpretasi data berbeda dari Parsons dan Lalli (1988), karena mereka

menunjukkan, penemuan penting dari keterbatasan besi untuk besarnya fitoplankton

(terutama diatom). oleh Martin dan Fitzwater (1988) secara dramatis mengubah pandangan

kita tentang Faktor mengendalikan produktivitas primer dari Stasiun P . Sekarang jelas

bahwa, subarctic Pasifik Utara adalah salah satu dari tiga tinggi nitrat, rendah klorofil

(HNLC) wilayah utama dunia.

Alaska gyre telah menjenuhkan kondisi nitrat di permukaan air sepanjang tahun, sekitar

16 pM di musim dingin dan sekitar 8 pM di musim panas. Biomassa fitoplankton rendah

(klorofil biasanya <0,5 mg m-3) dan didominasi oleh sel-sel kecil (<5 m). Produktivitas

primer sekarang diyakini berada di kisaran 140-215 g C m-2 y-1. Seperti di daerah besi-

terbatas lainnya, diperkirakan bahwa sel-sel kecil daerah besi tidak terbatas, tetapi

kelimpahan mereka dikendalikan oleh micrograzers. Pengamatan satelit menunjukkan

kejadian episodik biomassa fitoplankton tinggi, yang mungkin timbul dari deposisi debu yang

kaya zat besi tertiup dari Asia. Pemanfaatan nitrogen oleh fitoplankton di Stasiun P berasal

55% dari amonia yang didaur ulang, 24% dari urea, dan 21% dari upwelled nitrat.


BAB III

PENUTUPAN

3.1 Kesimpulan

Bahwa sirkulasi laut terkait erat dengan sirkulasi atmosfer. Hanya perbedannya pada

pemanasan matahari antara lintang rendah dan tinggi, hubungannya dengan rotasi

bumi yang menyebabkan angina barat dan angin perdagangan yang mendorong setiap

gyres subtropis utama anticyclonic.

Gyres Anticyclonis dapat dikelompokkan secara permanen (meskipun dengan

perubahan musiman dalam ketebalan lapisan campuran) dan air di permukaan

memiliki tingkat nutrisi yang rata-rata rendah.

Gyres subartic memiliki periode stratifikasi pencampuran musim panas dan musim

dingin, sehingga ada suntikan musiman nutrisi untuk memasuki perairan. Di Atlantik

Utara tampaknya fitoplankton tumbuh, karena terjadi ketika populasi zooplankton di

perairan permukaan berada pada tingkat yang rendah, sehingga banyak dari biomassa

plankton tenggelam tanpa menyerempet.

Di Pasifik, di sisi lain, kedalaman pencampuran musim dingin lebih terbatas, dan sel-

sel fitoplankton kecil mampu mempertahankan tingkat produksi primer yang

sederhana sepanjang musim dingin, meskipun fitoplankton yang lebih besar terbatas.

Kondisi ini mendukung populasi zooplankton, ketika musim semi mekar dimulai,

mereka mampu untuk mengimbangi pertumbuhan fitoplankton dan mencegah

akumulasi biomassa. Oleh karena itu, produksi biologis di Pasifik Utara tampaknya

kurang kuat berdenyut daripada di Atlantik.

Sementara gyres laut utama dan formasi cincin yang terkait juga diakui dan telah

dipelajari secara ekstensif, sekarang diyakini bahwa pusaran dapat menembus semua

bagian dari lautan.

Dengan menggunakan seri lama melalui pengamatan yang dekat dengan pulau

Bermuda dan Hawaii, dalam hubungannya dengan pengamatan distribusi satellite dan

kelimpahan pusaran siklon, telah menunjukkan bahwa fitur mesoscale sangat

meningkatkan produktivitas subtropics gyres.


3.2 Saran

Mahasiswa harus mampu memahami tentang arus di laut dengan mengetahui apa saja

unsure biologi yang terdapat pada putaran arus gyres, eddies, dan rings. Sehingga diharapkan

makalah ini bermanfaat guna menambah kemampuan tentang marine.


Daftar Pustaka

Fitriani, Riesni. 2011. Perambatan Gelombang Rossby di Perairan Samudera Hindia

Menggunakan Metode Wavelet. Skripsi : Bogor

Mann, K.H and Lazier, J.R.N. 2006. Dinamics of Marine Ecosystems. Blackwell : Canada


makalah dinamika ekosistem laut kel.7 p01 (1)

Documents