BAB I
PENDAHULUAN
Perairan pantai (mulai dari pantai/pasang tertinggi sampai landas continental) dipengaruhi oleh siklus musiman suhu hangat dan suhu dingin laut terbuka, dan di daerah beriklim campuran dapat bergantian antara dangkal dan dalam dengan cara yang sama seperti perairan terbuka. Namun, prosesnya sangat rumit oleh faktor-faktor yang spesifik di wilayah pesisir. Yang pertama adalah kedangkalan, dimana percampuran air dapat terjadi hingga ke dasar perairan. Karena jasad renik yang mati, detritus cenderung terakumulasi dan terurai di dasar, nutrisi yang dihasilkan dapat terbawa ke permukaan air secara cepat digunakan dalam proses fotosintesis. Faktor penting kedua adalah kehadiran arus pasang surut yang menciptakan turbulensi di dalam air. Jika kedalaman tidak terlalu besar dalam kaitannya dengan kekuatan arus pasang surut. Hal spesifik yang ketiga adalah halangan terhadap proses adveksi yang ditimbulkan oleh tepi pantai itu sendiri. Misalnya, jika air permukaan didorong oleh angin jauh dari pantai, satu-satunya cara untuk mengganti dengan naiknya masa air dari bawah/ upwelling. Karena air yang naik tadi mengandung nutrisi yang banyak, daerah upwelling ini cenderung menjadi area yang produktivitasnya sangat bagus. Ketika stratifikasi pertama terbentuk, fitoplankton terkumpul pada lapisan campuran yang cerah dan produktivitasnya meningkat. Di daerah dimana stratifikasi telah ada untuk waktu yang relatif lama, nutrisi dalam lapisan campuran menjadi habis/berkurang dan pembaruan dari bawah dihambat oleh pycnocline, sehingga produksi primer cenderung menjadi tertekan. Oleh karena itu, stratifikasi dapat bertindak positif atau negatif pada produksi primer.Di laut terbuka, stratifikasi hampir selalu disebabkan oleh perbedaan suhu antar lapisan. Di perairan pantai faktor tambahan yang sangat penting harus dipertimbangkan-yaitu, aliran air tawar dari tanah. Setelah salinitas mendekati nol, itu lebih ringan daripada air laut dan mengisi permukaan perairan menciptakan stratifikasi yang dapat menimbulkan perbedaan suhu antar lapisan. Selanjutnya lapisan permukaan ini, menjadi kurang padat, naik lebih tinggi pada permukaan laut, menciptakan aliran air yang mengalir karena perbedaan salinitas atau berat jenis. Karena aliran ini tergantung pada daya apung, mereka dikenal sebagai arus permukaan. Salah satu cara untuk memahami hubungan yang kompleks antara proses fisik dan biologi di perairan pantai adalah untuk melihat mengalirnya air tawar sebagai mekanisme ke arah stratifikasi yang lebih besar sementara arus karena angin dan mekanisme arus pasang surut cenderung menyebabkan turbulensi di kolom air dan memecah stratifikasi. Di laut terbuka, gradien horisontal kecil dan proses vertikal mengontrol distribusi panas, garam, nutrisi, dan faktor lainnya. Namun, di muara sungai dan di lapisan continental, gerakan horisontal air dan gradien horisontal cenderung besar untuk menentukan distribusi materialnya. Arus Coriolis dan keseimbangan geostrophic adalah fitur penting dari arus horisontal.
BAB II
PENGARUH CORIOLIS DAN KESEIMBANGAN GEOSTROPIK
2.1 Efek Coriolis
Efek Coriolis, sebagaimana disebutkan dalam bab terakhir adalah defleksi yang jelas untuk hak di belahan bumi utara dan ke kiri di belahan bumi selatan benda bepergian di atas permukaan bumi. Defleksi ini disebabkan oleh rotasi bumi, seperti yang diilustrasikan pada Gambar. 4.01. Pertimbangkan dulu orang di O di Gambar. 4.01 (a) yang melempar bola di matahari seperti naik di timur (E). (Mari kita abaikan gesekan udara dan gravitasi yang akan membawa bola turun ke bumi.
Setelah satu jam (Gambar. 4.01b), setelah matahari terbit di atas cakrawala sepanjang jalan miring sampai ke kanan di belahan bumi utara dan ke kiri di selatan belahan. Apakah bola yang dilemparkan ke arah E masih menuju E atau itu menuju ke arah matahari?
Karena tidak ada gesekan antara bumi dan bola, bola bergerak dalam
garis lurus relatif terhadap matahari dan bintang-bintang sementara bumi berputar di bawahnya. Bola terus langsung ke arah matahari sementara cakrawala bergerak dengan bumi seperti ditunjukkan pada Gambar. 4.01 (b). Setiap titik di ufuk timur bergerak ke bawah dan di sebelah kiri bola, dan titik E di bumi adalah dalam arah yang berbeda relatif terhadap bintang tetap daripada ketika bola terlempar.
Tingkat defleksi dapat dihitung sebagai berikut. Titik E, seperti semua titik lain di bumi, bergerak mengelilingi sumbu bumi sekali sehari dalam lingkaran yang terletak tegak lurus dengan sumbu. Gerakan sepanjang lingkaran ini dalam derajat atau radian per detik ditunjukkan pada Gambar. 4.01 (b) dengan panah bertuliskan Ù. ini gerak dapat dibagi menjadi dua komponen, satu paralel dan satu tegak lurus ke cakrawala. Komponen paralel Ù sinÖ, di mana Ö is garis lintang. Posisi pengamat, sedangkan komponen tegak lurus terhadap cakrawala adalah Ù cosÖ. Komponen sepanjang cakrawala adalah salah satu yang menarik bagi kami karena adalah penyebab dari defleksi jelas bola. Bola bergerak di lurus garis, sementara cakrawala berputar ke kiri pada tingkat sudut Ù sinÖ.
Earthlings, bagaimanapun, merasa jauh lebih nyaman untuk mengabaikan fakta bahwa berputar bumi dan menganggap bahwa itu tetap tidak bergerak sementara matahari dan bintang-bintang bergerak di langit. Fakta bahwa benda-benda, seperti bola, dibelokkan dari aslinya tentu saja dicatat oleh kekuatan yang diciptakan oleh matematikawan untuk merupakan efek yang disebabkan oleh rotasi bumi. Gaya ini imajiner, gaya Coriolis, menghasilkan situasi diilustrasikan pada Gambar. 4.01 (c). Di sini bumi tetap tidak bergerak sementara Coriolis mendorong bola ke kanan, berikut matahari terbit, dengan kecepatan sudut Ù sinÖ. Derivasi dari Coriolis kekuatan dari tingkat sudut defleksi diberikan dalam Kotak 4.01.
Pikiran" percobaan yang disarankan pada Gambar. 4.01 adalah, tentu saja, tidak mungkin untuk tampil karena gravitasi membawa bola kembali ke bumi sebelum matahari telah pindah jumlah yang cukup, tetapi defleksi merupakan faktor yang sangat penting dalam penerbangan peluru artileri yang dipisahkan dari bumi untuk jangka waktu yang signifikan. Cara lain yang umum untuk menunjukkan rotasi bumi adalah dengan Foucault.
Gambar. 4.01 (a) Orang di O baru saja dilempar bola ke arah matahari terbit di timur (E). (b) Satu jam kemudian bumi memiliki di putar pada porosnya dan pindah cakrawala ke kiri dan turun relatif terhadap matahari dan bintang-bintang. Bola terus menuju matahari karena tidak terhubung ke bumi. (c) Jika cakrawala diasumsikan tetap diam, terbitnya matahari tampaknya karena gerakan matahari sendiri daripada rotasi bumi, dan fakta bahwa bola berubah arah matahari ini disebabkan oleh "fiktif" gaya Coriolis yang menarik bola ke kanan di belahan bumi utara, tetapi ke kiri di belahan bumi selatan.
