SISTEM IKLIM BUMI

Nama :  Mudina Handayani/ J1C110043

SISTEM IKLIM BUMI

Iklim adalah keadaan faktor yang paling kuat mengatur distribusi global terestrial biomes. Bab ini menyediakan latar belakang umum pada fungsi iklim yang berinteraksi dengan sistem dan kimia atmosfer, lautan, dan tanah.

Pendahuluan

Iklim merupakan kunci distribusi kontrol atas  ekosistem bumi. Suhu dan ketersediaan air menentukan tingkat di mana banyak reaksi biologi dan kimia dapat terjadi. Laju reaksi ini mengontrol proses kritis ekosistem, seperti produksi bahan organik oleh tanaman dan dekomposisi yang oleh mikroba. Iklim juga mengontrol pelapukan batu dan pengembangan tanah, yang pada gilirannya mempengaruhi proses ekosistem. Pemahaman penyebab temporal dan spasial variasi iklim penting untuk memahami pola proses ekosistem global. Iklim dan variabilitas iklim ditentukan oleh jumlah radiasi yang masuk, komposisi kimia dan dinamika atmosfer, dan karakteristik permukaan bumi. Sirkulasi atmosfer dan lautan sebagai akibat pengaruh transfer panas dan kelembaban di sekitar planet dan dengan demikian sangat mempengaruhi pola iklim dan variabilitas mereka di dalam ruang.

Anggaran Energi  Bumi

Keseimbangan antara energi yang datang dan radiasi yang keluar menentukan energi yang tersedia untuk mendorong sistem iklim bumi. Pemahaman tentang komponen-komponen dari bumi yaitu anggaran energi menyediakan dasar untuk menentukan penyebab kejadian sekarang ini pada perubahan  iklim dalam jangka panjang. Matahari merupakan sumber energi dari hampir semua yang ada di  bumi. Suhu tubuh menentukan panjang gelombang oleh energi yang dipancarkan. Tingginya suhu matahari (6000k) menghasilkan pancaran radiasi energi tinggi dengan panjang gelombang dari 300 untuk 3000 nm. Ini termasuk (39 persen dari semuanya), near-infrared ( 53 % ), dan radiasi ultravioletnya ( 8 % ). Rata-rata 31 % dari radiasi yang masuk dipantulkan kembali ke ruang, karena untuk  refleksi  dari awan ( 16 % ) molekul udara, debu, dan kabut ( 7 % ) dan dari permukaan bumi ( 8 % ). 20%  termasuk radiasi yang diserap oleh atmosfer, terutama oleh ozon di lapisan atas atmosfer dan oleh awan dan uap air ditransfer panas ke udara dari permukaan yang hangat ke atmosfer atasnya yang dingin dan 5 % kehilangan energi terestrial. Panas diserap dari permukaan ketika air menguap kemudian dilepaskan ke atmosfer ketika uap air mengembun, mengakibatkan pembentukan awan dan hujan.

          Sisa 49 %  isi bumi yang terdiri dari permukaan seperti difusi radiasi yang diserap. Dari tahun ke tahun keadaan bumi dalam keadaan radiative keseimbangan, yang berarti bumi akan melepaskan seperti energi yang banyak diserap. Rata-rata, bumi mengeluarkan 79 % dari penyerapan energi seperti energi yang lemah, radiasi yang panjang (3.000 untuk 30,000nm), karena temperatur permukaan yang relatif rendah ( 288 K. ). Sisa energi yang ditransfer dari bumi ke permukaan  atmosfer oleh penguapan air (pemanasan fluksi ) ( 16 % kerugian terestrial energi) atau dengan transfer panas ke udara dari permukaan panas atmosfer ditransfer keperukaan yang dingin (pemanasan fluksi) ( 5 % kerugian  terestrial energi. Panas yang diserap dari permukaan ketika air menguap kemudian dilepaskan ke atmosfer ketika uap air mengembun, maka menghasilkan pembentukan awan dan curah hujan. Meskipun atmosfer mengirimkan sekitar setengah dari radiasi yang masuk ke bumi, tetapi bumi menyerap sebanyak 90 %.

          Anggaran secara global rata-rata energi yang diuraikan di atas memberikan kita rasa faktor-faktor kritis yang mengendalikan sistem iklim global, namun iklim mencerminkan spasial variabilitas dalam pertukaran energi dan panas oleh atmosfer dan lautan. Bumi mengalami pemanasan yang lebih besar di katulistiwa dari di kutub, dan itu berputar pada sumbu. yang miring. Benua yang tersebar merata di atas permukaan, dan yang oseanik dan fisika dan kimia atmosfer yang dinamis yang bersifat variabel. Pemahaman lebih mendalam tentang atmosfer dan lautan merupakan hal yang penting oleh karena itu diperlukan untuk memahami keadaan lingkungan dan pengolahan energi dan dengan segala konsekuensi bagi ekosistem planet.