Box 4.01 Parameter Coriolis
Tingkat sudut defleksi tidak dapat digunakan secara langsung dalam persamaan gerak yang mengharuskan efek dijelaskan dalam hal kekuatan atau percepatan per unit massa. Percepatan yang harus ada untuk menjelaskan defleksi diamati dapat berasal berikut Pond and Pickard (1983) dengan bantuan dari Gambar. 4.01 (c). asumsikan bola awalnya terlempar dari O ke E tetapi dibelokkan ke kanan untuk mendarat di X. Jarak dari O ke E adalah kecepatan bola, µ, kali waktu penerbangan, t. Sudut EOX adalah tingkat sudut defleksi, Ω sin f, kali waktu penerbangan, t. Defleksi dari E ke X kemudian produk dari t Ω sin f sudut, dan jarak µt:
Percepatan yang ada untuk menghasilkan perpindahan ini dimulai dari yang lain dapat sekarang dihitung dari rumus yang berkaitan perpindahan, d, dan percepatan, a, yang biasanya dibahas dalam kursus fisika dasar, yaitu, d=1/2 at2. Mengganti d = µt2Ωsin f in persamaan ini memberikan percepatan atau gaya per satuan massa sebagai 2 µΩsin f. Fµ Persamaan ini biasanya ditulis di mana f = 2 Ωsinf and disebut parameter Coriolis. Ekspresi 2 Ω sin f shows bahwa efek Coriolis adalah maksimum di utara tiang di mana f = 90 °, dan nol pada khatulistiwa di mana f = 0. Di belahan bumi selatan, f, lintang, negatif dan gaya Coriolis adalah dalam arah yang berlawanan; benda bergerak di atas permukaan bumi yang dibelokkan ke kiri. Arah bumi rotasi tidak berbeda dalam dua belahan tetapi arah gravitasi tidak berubah dan apa yang tampak seperti rotasi ke kanan di utara adalah rotasi ke kiri di selatan.
Pendulum (Gbr. 4.02). Ketika hati-hati diatur, seperti yang sering dilakukan di pusat-pusat ilmu pengetahuan, tidak ada gesekan antara pendulum panjang berayun dan bumi berputar. Karena tidak ada kekuatan untuk memutar bidang ayunan pendulum untuk mengikuti rotasi bumi, tetap tetap relatif terhadap matahari dan bintang-bintang sebagai bumi berputar bawahnya. Di utara bidang pendulum berputar searah jarum jam relatif terhadap bumi di Ω sin f tingkat, yang sama dengan komponen matahari gerak sejajar dengan cakrawala disebutkan di atas.
Waktu untuk sebuah revolusi lengkap dari pendulum relatif terhadap bumi disebut hari pendulum dan 24 / sin f hours panjang. Pada tiang pendulum hari adalah 24 jam, pada 45 ° itu adalah 34 jam, dan di khatulistiwa itu panjang tak terhingga, ketika sin f = 0. Seperti bola dilemparkan, sulit untuk melihat, pada pandangan pertama, bagaimana hari pendulum harus lebih dari hari. Seseorang harus, tentu saja, berhati-hati untuk memisahkan dua komponen rotasi yang masing-masing kurang dari total tingkat rotasi dan ingat bahwa periode.Masing-masing komponen adalah kebalikannya. Periode komponen tidak komponen sendiri dan tidak menambahkan hingga periode keseluruhan. Situasi ini adalah ilustrasi yang baik dari fundamental perbedaan antara vektor (rotasi) dan skalar (periode).
Gambar. 4.02 bidang pendulum ayunan tetap tetap relatif terhadap bintang-bintang, tetapi tampaknya untuk memutar ke kanan sebagai ruang berputar ke kiri dengan bumi pada Ω sinf rad h-1.
2.2 Keseimbangan Geostropik
Kekuatan coriolis merupakan faktor penting dalam arus laut karena gesekan pada air sangat kecil sehingga air bisa bergerak, seperti bola pada Gambar. 4.01 (a), selama bumi permukaan dan tetap terisolasi dari bumi berputar. Coriolis tidak gaya yang membuat air bergerak tetapi adalah kekuatan nyata yang mengalihkan aliran ketika air bergerak relatif terhadap bumi. Anggaplah, misalnya, bahwa semua air permukaan di wilayah di belahan bumi utara mulai bergerak ke selatan karena ada gradien tekanan dari utara ke selatan. The Coriolis mengalihkan aliran di sekitar sebelah kanan jalan selatan tersebut. Selama sekitar satu hari pendulum arah aliran datang sekitar ke kanan 90 derajat dan arah barat. Pada titik ini air bergerak barat sedangkan utara ke selatan tekanan gradien yang mulai air pada aliran yang masih dalam arah yang sama dan gaya Coriolis adalah menuju utara atau 90 ° ke kanan dari arah aliran.
Box 4.02 Persamaan Dari Keseimbangan Geostropik
Secara matematis, gerak geostropik diungkapkan oleh dua persamaan yang mendefinisikan keseimbangan kekuatan untuk timur-barat (sumbu x) dan utara-selatan (sumbu y) arah. dalam arah x persamaan adalah :
di mana gaya Coriolis (fv) sepanjang sumbu x yang seimbang dengan x komponen gradien tekanan di sisi kanan dari persamaan. Persamaan setara untuk y arah adalah :
Di sini y komponen gradien tekanan diimbangi oleh gaya Coriolis yang timbul dari aliran dalam arah x. Persamaan ini mengungkapkan hanya keseimbangan kekuatan. Tidak ada sumber atau penyerap energi termasuk di dalamnya. Karena aliran tegak lurus terhadap kekuatan, kekuatan tidak melakukan pekerjaan dan gerak berjalan terus selamanya. Skenario ini mungkin tampak sedikit realistis sebagai gesekan pada akhirnya harus mengubah gerakan panas, tapi itu adalah proses yang sangat lambat, meninggalkan pendekatan geostropik sebagai sangat akurat, terutama di laut dalam di mana gesekan kecil. Gaya Coriolis dan kekuatan gradien tekanan sekarang berada di arah yang berlawanan dan menyeimbangkan satu sama lain. Kondisi ini adalah keseimbangan geostropik. Keseimbangan geostropik adalah kejadian sehari-hari di atmosfer dan jelas dalam grafik cuaca harian yang menampilkan distribusi isobar. Aliran udara di sekitar rendah dan tekanan tinggi sistem sejajar dengan isobar - Tidak di antara mereka - karena udara dekat untuk menjadi seimbang geostropik. Ekspresi matematika mendefinisikan keseimbangan geostropik dibahas dalam Kotak 4.02
BAB III
MUARA
"Sebuah muara," menurut definisiPritchard(1967), adalah semi-tertutup tubuh pesisir air yang memiliki koneksi gratis dengan laut terbuka dan dalam yang laut air terukur diencerkan dengan air tawaryang berasal dari tanah drainase. The fjordistilah digunakan untuk muara curam-sisi ditemukan di sepanjang pantai pegunungan seperti diAlaska, BritishColumbia, Norwegia, Chili, dll.
Muara fitur ekonomis penting laut karena tinggi produktivitas biologi, kedekatan mereka ke kota-kota besar dengan limbah mereka, dan mereka meningkatnya penggunaan sebagai lokasi untuk budidaya. Berikut ini kita memeriksa proses yang berkontribusi terhadap pola sirkulasi yang khas dan menggambarkan berbagai jenis muara.
3.1 sirkulasi Estuari
Dari definisi itu jelas bahwa muara adalah sebuah teluk, bagian dari Teluk, atau sempit inlet di mana aliran air tawar dari darat telah mengurangi salinitas laut air. Aliran air tawar menyebabkan polasirkulasi karakteristik yang akan ditetapkan di muara yang segar, dan karena itu lebih ringan, air mengalir keluar dari muara di lapisan permukaan dan aliran yang lebih dalam membawa air dari terbuka laut ke muara (Gambar. 4.03). Ini "sirkulasi muara" diamati menjadi pola sirkulasi dominan dalam muara mana run-off moderat dan mana pencampuran dengan arus pasang surut lemah.
Kekuatan utama yang mendorong sirkulasi muara adalah tekanan horisontal gradien yang diciptakan oleh perbedaan densitas antara air tawar baru ditambahkan dan air garam penduduk. Kekuatan terletak pada lapisan permukaan dan diarahkan bawah muara, jauh dari sumber air tawar. Aliran yang dihasilkan, tergantung pada daya apung dari air tawar, biasanya disebut sebagai apung-driven aliran.
Asal usul gradien tekanan diilustrasikan pada Gambar. 4.04, di mana lapisan air tawar kepadatan ρ1 ignimbrit air kepadatan lebih tinggi, ρ2. Kami menganggap ada pada gradien tekanan horisontal di bagian bawah lapisan low-density atau setiap tingkat yang lebih. Dengan demikian, tekanan di A di bawah lapisan atas adalah sama.
Gambar. 4.03 Air segar masuk di kepala muara di sebelah kiri menciptakan sebuah nearsurface aliran air ringan dari muara dan aliran mendalam kompensasi dari asin air ke arah kepala muara. Lapisan atas akan lebih tebal karena bergerak menjauh dari sumber air tawar karena air garam entrained dari bawah.
Gambar. 4.04 Sebuah kolam air ringan, ρ1, terletak di atas dan di samping air kepadatan yang lebih besar, ρ2. Jika tekanan di A dan B adalah sama, ketinggian permukaan laut di atas A harus lebih tinggi dari di atas B.
sebagai tekanan pada B, yang pada tingkat yang sama seperti A tetapi di luar air tawar lapisan. Jika tekanan yang harus sama, berat air di atas dua poin harus sama dan kolom air ringan di atas A must, oleh karena itu, lebih tinggi dari kolom air lebih padat di atas titik B. Perbedaan ketinggian permukaan air di dua daerah, ∆h, dapat dihitung dengan menyamakan tekanan di A dengan tekanan pada B. Tekanan dihitung dengan mengalikan kerapatan kali air kali tinggi percepatan gravitasi yaitu, P = ρgh. Di atas A, kepadatan adalah ρ1 dan tingginya h + ∆h, sehingga tekanan adalah ρ1g (h + ∆h), dan di atas B kepadatan adalah ρ2 tapi tingginya hanya h, memberikan tekanan dari ρ2gh. Setelah menyamakan ekspresi ini, manipulasi sedikit mengarah ke rumus ∆h = h (ρ2 - ρ1) / ρ1
Sebagai contoh, mari lapisan air tawar dengan kepadatan ρ1 = 1000 kg m-3 memiliki ketebalan h = 2 m di atas lapisan yang lebih dalam dari kepadatan ρ2 = 1025 kg m-3. persamaan 4.04 menyatakan bahwa air di atas titik A, pada Gambar. 4.04, sekitar 5 cm lebih tinggi dari di atas titik B. Karena tekanan di A dan B adalah sama tidak ada kekuatan untuk memindahkan air horizontal antara dua titik. Pada semua poin di atas A, namun, tekanan lebih besar dari pada tingkat yang sesuai di atas B. tekanan yang lebih tinggi ini mendorong air di lapisan atas ke kanan pada gambar di atas air padat. Sebagai air ringan mengalir di atas lapisan yang lebih berat ke arah laut terbuka, turbulensi dalam air menyebabkan dua lapisan untuk campuran bersama-sama, yang mengurangi perbedaan yang ada antara dua lapisan. Lapisan atas menjadi lebih tebal, meningkatkan kepadatan, dan melambat. Pentingnya proses ini dengan sirkulasi di muara dijelaskan dalam Kotak 4.03.
Box 4.03 Keseimbangan Pasukan Di Muara
Penggerak sirkulasi adalah perbedaan tekanan yang diciptakan turun muara dengan air tawar di lapisan permukaan. Gaya ini (per satuan massa) dinyatakan secara matematis sebagai berikut :
Gaya menyeimbangkan dihasilkan oleh pencampuran antara lapisan atas dan bawah. Ketika bergerak cepat air atas ditukar dengan yang bergerak lambat air rendah, kekuatan yang dihasilkan yang memperlambat lapisan atas dan mempercepat lapisan bawah. Sebuah ekspresi matematika untuk gaya dimulai dengan persamaansebagai berikut :
yang merupakan persamaan difusi untuk fluks vertikal momentum dan analog ke Eqn. 2.11. Ke adalah difusivitas eddy dan dU / dz adalah gradien vertikal di mean kecepatan. Rumus menghitung fluks vertikal momentum melalui horisontal lapisan dz ketebalan. Selama jumlah yang sama momentum meninggalkan lapisan seperti yang memasukinya, tidak ada kekuatan sedang bekerja pada lapisan. Suatu gaya muncul ketika Lapisan adalah mendapatkan atau kehilangan momentum, yang terjadi ketika fluks vertikal tidak konstan dengan kedalaman. Situasi ini terjadi ketika salah satu difusivitas eddy atau kecepatan gradien bervariasi dengan kedalaman. Biasanya Ke dianggap konstan dan konvergensi atau perbedaan momentum tersebut diberikan untuk variasi dalam arus vertikal geser. Karena geser adalah hanya gradien kecepatan, gradien geser adalah gradien gradien kecepatan, yang biasa disebut kedua turunan dari kecepatan. Jadi jika Ke konstan gaya adalah :dan keseimbangan antara gradien tekanan ke bawah muara, dan hambatan dari air mendasari diungkapkan oleh persamaan tidak termasuk gaya Coriolis karena kita menganggap bahwa muara terlalu sempit untuk gaya ini menjadi penting. Aliran ini dianggap dua dimensi atau sama sepanjang setiap bagian dipotong memanjang sepanjang muara. Satu masalah dengan persamaan adalah bahwa hal itu tidak mungkin untuk pergi ke muara dan langsung mengukur besarnya baik gradien tekanan atau gaya drag. Hal ini juga diketahui bahwa difusivitas eddy bukan konstan tetapi fungsi waktu dan posisi. Persamaan ini, namun, sangat berguna karena dapat digunakan, berkaitan dengan persamaan lain yang diperlukan, untuk membangun sebuah model matematika dari aliran muara (Rattray dan Hansen 1962, Dyer 1973, Nunes Vas 1994). Kemudian aliran dan distribusi properti diprediksi oleh model dapat dibandingkan dengan distribusi yang diamati. Dengan menyesuaikan model untuk menghasilkan distribusi yang serupa dengan yang diamati adalah mungkin untuk menentukan mana yang paling penting Faktor mengendalikan sirkulasi.
Salah satu fitur sirkulasi muara yang diamati dalam model adalah aliran dalam air garam ke dalam muara. Aliran ini merupakan konsekuensi langsung dari bergolak pertukaran antara lapisan segar atas dan lapisan bawah segera. sebagai air di lapisan atas hasil dari muara menjadi lebih lambat dan lebih tebal karena difusi vertikal momentum. Pada penyebab difusi waktu yang sama air atas segar untuk ditukarkan dengan air yang lebih asin dan permukaan lapisan menjadi asin karena kemajuan dari muara. Salt kemudian diangkut dari muara oleh aliran keluar di lapisan atas. Dalam waktu gerakan ini akan menyebabkan air di muara untuk menjadi benar-benar segar, yang tidak terjadi karena aliran dalam mengembangkan dan membawa garam ke muara.