Sistem Atmosfer (Susunan Atmosfer dan Kimia)

Komposisi kimia dari atmosfer menentukan perannya di dalam anggaran bumi. energi pada atmosfer merupakan sebagai labu reaksi raksasa, yang berisi ribuan senyawa kimia yang berbeda dalam bentuk gas dan partikel dan reaksinya berjalan lambat dan cepat. Reaksi ini mengontrol komposisi atmosfer dan banyak proses fisik, seperti pembentukan awan. Proses-proses fisik ini, pada gilirannya, menghasilkan dinamik gerakan penting mendistribusikan kembali energi.

Lebih dari 99,9% dari atmosfer bumi terdiri dari nitrogen, oksigen, dan argon. Karbon dioksida berupa gas yang paling melimpah hanya meyumbang 0,0367 % dari atmosfer. Persentase ini cukup konstan di sekitar dunia dan hingga 80 km ketinggian dari atas permukaan. Keseragaman yang mencerminkan fakta bahwa gas-gas ini memiliki panjang rata-rata dikali (MRTs) di atmosfer. MRT dihitung sebagai massa total dibagi dengan fluks masuk atau keluar dari atmosfer selama jangka waktu tertentu. Nitrogen mempunyai  MRT 13 juta tahun; O2, 10.000 tahun; dan CO2, 4 tahun. Sebaliknya, MRT untuk uap air adalah hanya sekitar 10 hari, sehingga konsentrasinya di atmosfer sangat bervariasi, tergantung pada variasi regional dalam penguapan permukaan, curah hujan, dan transportasi horisontal uap air. Beberapa gas radiatif aktif paling penting, seperti CO2, N2O, CH4, dan CFC, bereaksi relatif perlahan-lahan di atmosfer dan memiliki tempat beberapa kali  tahun untuk puluhan tahun.

Gas lainnya jauh lebih reaktif dan memiliki waktu beberapa hari untuk waktu bulan. Spesies reaktif terjadi dalam jumlah kecil dan membuat kurang dari 0,001% volume atmosfer. Karena gas lainnya memiliki reaktivitas yang besar sehingga mereka cukup variabel dalam waktu dan tempat. Beberapa konsekuensi dari reaksi antara spesies jejak ini, seperti asap, hujan asam, dan penipisan ozon, mengancam kelangsungan dari sistem ekologi (Graedel dan Crutzen 1995).

Beberapa gas atmosfer sangat penting untuk kehidupan. Organisme yang berfotosintesis menggunakan CO2 dengan cahaya untuk memproduksi materi organik yang akhirnya menjadi sumber makanan dasar untuk semua hewan dan mikroba. Kebanyakan organisme juga memerlukan oksigen untuk metabolisme respirasi. Pada nitrogen (N2) membentuk 78% dari atmosfer. Hal itu tidak tersedia untuk kebanyakan organisme, tetapi bakteri mengubahnya dan memperbaikinya menjadi nitrogen biologis yang akhirnya digunakan oleh semua organisme dalam membangun protein. Gas lainnya, seperti karbon monoksida (CO), nitrat oksida (NO), N2O, CH4, dan senyawa karbon organik volatil seperti Terpen dan isoprena, adalah produk dari tanaman dan aktivitas mikroba. Beberapa, seperti troposfer ozon (O3), yang dihasilkan di atmosfer sebagai produk reaksi kimia yang melibatkan keduanya biogenik (biologis diproduksi) dan antropogenik gas yang pada konsentrasi tinggi dapat merusak tanaman, mikroba, dan manusia.

Atmosfer juga berisi aerosol, partikel kecil yang bergantung di udara. Beberapa partikel aerosol timbul dari letusan gunung berapi dan dari tiupan debu dan garam laut. Kandungan atmosfer lain yang diproduksi oleh reaksi dengan gas dari sumber-sumber polusi dan pembakaran biomassa. beberapa aerosol hidroscopik memiliki afinitas untuk air. Aerosol yang terlibat dalam reaksi dengan gas dan bertindak sebagai inti kondensasi awan di mana uap air mengembun untuk membentuk tetesan awan. Bersama-sama dengan gas dan awan, aerosol menentukan reflektivitasnya ( albedo ) atmosfer dan karena itu mengerahkan kontrol atas anggaran utama energi atmosfer.

Penyebaran (refleksi) radiasi gelombang pendek masuk oleh aerosol mengurangi radiasi mencapai  permukaan bumi yang cenderung mendinginkan iklim. Belerang yang dilepaskan ke atmosfer oleh letusan Gunung Pinatubo di Filipina pada tahun 1991, misalnya, disebabkan pendinginan atmosfer yang sementara diseluruh dunia.

Awan memiliki efek kompleks anggaran bumi  terhadap radiasi. Semua awan memiliki albedo yang relatif tinggi dan mencerminkan radiasi gelombang pendek yang masuk dari permukaan bumi yang lebih gelap. Namun, awan terdiri dari uap air, yang sangat efisien menyerap panjang gelombang radiasi. Semua awan menyerap banyak panjang  gelombang radiasi yang menimpa awan tersebut dari permukaan bumi. Proses pertama (mencerminkan radiasi gelombang pendek) memiliki efek pendinginan oleh mencerminkan energi yang masuk kembali ke ruang. Efek kedua (menyerap gelombang panjang radiasi) memiliki efek pemanasan, dengan menjaga energi dalam sistem bumi  dengan berdiam di dalam ruang. Keseimbangan dua efek ini tergantung pada ketinggian awan. Refleksi dari radiasi gelombang pendek biasanya mendominasi keseimbangan dalam awan tinggi, menyebabkan pendinginan, sedangkan penyerapan panjang gelombang radiasi umumnya mendominasi dalam awan rendah, memproduksi  efek pemanasan.

Struktur Atmosfer

Tekanan atmosfer dan kepadatan menurun dengan ketinggian di atas permukaan bumi. Rata-rata struktur vertikal dari atmosfer mendefinisikan empat relatif lapisan yang berbeda suhu profil. ditandai dengan atmosfer yang sangat kompresibel, dan gravitasi membuat sebagian besar massa dari atmosfer dekat ke permukaan bumi. Tekanan yang ditentukan oleh keadaan massa, menurun secara eksponensial dengan tinggi.  Penurunan kerapatan partikel udara cenderung untuk mengikuti tekanan. Hubungan antara tekanan, kepadatan, dan tinggi dapat digambarkan dalam persamaan hidrostatik.

dimana P adalah tekanan, h adalah tinggi, r adalah kepadatan dan g adalah percepatan gravitasi. Hidrostatik persamaan ini menyatakan bahwa perubahan vertikal tekanan seimbang oleh kepadatan dan percepatan gravitasi yang bervariasi dengan garis lintang. Karena bergerak di atas permukaan terhadap tekanan rendah dan kerapatan, gradien tekanan vertikal juga berkurang. Selain itu, karena udara hangat lebih kecil suhunya  dari pada udara dingin, tekanan jatuh dari ketinggian lebih lambat hangat dari pada dingin.

Troposfer adalah lapisan atmosfer yang terendah dan berisi sebagian besar massa atmosfer (Fig. 2.3). Troposfer dipanaskan terutama dari bagian bawah dan fluks panas  dan oleh panjang gelombang radiasi dari permukaan bumi. Karena itu menurun dengan suhu tinggi di troposfer. Di atas troposfer adalah stratosfer, yang, tidak seperti troposfer, dipanaskan dari atas. Penyerapan radiasi UV oleh O3 di stratosfer atas menghangatkan udara. Ozon terkonsentrasi di stratosfer karena keseimbangan antara ketersediaan gelombang pendek UV diperlukan untuk split molekul-molekul oksigen (O2) ke atom oksigen (O) dan tinggi kepadatan molekul cukup untuk  yang diperlukan tumbukan antara atom O dan O2 molekul  untuk membentuk O3.

Sirkulasi Atmosfer

Penyebab mendasar sirkulasi atmosfer adalah penghangatan permukaan bumi. Khatulistiwa menerima radiasi matahari masuk lebih dari pada Polandia karena bumi bulat. Di Ekuator, sinar matahari hampir tegak lurus terhadap permukaan pada siang hari matahari. Di bawah matahari sudut berpengalaman lintang tinggi, sinar matahari tersebar luas permukaan (Fig.2.5), mengakibatkan kurang radiasi yang diterima per satuan luas tanah. Selain itu, sinar matahari memiliki jalur lagi melalui atmosfer, sehingga radiasi masuk lebih menyerap matahari  dan tersebar sebelum mencapai permukaan. Hal ini terlihat seperti tidak adil, pemanasan bumi menghasilkan suhu troposfer yang lebih tinggi di daerah tropis dari pada di kutub dilihat dari giliran sirkulasi atmosfer. Sirkulasi atmosfer memiliki komponen vertikal dan horisontal (Fig. 2.6). Transfer energi dari permukaan bumi ke atmosfer oleh fluks panas laten  dan gelombang panjang radiasi menghasilkan kuat pemanasan pada permukaan.