3.2 Sumber Turbulensi: Jumlah Richardson
Gerakan turbulen yang campuran lapisan atas segar muara dengan asin yang lapisan bawah dapat dihasilkan oleh sejumlah proses yang berbeda. gelombang pecah di permukaan dan kasar aliran atas bagian bawah dan sisi muara bisa menghasilkan sejumlah besar turbulensi, tapi kontribusi terbesar diberikan oleh turbulensi yang dihasilkan oleh pemecahan gelombang pada interface antara dua lapisan. Gelombang internal yang dihasilkan pada kepadatan antarmuka dengan gelombang angin di permukaan, fluktuasi tekanan di atmosfer, mengalir di atas penyimpangan di batimetri dasar, dan faktor lainnya.
Kemungkinan bahwa gelombang internal akan menjadi tidak stabil dan putus menjadi turbulensi biasanya diperkirakan dengan jumlah Richardson. jumlah ini adalah rasio dari dua kekuatan yang berlawanan - satu yang cenderung untuk menjaga antarmuka kerapatan tingkat dan satu yang cenderung untuk meningkatkan ukuran dari gelombang. Yang pertama dihasilkan oleh perubahan kepadatan di seluruh antarmuka, yang menciptakan daya apung memulihkan kekuatan (Bagian 3.2.3) yang cenderung membatasi amplitudo gelombang. energi untuk meningkatkan ukuran dari gelombang yang dihasilkan dari perbedaan kecepatan antara dua lapisan. Kekuatan gaya apung biasanya direpresentasikan dengan kuadrat frekuensi Brunt-Vaisala (Eqn. 3.04) sedangkan energi yang tersedia dalam aliran geser diwakili oleh kuadrat dari gradien kecepatan. The Nomor Richardson adalah rasio dari dua nilai:
Jika nomor ini tinggi gaya apung yang terkait dengan stratifikasi densitas kuat, dan gelombang pada antarmuka tidak tumbuh dan istirahat tetapi cenderung teredam keluar. Bahkan, jika rasio lebih besar dari 0,25, gelombang semua panjang gelombang stabil (Turner 1973). Jika perbedaan kepadatan berkurang atau meningkat geser sehingga Ri < 0.25, gelombang akan tumbuh dalam amplitudo dengan mengambil energi dari geser kecepatan dan akhirnya menjadi tidak stabil. Ketidakstabilan Kelvin-Helmholtz ini menyebabkan gelombang menggulung dan hancur menjadi patch turbulensi.
3.3 Perbedaan Tipe Muara
Sirkulasi muara diuraikan di atas ditemukan di banyak muara, tetapi ada sejumlah proses yang dapat mengubah pola dasar. Dalam beberapa muara kedalaman lereng lembut dari mana sungai mencapai permukaan laut dan aliran sungai yang kuat cukup untuk menyeret lapisan laut lebih jauh dari itu akan jika tidak ada aliran air tawar. Dalam kasus ini, lapisan atas dan bawah muncul seperti pada Gambar. 4.05. Karena bentuk baji-seperti lapisan bawah, lapisan ini disebut saltwedge muara. Posisi di mana lapisan bawah memenuhi perubahan bawah dengan kekuatan aliran di lapisan atas, dan dalam kasus Mississippi hal ini dapat bervariasi oleh lebih dari 200 km sepanjang tahun.
Gambar. 4.05 Muara garam wedge. Pada mulut sungai dangkal, tinggi run-off mungkin menyebabkan air asin harus didorong keluar dalam bentuk irisan.
Gambar. 4.06 muara pasang surut dicampur. Muara Sangat bergolak cenderung dicampur dengan baik vertikal. Isohalines, atau garis salinitas yang sama, hampir vertikal, dengan nilai tertinggi dekat laut dan nilai terendah di dekat sungai.
Mengubah salinitas pada batas wedge garam menyebabkan flokulasi dan tenggelamnya partikel halus dibawa dalam suspensi. Partikel-partikel ini terbawa ke darat di perairan yang lebih dalam dan berkonsentrasi pada ujung baji garam, sehingga menghasilkan zona kekeruhan tinggi, "kekeruhan maksimum," yang juga cenderung bergerak atas dan ke bawah muara sesuai dengan kekuatan aliran air tawar. dalam hal ini cara, partikel tenggelam didistribusikan di wilayah yang luas dan menyebabkan pembentukan flat lumpur pasang surut sehingga karakteristik dari muara. Dalam kelas kedua muara, muara sebagian dicampur, gesekan antara bagian bawah dan arus pasang surut menghasilkan turbulensi yang cukup untuk melemahkan vertikal stratifikasi. Muara ditunjukkan pada Gambar. 4.06, misalnya, menunjukkan ini lemah stratifikasi dibandingkan dengan yang ditunjukkan pada Gambar. 4.03. Alasan untuk parsial pencampuran, menurut Pritchard (1989) bisa disebabkan oleh aliran sungai menurun atau kedalaman atau meningkatkan arus pasang surut atau lebar.
Muara di dua kelas pertama memiliki kedalaman air cenderung meningkat ke arah mulut muara seperti yang disarankan dalam Gambar. 4.03, 4.05 dan 4.06. beberapa fjord memiliki profil kedalaman yang sama, namun banyak memiliki kusen dangkal dekat mulut dan mendalam cekungan di pedalaman seperti pada Gambar. 4.07. Air di lembah yang dalam terisolasi dari perairan landas kontinen dan memerah hanya pada tidak teratur interval ketika ada masuknya atas ambang air cukup padat untuk menggantikan mereka. Di atas kedalaman sill, fjord biasanya menunjukkan sirkulasi muara klasik. Perubahan densitas menyebabkan perpanjangan air di belakang kedalaman sill di gambarkan pada Gambar. 4.07. Penampang muara pada Gambar. 4.07 (a) menunjukkan batimetri dari fjord dengan ambang di B memisahkan air dari landas kontinen dari cekungan dalam di A. kepadatan air pada titik-titik A dan B diplot terhadap waktu pada Gambar. 4.07 (b). Dalam cekungan yang dalam densitas menurun perlahan-lahan karena difusi turbulen vertikal, yang merupakan satu-satunya mekanisme cenderung untuk bertukar air antara lapisan atas ringan dan padat dalam air. Kepadatan air masuk ke fjord atas ambang jendela di B, pada sisi lain, berfluktuasi dalam waktu berikut perubahan arus pasang surut, run-off, dan stres angin. Ketika faktor-faktor ini menyebabkan kepadatan di B lebih besar dari densitas di A, air-menerus masuk tenggelam ke bawah dan menggantikan air di cekungan yang dalam.
Gambar. 4.07 (a) bagian longitudinal dari fjord menunjukkan ambang di B dan interior yang mendalam cekungan di A. Sirkulasi muara hanya terbatas pada perairan di atas ambang jendela. (b) kepadatan di cekungan dalam di A menurun perlahan-lahan dengan waktu karena difusi vertikal. Air yang dalam diganti dan peningkatan kepadatan ketika air datang ambang jendela di B lebih padat dari pada air di cekungan yang dalam.