Bentuklahan Efek pada Iklim

Distribusi spasial tanah, air, dan pegunungan memodifikasi tren latitudinal umum iklim. Kapasitas panas yang lebih besar dari air dibandingkan dengan tanah mempengaruhi sirkulasi atmosfer di tingkat lokal dengan skala benua. Musiman pembalikan angin (monsoon) di bagian Timur Asia, misalnya, umumnya didorong oleh diferensial Suhu respon tanah dan yang berdekatan laut. Selama belahan bumi utara\ musim dingin, tanah lebih dingin dari laut,
sehingga menimbulkan udara padat dingin yang mengalir ke selatan seluruh India ke laut. Di musim panas, namun, tanah memanaskan relatif terhadap laut. Pemanasan tanah memaksa udara untuk meningkat, pada gilirannya menggambar di udara permukaan basah dari laut. Kondensasi uap air di udara lembab naik menghasilkan sejumlah besar curah hujan. Utara migrasi perdagangan angin di musim panas meningkatkan aliran udara darat, dan topografi pegunungan utara India meningkatkan gerak vertikal, meningkatkan proporsi uap air yang diubah menjadi curah hujan. Bersama-sama, ini musiman perubahan dalam angin menimbulkan musiman diprediksi pola suhu dan curah hujan yang sangat mempengaruhi struktur dan fungsi
ekosistem.

Vegetasi Pengaruh Iklim

Vegetasi mempengaruhi iklim melalui efeknya pada anggaran permukaan energi. Iklim cukup sensitif terhadap variasi regional dalam vegetasi dan kadar air dari permukaan bumi. Albedo (fraksi gelombang pendek insiden radiasi yang dipantulkan dari permukaan) menentukan jumlah energi matahari diserap oleh permukaan, yang kemudian tersedia untuk transfer ke atmosfer sebagai radiasi gelombang panjang dan fluxes.Water turbulen umumnya memiliki Albedo rendah, sehingga danau dan lautan menyerap cukup surya energy.At ekstrim yang berlawanan, salju dan es memiliki Albedo yang tinggi dan karenanya menyerap radiasi matahari sedikit, memberikan kontribusi bagi kondisi dingin yang diperlukan untuk ketekunan mereka.
Vegetasi adalah penengah di Albedo, dan nilai umumnya menurun dari padang rumput (dengan mereka sangat reflektif berdiri daun-daun kering) untuk gugur hutan untuk hutan konifer gelap. Perubahan lahan baru-baru ini digunakan memiliki substansial diubah Albedo regional meningkatkan luas tanah telanjang terpapar. Itu Albedo tanah tergantung pada jenis tanah dan basah namun sering lebih tinggi dari vegetasi, terutama di iklim kering. Akibatnya, secara berlebihan dapat meningkatkan Albedo, mengurangi energi penyerapan dan transfer energi ke atmosfer. Hal ini menyebabkan pendinginan dan penurunan, yang dapat mengurangi curah hujan dan kapasitas vegetasi untuk pulih dari penggembalaan ternak yang berlebihan. Besarnya besar banyak lahan permukaan masukan terhadap iklim menunjukkan bahwa perubahan lahan permukaan dapat menjadi penting kontributor iklim regional perubahan.

Temporal Variabilitas Iklim dalam Perubahan Jangka Panjang

Jangka panjang perubahan iklim terutama didorong oleh perubahan masukan surya dan perubahan atmosfer komposisi. Iklim bumi adalah dinamis sistem yang telah berubah berulang kali, memproduksi sering, dan kadang-kadang tiba-tiba, perubahan iklim, diwujudkan oleh serangkaian dramatis glasial zaman dan permukaan laut perubahan. Letusan gunung dan asteroid dampak kontribusi terhadap perubahan dengan mempengaruhi penyerapan atau refleksi dari matahari energi. Gunung bangunan dan erosi dan pergeseran benua telah memodifikasi pola atmosfer dan laut circulation.The primer memaksa bertanggung jawab atas evolusi Bumi iklim, bagaimanapun, telah terjadi perubahan pada input radiasi matahari, yang telah meningkat selama banyak dari 4 miliar tahun, ketika matahari telah jatuh. Pada skala waktu yang lebih pendek, masukan surya telah bervariasi terutama karena perubahan diprediksi dalam Bumi orbit.

Antartahunan Variabilitas Iklim Banyak variasi dalam iklim antartahunan dikaitkan dengan perubahan besar-besaran dalam atmosfer-laut sistem. Ditumpangkan pada variabilitas iklim jangka panjang yang antartahunan variasi yang telah dicatat oleh petani, nelayan, dan naturalis selama berabad-abad. Beberapa variabilitas ini menunjukkan mengulangi geografis dan temporal pola. Satu dari fenomena yang telah menerima cukup Perhatian adalah El Niño / selatan osilasi (ENSO) (Webster dan Palmer 1997, Federov dan Philander 2000). ENSO peristiwa merupakan bagian dari interaksi skala besar, air laut bahwa perubahan pasangan tekanan atmosfer (yang osilasi selatan) dengan perubahan di laut Suhu (El Nino) di atas khatulistiwa Samudera Pasifik. Peristiwa ENSO telah terjadi,rata-rata, setiap 3 sampai 7 tahun selama masa lalu abad, dengan ketidakteraturan yang cukup (Trenberth dan Haar 1996). Tidak ada peristiwa terjadi antara 1943 dan 1951, misalnya, dan tiga peristiwa besar terjadi antara 1988 dan 1999. Dalam kebanyakan tahun, angin perdagangan timur mendorong air permukaan yang hangat dari arah barat Pasifik sehingga lapisan air permukaan hangat lebih di Pasifik Barat daripada di timur (Gambar 2.9 dan 2.19). Hangat yang dihasilkan perairan di Pasifik Barat terkait dengan pusat tekanan rendah dan mempromosikan konveksi dan curah hujan yang tinggi di Indonesia. Itu lepas pantai pergerakan air permukaan di Timur Pacific mempromosikan upwelling dari dingin, lebih dalam air lepas pantai Ekuador dan Peru. Ini, dingin perairan yang kaya nutrisi dukungan perikanan produktif (lihat Bab 10) dan mempromosikan penurunan dari udara atas, mengarah untuk pengembangan tekanan tinggi pusat dan curah hujan yang rendah. Kadang-kadang, bagaimanapun, Pasifik tekanan tinggi dan Indonesia tekanan rendah pusat melemah, dan perdagangan timur melemah. Permukaan hangat perairan kemudian bergerak ke arah timur, membentuk lapisan air hangat di Pasifik timur. Hal ini melemahkan atau dimatikan upwelling yang air dingin, mempromosikan konveksi atmosfer dan curah hujan di pesisir Ekuador dan Peru. The dingin perairan di Pasifik barat, Sebaliknya, menghambat konveksi, mengarah ke kekeringan di Indonesia, Australia, dan India.

Hubungan Iklim ekosistem Distribusi dan Struktur

Iklim merupakan penentu utama global distribusi bioma. Utama jenis ekosistem (pelat 1) dan produktivitas mereka menunjukkan hubungan diprediksi untuk iklim variabel seperti suhu dan kelembaban (Holdridge 1947, Whittaker 1975) (Gambar 2.21; Piring 2). Pemahaman tentang penyebab geografis pola iklim, seperti yang disajikan dalam bab ini, sehingga memungkinkan kita untuk memprediksi distribusi bioma utama bumi dengan mereka karakteristik pola produktivitas dan keberagaman.

Mid-lintang gurun, padang rumput, dan shrublands terjadi pada interior benua, khususnya dalam bayangan hujan dari pegunungan. Mereka memiliki curah hujan yang rendah dan tak terduga, musim dingin suhu rendah, dan suhu yang lebih besar ekstrim dari gurun tropis. sebagai presipitasi meningkat, ada transisi bertahap dari padang gurun menjadi padang rumput ke semak. Sedang hutan basah terjadi pada pantai barat dari benua pada 40 sampai 65 ° N dan S, di mana baratan bertiup melintasi laut relatif hangat memberikan sumber berlimpah kelembaban dan migrasi rendah Tekanan pusat terkait dengan bagian depan kutub mempromosikan curah hujan yang tinggi. Winters ringan, dan musim panas yang sejuk. Hutan beriklim terjadi di pertengahan garis lintang, di mana ada cukup curah hujan pada pohon dukungan. Bagian depan kutub bermigrasi utara dan selatan dari hutan-hutan dari musim panas ke musim dingin, menghasilkan sangat musiman iklim. Shrublands Mediterania terletak di pantai barat benua. Di musim panas, subtropis samudera tekanan tinggi pusat dan dingin arus pesisir upwelling
menghasilkan iklim yang kering hangat. Di musim dingin, karena angin dan sistem tekanan bergerak ke arah khatulistiwa, badai dihasilkan oleh front kutub memberikan terduga curah hujan.