BAB IV
EFEK AIR TAWAR RUN-OFF PADA PRODUKSI BIOLOGIS DI MUARA SUNGAI
4.1 Contoh Utama Produksi
- a) Chesapeake Bay, USA
Chesapeake Bay adalah sebuah muara yang sebagian bercampur dengan beberapa anak sungai yang signifikan dan kompleks dibagian dasar. Sekilas pengaruh proses fisika terhadap kondisi biologi Muara Teluk Chesapeake, Brandt et al. (1986) menunjukkan dengan jelas bagaimana run-off musim semi di hulu Teluk yang menimbulkan
pycnocline yang nyata dengan dengan aliran air permukaan dan aliran perairan yang lebih dalam.Efek gabungan dari salinitas dan suhu diintegrasikan ke dalam plot sigma-t di Fig. 4,08. (Sigma-t, atau σ t, adalah densitas air dikurangi 1000 kg m3.) Plot menunjukkan dengan jelas pergerakan pycnocline dari sebuah daerah di dekat hulu Teluk pada bulan Februari di kedalaman 8-12 m sejauh sekitar 160 km sepanjang Teluk pada bulan Mei. Di laut terbuka aliran ini akan menimbulkan penghalang untuk pergerakan vertikal nutrisi, tetapi arus pasang surut yang kuat di kombinasi perairan jernih dengan aliran dalam arah yang berlawanan di dua lapisan menghasilkan gelombang internal yang kuat, seperti yang diungkapkan oleh data akustik
plankton (Fig. 4.09). Turbulensi yang dibuat ketika disela – sela pemecahan gelombang menyebabkan nutrisi bercampur di permukaan air. Aliran arus dasar menyebabkan fitoplankton dan zooplankton bergerak secara teratur dalam Muara. Sebagai contoh, Brandt et al. (1986) telah mendokumentasikan gerakan konsentrasi tinggi dinoflagellate Prorocentrum dari dekat mulut muara Teluk Chesapeake ke perairan dangkal sejauh 250 km , melewati dasar perairan. Dari hulu Teluk mereka terbawa ke permukaan air dan menyebabkan "Red Tide."
Webb dan D'Elia (1980) di York River Estuari yang mengalir ke teluk Chess, menemukan bahwa pada pasang surut Muara terstratifikasi dan saat ini perairan di bawah pycnocline menjadi kehabisan oksigen sementara nitrogen dan fosfor naik. Beberapa hari setelah puncak musim semi pasang Muara menjadi sepenuhnya bercampur oleh adanya arus pasang surut, pengisian oksigen pada kedalaman dan upwelling membawa sejumlah besar nitrogen dan fosfor. Ada hubungan linear terbalik antara nitrogen dan oksigen di dalam air, hal ini menunjukkan bahwa organisme benthic menambahkan nitrogen secara proporsional bahwa mereka mengkonsumsi oksigen. Hubungan oksigen terhadap fosfor tidak linier, mencerminkan fakta bahwa fosfor mengikat partikel sedimen tetapi dilepaskan pada konsentrasi oksigen rendah. Studi sangat jelas menunjukkan bagaimana menyelaraskan antara efek penyeimbang run-off air tawar dan efek percampuran arus pasang surut dapat begitu halus bahwa hal tersebut antara pasang dan surut musim semi. Situasi ini, antara upwelling dan stratifikasi nutrisi, menghasilkan kondisi produksi primer yang sangat tinggi. Eldridge dan Sieracki (1993), Memfokuskan pada cyanobacteria dan protozoa. Kelimpahan cyanobacteria di Muara memuncak selama pasang surut, ketika stratifikasi terjadi, dan menurun selama musim semi pasang ketika arus pasang surut yang cukup kuat menyebabkan percampuran vertikal. Menggunakan rasio pertumbuhan dan rasio makan, hal tersebut mensimulasikan interaksi antara cyanobacteria dan lingkungannya, menunjukkan bahwa selama siklus pasang pertumbuhan populasi cyanobacterial jenuh dilingkungannya, selama musim semi siklus gelombang pemakan protozoa memberikan kontribusi signifikan terhadap pengurangan jumlah cyanobacteria.
- b) Southampton Water, UK
Ini adalah sebuah muara yang percampurannya sebagian dengan pasang surut yang sangat tidak biasa, memiliki empat pasang tinggi dan empat pasang rendah setiap hari. Lauria et al. (1999) mencermati hubungan Diatom dan dinoflagellates untuk berbagai tingkat turbulensi dalam kolom air. Mereka menemukan bahwa Diatom bergantung pada periode energi kinetik yang tinggi dari arus pasang surut untuk mencegah mereka tenggelam dari kolom air, sementara dinoflagellates menggunakan stabilitas periode selama periode arus pelan untuk agregat dekat permukaan. Dengan cara ini, fitoplankton dengan persyaratan yang sangat berbeda dapat hidup berdampingan dalam kolom air yang sama.
4.2 Produksi Primer di Muara Sungai Dangkal
Muara Sungai dangkal rata-rata kedalaman tidak dapat didefinisikan. Fenomena yang dijelaskan di bawah ini tergantung pada hubungan mendalam untuk rentang pasang surut dan fluktuasi musiman di aliran air tawar. Sementara dinamika muara yang sebagian bercampur dan terstratifikasi memenuhi pola yang dapat dikenali, dinamika Muara dangkal dimana percampuran pasang surut adalah faktor utama cenderung sangat bervariasi dan sulit untuk dimengerti. Di perairan dengan kondisi musim lembab, masukan air tawar yang cukup kuat dapat mehilangkan hampir semua kandungan garam di muara. Sebagai contoh, di Muara Great Ouse di Timur Inggris, periode aliran air tawar yang sangat tinggi, Karakteristik dari musim dingin, memiliki efek pembilasan sebagian fitoplankton dari muara, sehingga produksi primer adalah minimum (Rendell et al., 1997). Dalam periode musim semi dan musim panas aliran rendah Great Ouse menjadi sebuah muara yang bertingkat-tingkat, garam yang ada di estuari dengan produksi primer yang signifikan.
Di Muara Gernika Utara Spanyol, peristiwa masuknya air tawar dalam jumlah banyak mengganti komunitas planktonik di muara setengah bagian atas cekungan. Produktivitas primer dan sekunder Muara tampaknya dibatasi oleh gangguan insidentil run-off sungai (De Madariaga et al. 1992). Bahkan di muara dimana percampuran air karena pasut terjadi sepanjang tahun, masukan air tawar yang cukup kuat dapat menyebabkan stratifikasi sementara. Maksimum air tawar run-off terjadi pada musim semi, dan bloming dimulai ketika daya apung lapisan permukaan menghambat pencampuran pasang surut dan menyebabkan stratifikasi. Semakin besar volume air tawar, semakin besar intensitas blooming. Saat kejadian sehari-hari dalam siklus blooming dianalisis, ditemukan bahwa peningkatan biomassa fitoplankton selalu terjadi dalam siklus gelombang pasang dan menurun selama siklus pasang musim semi.
Korelasi yang jelas antara kekuatan arus pasang surut dan laju pertumbuhan biomassa fitoplankton. (Fig. 4.10). Koseff et al. (1993) menunjukkan bahwa kondisi teluk Selatan San Francisco, stratifikasi itu sendiri tidak cukup memungkinkan blooming berkembang. Proses blooming ini harus terjadi tanpa adanya pencampuran angin yang kuat dalam lapisan permukaan. Ketika stratifikasi rusak, konsumsi fitoplankton oleh pemakan bentik adalah faktor dalam mengakhiri blooming. Sebaliknya, isolasi lapisan campuran dari kontak dengan pemakan bentik selama stratifikasi berkontribusi, tapi tidak mengontrol, pembentukan blooming. Beberapa seluk-beluk interaksi antara produksi primer, grasing, dan kekeruhan di muara sungai dangkal dieksplorasi dalam model numerik oleh Lucas et al. (1999). Misalnya, di bawah kondisi kekeruhan tinggi dan lambat bentik grasing, rasio tertinggi pertumbuhan populasi fitoplankton yang ditemukan di perairan dangkal bagian barat, namun dengan kekeruhan rendah dan cepat bentik grasing tingkat pertumbuhan tertinggi terjadi di daerah terdalam. Dalam kasus pertama, kekeruhan menyebabkan terbatasnya cahaya yang masuk ke perairan dan fitoplankton mengalami proses radiasi terbesar di lapisan terdalam perairan dangkal. Dalam kasus kedua, cahaya berlimpah, grasing bentik adalah faktor pembatas, dan pengaruhnya pada kolom air sedikit dimana perairannya dalam. Model ini menunjukkan bahwa hubungan ini dengan kedalaman bergerak spasial dari perairan dalam ke perairan dangkal, tetapi juga berlaku untuk efek pasang naik turunnya di sebuah lokasi tetap. Hasil akhirnya adalah bahwa Muara dangkal cenderung menjadi mosaik berubahnya biomassa fitoplankton.
Lucas et al. (1998), (Lihat bagian 3.3.2) menjelaskan dinamika blooming di muara sungai. Dengan kata lain, apakah kedangkalan lapisan percampuran pada kedalaman yang kurang dari kedalaman kritis untuk fitoplankton cukup sebagai prediksi blooming? Hasil pemodelan mereka untuk menunjukkan seberapa kompleks interaksi proses "persaingan" rata-rata pertumbuhan fitoplankton, tenggelam dan pencampuran turbulensi dari kolom air. Dalam sistem dangkal yang energik, dimana pertumbuhan fitoplankton sangat dipengaruhi oleh kekeruhan air, dan dimana pencampuran turbulensi berdasarkan pasang surut bervariasi di siklus semi diurnal dan lunar/ bulan penuh, fitoplankton sering berkurang di lapisan permukaan. Model Sverdrup perlu diperbaiki sebelum menjadi prediktor terjadinya blooming fitoplankton dalam lingkungan ini.
4.3 Run-off Air Tawar dan Produksi Sekunder di Muara Sungai
Berbagai hewan telah menyesuaikan dengan karakteristik sirkulasi setratifikasi dan sebagian campuran Muara, dengan aliran air diperairan rendah salinitas dan aliran bawah di dasar perairan. Dengan melakukan migrasi vertikal pada waktu yang tepat mereka dapat bergerak keatas untuk sebagian waktu dan turun diwaktu lain, mengelola posisi mereka di Muara sepanjang tahun atau memasuki dan meninggalkan Muara secara musiman. Organisme mungkin menggunakan mekanisme ini termasuk barnacle larva (Bousfield 1955), copepods (Grindley 1964), larva bivalvia (kayu dan Hargis 1971), dan kepiting biru Callinectes sapidus (Provenzano et al. 1983). Graham (1972) menyarankan bahwa larva ikan haring Clupea harengus menuju Muara Sheepscot Maine dengan berada di dekat dasar. Dengan mencapai hulu Muara mereka naik ke permukaan air dan bergerak ke mulut Muara sebelum turun lagi ke arus bawah. Di Muara Cape Fear River, North Carolina, berada di dekat dasar dan terkonsentrasi di dekat hulu Muara, sementara xanthurus Leiostomus white spot dan flounders Paralichthys dentatus membuat penyimpangan nokturnal ke permukaan air selama banjir surut. Perilaku ini membawa mereka ke Sungai rawa asin (Weinstein et al. 1980; Lawler et al. 1988).
Di Muara St Lawrence, dua spesies dominan pelagis capelin Mallotus villosus dan ikan haring beradaptasi secara berbeda (Fortier dan Stilwell 1982, 1983). Capelin bertelur di Muara atas, berada di atas 20 m kolom air, dan terbawa ke zona yang lebih produktif di lapisan bawah estuari. Herring bertelur di Muara lebih rendah dan larva < 10 mm panjang berada di 40-60 m kedalaman dan terbawa ke hulu. larva Herring >10 mm panjang melakukan migrasi vertikal harian dan cenderung untuk tetap tinggal di bagian yang sama di Muara. Migrasi vertikal mereka mengikuti migrasi-migrasi vertikal dari tahap awal copepods, sehingga memaksimalkan ketersediaan pangan.
Rowe dan Epifanio (1994) mengukur transportasi weakfish Cynoscion regalis di Delaware Bay, Amerika Serikat. Mereka mengembangkan profil aliran fisik vertikal dan kelimpahan larva di semua bagian pasang surut, dan untuk setiap interval kedalaman 1m mereka menghitung larva fluks (Fzt). Untuk setiap kedalaman dan setiap banjir atau pasang surut air pasang mereka memperoleh kecepatan waktu-rata-rata air Uz, waktu-rata-rata larva kelimpahan Dz, dan waktu-rata-rata fluks larva Fz mereka kemudian membagi waktu rata-rata larva fluks dengan waktu rata-rata larva kelimpahan memberikan istilah (Uz*) yang mereka disebut kecepatan larva. Jika larva baik bercampur sempurna, Uz* identik dengan kecepatan waktu rata-rata air; Jika larva bermigrasi antara tingkat selama time series, namun, Uz* berbeda dari Uz. Mereka menemukan bahwa dalam satu tahun sirkulasi konvensional Muara, tetapi ditahun yang lain alirannya pada semua kedalaman, mungkin karena kurangnya run-off air tawar. Uz* untuk posting-yolksac larva adalah selalu lebih positif daripada kecepatan waktu rata-rata air. Untuk tahap awal pasca Yolk-sac larva itu sekitar lebih besar 5 cm s−1, tetapi untuk tahap akhir larva itu sekitar diatas 5 cm s−1 di dekat bagian bawah, meningkat 25 cm s−1 dekat permukaan. Pada tahun 1989, ketika air permukaan dan perairan dalam bergerak kearah yang berlawanan, fluks larva masih positif, tetapi 1 – 2 kali lipat lebih rendah dari tahun sebelumnya.
Hasil rangkuman pada bagian ini, kita melihat bahwa produsen sekunder di sebuah muara sering diadaptasi untuk sirkulasi dua lapis Muara yang ditemukan dimanapun pengaruh air tawar run-off mendominasi atas pencampuran pengaruh pasang surut. Bentuk adaptasi yang umum adalah perilaku tahap muda untuk berhubungan dengan pola sirkulasi yang mengoptimalkan kesempatan mereka untuk makanan dan kelangsungan hidup. Secara menyeluruh kompleks dan tidak sepenuhnya dipahami. Satu contoh yang pasti adalah perubahan besar dalam pola sirkulasi Muara dipengaruhi oleh pembendungan aliran air tawar, bendungan pasang surut atau proyek-proyek teknik lainnya, atau bahkan dengan perubahan dalam pola curah hujan, mungkin juga memiliki efek jangkauan pada produktivitas primer dan sekunder dari sistem. Contoh akan diberikan dalam Bagian 4.7. Kita dapat perhatikan secara sepintas organisme mampu mengaadaptasi riwayat hidup ke pola sirkulasi pada beberapa skala/ luasan area, bahkan sampai ke skala Gulf Stream, dimana belut dan cumi-cumi, misalnya, naik dengan arus dan kembali oleh rute lain.
BAB V
EFEK BIOLOGI DARI PENCAMPURAN ARUS PASANG SURUT
5.1 Faktor Fisika dari Front Pasang Surut
Gagasan bahwa turbulensi yang dihasilkan oleh arus pasang surut yang tinggi membuat air dari beberapa daerah yang lebih dangkal tercampur sepanjang tahun sedangkan daerah yang lebih tenang di perairan yang lebih dalam mengalami stratifikasi di musim panas yang pertama maju lebih dari 70 tahun yang lalu. Bigelow (1927) menyarankan proses untuk menjelaskan fakta bahwa perairan sepanjang Georges Bank di Teluk Maine tetap tercampur sepanjang tahun sedangkan perairan sepanjang daerah yang lebih dalam mengalami stratifikasi di musim panas. Selanjutnya, Dietrich (1950) (dikutip Le Fevre 1986) mengemukakan bahwa awal musim panas di ujung barat Selat Inggris ada karena peningkatan pencampuran turbulesi di daerah dangkal dari kanal.
(Front merupakan daerah gradien yang kuat dari suhu dan karakteristik laut lainnya; berbagai jenis front dibahas dalam Bab 6) Kemudian Simpson dan Hunter (1974) membangun sebuah pendapat energi, yang telah terbukti sangat berhasil dalam memprediksi lokasi front pasang surut campuran. Sebelum kita mencoba untuk memahami proses-proses yang dapat meningkatkan aktivitas biologis di bidang ini, namun, pertama-tama diihat secara rinci pada teori yang memprediksi lokasi front tersebut.
Simpson dan Hunter (1974) menjelaskan bahwa kedepannya akan ditemukan dimana intensitas pencampuran turbulensi cukup untuk berkelanjutan mengatasi batas dalam pencampuran yang disajikan oleh stratifikasi. Mereka memperkirakan jumlah energi yang dibutuhkan untuk mencampur kolom stratifikasi dengan menghitung perbedaan energi potensial kolom air sebelum dan sesudah pencampuran. Setelah teknik ini, Loder dan Greenberg (1986) memperkirakan v kecepatan pasang surut dan v dengan model numerik untuk keseluruhan Teluk Maine, kemudian terplot kontur diperkirakan nilai log10 (h / Dt), di mana h tinggi (= kedalaman) dari kolom air dan Dt adalah tingkat kedalaman terintegrasi disipasi energi dari arus pasang surut. Mereka berpendapat bahwa transisi antara air campuran dan stratifikasi harus terjadi pada log10 (h / Dt) = 1,9. Nilai kurang dari angka ini menunjukkan kondisi tercampur dan nilai lebih besar dari 1,9 akan stratifikasi.
Pingree et al. (1978a) menjelaskan front tidal pasang surut dari sudut pandang tingkat pembuangan energi bergolak karena pasang surut aliran. Mereka menghitung indeks E = log10ε dan menunjukkan (Gambar. 4.11) bahwa di daerah di mana E> -1.0 air itu pasang surut tercampur sepanjang tahun, dan di mana E <-2,0 air yang terstratifikasi di musim panas. Teknik ini merupakan kebalikan dari metode Loder dan Greenberg (1986), yang menjelaskan mengapa nilai yang lebih rendah mendefinisikan kondisi stratifisi daripada nilai yang lebih tinggi seperti dalam perhitungan Loder dan Greenberg.
Antara stratifikasi dan daerah tercampur Pingree et al. (1978a) didefinisikan sebuah zona transisi di mana tingkat pencampuran pasang surut bervariasi sesuai dengan tahapan siklus pasang surut bulan (Bab 7). Mereka menunjukkan garis pada E = -1.5 bahwa mereka memprediksi akan menjadi posisi rata-rata dari front antara stratifikasi dan air pasang surut campuran. Prediksi tersebut, secara umum, dipastikan secara lapanganpengamatan. Wilayah luas pencampuran pasang surut terjadi di Laut selatan Utara, Selat Inggris, dan Laut Irlandia selatan.Laut Celtic ini merupakan wilayah stratifikasi. Pingree et al. (1976) mempelajari pengembangan musim semi mekar di wilayah ini dan menemukan bahwa termoklin terbentuk pertama kali di wilayah terendah arus pasang surut, kemudian secara bertahap menyebar ke daerah arus pasang surut yang lebih kuat. Bloming fitoplankton di musim semi bertepatan dengan pembentukan termoklin. Kecenderungan pasang surut yang dihasilkan turbulensi untuk melawan stratifikasi disebabkan oleh pemanasan permukaan sangat jelas.
Gambar. 4.11 Perairan sekitar Kepulauan Inggris. Distribusi E = log10ε, di mana ε adalah disipasi energi pasang surut per satuan massa (erg g-1s-1). Garis bersambungan E = -1.5 merupakan posisi prediksi batas frontal. Shading di kedua sisi menunjukkan zona transisi antara perairan tercampur dan pengelompokkan yang baik. Perhatikan bahwa air diwakili oleh garis horizontal cahaya stratifikasi hanya di musim panas, tapi air ditunjukkan oleh stippling pasang surut campuran sepanjang tahun. dikutip dari Pingree et al. (1978b), Pergamon Press.
Teori Simpson dan Hunter (1974) telah kembali didefinisikan oleh Simpson dan Bowers (1981) dan Loder dan Greenberg (1986) untuk memasukkan efek pencampuran angin dan tingkat variabel pencampuran yang efisiensi. Bowers dan Simpson (1987) membandingkan berbagai pendekatan teoritis dengan posisi yang diamati dari pasang surut front di laut lempengan Eropa dan menyimpulkan bahwa di perairan dangkal,contoh penggabungkan efek pencampuran angin yang paling akurat. Dalam air yang lebih dalam efek angin penurunan penting dan tidak ada teori secara signifikan lebih unggul dibandingkan lainnya untuk memprediksi posisi front.
5.2 Pencampuran Arus Pasang Surut dan Produksi Fitoplankton
Berkaitan dengan hubungan antara bloming musim semi pada pembentukan termoklin, apa pola produksi fitoplankton di daerah campuran pasang surut di mana tidak ada stratifikasi musim panas terjadi? Kurangnya stratifikasi diperkirakan akan menurunkan produktivitas fitoplankton. Di sisi lain, bahan organik mati lalu membusuk dan dalam sedimen, menyediakan sumber nutrisi yang dapat dicampur kembali ke dalam kolom air untuk merangsang produksi fitoplankton. Georges Bank, di Teluk Maine, adalah salah satu seperti daerah pasang surut campuran yang telah intensif dipelajari (Bumpus 1976; Backus dan Bourne 1987). Klorofil-a konsentrasi homogen yang didistribusikan dalam kolom air (O'Reilly et al. 1981) dan kedalaman lapisan eufotik dalam rata-rata musim panas sekitar 50% dari kedalaman kolom air. Dalam kondisi ini produksi primer terus sepanjang tahun, tanpa jelas ditandai puncak musiman. O'Reilly dan Busch (1984) mengatakan peningkatan tingkat produksi dengan beberapa indikasi puncaknya pada bulan Oktober. Di sisi lain, Riley (1941) dan lain-lain telah menemukan puncak biomassa fitoplankton pada bulan April. Temuan ini menjelaskan jelaskan rendahnya tingkat pemangsaan zooplankton pada saat tahun ini. Sebagai musim berlangsung, produksi fitoplankton tetap pada tingkat tinggi, tetapi sebagian besar biomassa akan dihapus setiap hari oleh pemangsa.
Sissenwine et al. (1984) memperkirakan bahwa total produksi primer (14C serapan) dari Georges Bank adalah 450 g C m-2y-1on bagian dangkal (<60 m) dan 320 g Cm-2y-1 pada bagian yang lebih dalam. Tingkat ini lebih tinggi daripada banyak lainnya campuran pasang surut wilayah pesisir di perairan beriklim sedang. Penjelasan yang ditawarkan adalah bahwa perputaran searah jarum jam (lihat Bab 6) mempertahankan air pada bank, air yang kaya nutrisi dari lereng yang advected ke bank, dan pencampuran terus menerus air membuat nutrisi regenerasi dari sedimen yang tersedia untuk fitoplankton.
Data untuk kedua biomassa dan produktivitas di berbagai bagian Laut Utara ditinjau oleh Fransz dan Gieskes (1984). Data biomassa mereka menyatakan hasil sebelumnya, bahwa daerah lepas pantai dalam wilayah campuran pasang surut memiliki musim semi dan puncak musim gugur yang ditandai sementara daerah pesisir yang memiliki biomassa yang relatif tinggi sepanjang musim semi dan musim panas. Data lapangan mereka (Gbr. 4.12) menunjukkan bahwa perairan pesisir memiliki produktivitas musim panas hampir dua kali lebih tinggi sebagai daerah lepas pantai tapi cepat turun di musim gugur. Perbedaan ini tampaknya disebabkan oleh lebih besar kenaikan nutrisi dari sedimen dan sungai ke dalam kolom air campuran pasang surut (Mommaerts et al. 1984) tapi penetrasi cahaya yang berkurang di musim gugur pada jumlah beban sedimen. Diperkirakan produktivitas tahunan (14 serapan C) untuk Laut Utara adalah jauh lebih rendah daripada Georges Bank, 250 g C m-2y-1 lepas pantai dan 200 g C m-2y-1 di perairan pantai.
Gambar. 4.12 Biomassa dan produktivitas di perairan pesisir selatan North Sea. (a) Biomassa fitoplankton (line) dan zooplankton (poin). (b) Perkiraan productionof fitoplankton (garis berat) dan zooplankton (garis-baik). Perkiraan untuk zooplankton terdiri dari dua jenis: "potensi produksi" dan "perkiraan terendah." Untuk rincian lihat Fransz dan Gieskes (1984).
Di pantai Naragansett (Pulau Rhode, Amerika Serikat) air campuran pasang surut setiap saat sepanjang tahun (Kremer dan Nixon 1978), dan ini ditandai hasil awal musim dingin dan blooming musim semi fitoplankton diikuti oleh serangkaian blooming musim panas. Regenerasi nutrisi dari jumlah benthos selama sekitar setengah kebutuhan fitoplankton, sisanya berasal dari masukan allochthonous dan dari regenerasi dalam kolom air.
Perlu dicatat bahwa produktivitas daerah pasang surut campuran juga merupakan fungsi kedalaman kolom air. Gowen et al. (1995) menentukan produktivitas stratifikasi dan perairan pasang surut campuran di Laut Irlandia. Produksi dalam stratifikasi musim panas perairan, diperkirakan 101 g C m-2y-1, dekat dengan produktivitas kawasan serupa dari Laut Utara. Namun, produktivitas perairan pasang surut dicampur, di tempat-tempat kedalaman kolom air adalah 92-130 m, adalah kurang dari setengah angka-angka untuk daerah dangkal pasang surut dicampur di Laut Utara. Tampaknya kemungkinan bahwa fitoplankton di Laut Irlandia mengalami keterbatasan cahaya dalam sebagian besar tahun, karena kedalaman dimana sel-sel fitoplankton yang dicampur. Di perairan campuran pasang surut dekat pantai Irlandia, dengan kedalaman hanya 18 m, produksi primer jauh lebih dekat dengan yang ada pada Laut Utara.
Kesimpulan dari bagian ini adalah bahwa pasang surut disebabkan pencampuran di perairan pantai yang relatif dangkal untuk mencegah stratifikasi kolom air, tetapi efek yang merugikan pada produktivitas fitoplankton lebih diimbangi dengan peningkatan nutrisi fluks ke kolom air dari sedimen. Akibatnya, produktivitas primer tahunan di daerah campuran pasang surut cenderung berada di atas rata-rata untuk perairan pesisir. Jika fitoplankton sedang diangkut oleh turbulensi seluruh kolom air dan terkena nutrisi berlimpah, awal blooming di musim semi terutama tergantung pada peningkatan musiman dalam terang, dan tidak sama sekali pada awal stratfikasi. Hasil akhirnya adalah bahwa siklus produksi tahunan muncul untuk memulai lebih awal di daerah campuran pasang surut.
5.3 Akibat dari Pencampuran Pasang Surut untuk Zooplankton
Kami melihat dalam Bagian 3.6.2 yang di inisiasi laut terbuka dari pertumbuhan musim semi di populasi zooplankton sering dipicu oleh migrasi ke atas dari biomassa besar dewasa dan tahap akhir copepoda yang telah menghabiskan musim dingin di kedalaman lebih dari 350 m . Reproduksi dimulai segera setelah populasi ini mencapai permukaan air, dan tekanan merumput di fitoplankton berkembang relatif awal musim. Pada bagian proses ini dimungkinkan karena pemanasan yang cepat dari air permukaan setelah stratifikasi. Di perairan pasang surut campuran, pemanasan tertunda oleh kurangnya stratifikasi, dan tidak ada penduduk dari perairan dalam yang dapat naik ke zona eufotik dan mulai memakan fitoplankton. Hasil akhirnya adalah bahwa air campuran pasang surut cenderung memiliki pertumbuhan yang relatif lambat dari populasi zooplankton, yang sering tidak naik sampai awal atau pertengahan musim panas. Tampaknya banyak biomassa dari musim semi blooming lolos pemangsaan oleh copepoda dan tenggelam ke dasar. Misalnya, Fransz dan Gieskes (1984) menententukan biomassa dan produktivitas, baik fitoplankton dan copepoda di wilayah pesisir Laut Utara berbatasan dengan Belgia (Gbr. 4.12) dan menyimpulkan bahwa hanya pada bulan Juni dan Juli ada kecocokan antara produktivitas fitoplankton dan konsumsi pangan dari copepoda. Perlu dicatat bahwa Gieskes prihatin hanya dengan zooplankton lebih besar dari 50 um dan bahwa orang lain telah mencatat kelimpahan tinggi microzooplankton seperti ciliates, terutama di akhir musim panas dan musim gugur di banyak lokasi perairan pantai.
Williams et al. (1994) mempelajari selama 31 tahun untuk catatan, diambil dengan perekam plankton Longhurst-Hardy, di laut lempengan Eropa. Mereka menemukan bahwa copepoda mendominasi zooplankton, membentuk sekitar 80% dari biomassa.pen dangkalan, air campuran pasang surut didominasi oleh copepoda lebih kecil yang bersama-sama dengan microplankton tersebut, membentuk jaring makanan kompleks yang agak tidak efisien dalam menyediakan makanan untuk muda. Sebaliknya, air yang termal stratifikasi di musim panas didominasi oleh dua copepoda relatif besar, Calanus fi nmarchicus dan Calanus helgolandicus, yang merupakan bagian dari jaringan makanan: diatom - copepoda - larva ikan. Kami melihat dalam Bagian 2.2.14 bahwa turbulensi yang menyertai episode upwelling pesisir dan pencampuran konvektif muncul untuk mendukung jenis jaring makanan tapi tampak bahwa jangka panjang turbulensi, terkait dengan pencampuran pasang surut, tidak.
BAB VI
SUNGAI DAN MUARA PLUMES DI LANDASAN BENUA
6.1 Mekanisme Fisik
Dalam bagian ini kita prihatin dengan efek air dari sungai atau muara sungai yang mengalir keluar benua, atau ke dalam laut yang semi tertutup. dalam beberapa situasi di mana aliran sungai sangat mendominasi atas efek pasang-surut, aliran permukaan ke kontinen adalah terutama air tawar dari sungai itu sendiri, dan disebut plumes sungai. dalam situasi lain ada penetrasi yang kuat dari air garam ke bagian lembah sungai untuk membentuk Muara, dan aliran ke kontinen air sungai yang dicampur dengan air garam dalam jumlah cukup besar. aliran ini merupakan plume Muara. contoh Sungai plumes yang telah dipelajari secara terintegrasi biologis/fisik adalah mississippi yang masing-masing mempunyai tiga jalan menuju delta nya, sungai amazon, sungai fraser dan Sungai connecticut. Muara plumes lebih umum, orang-orang dari chesapeake, st lawrence, dan Sungai hudson yang menjadi beberapa kelebihan yang secara intensif dipelajari di Amerika Utara.
Ketika cahaya hulu yang berasal dari sungai atau muara mengalir keluar dan menuju ke laut terbuka, keadaaan tersebut meninggalkan daerah sempit yang dimana aliran akan didominasi oleh dua dimensi dan memasuki daerah yang sedikit dibatasi dunia yang sehingga gaya coriolis dapat mengubah arah arus. dalam ilustrasi di fig. 4.13 air bergerak ke bawah Muara di belahan bumi utara di kecepatan u. karena gerakan ini adalah relatif terhadap bumi ada efek gaya coriolis yang mengarahkan air ke kanan aliran. air, bagaimanapun, ini tidak dapat mengubah arah karena daerah dari sisi batas dari muara tetapi air bergerak ke kanan menyebabkan daerah sedikit miring ke permukaan laut dan gradien tekanan dalam arah yang berlawanan dengan gaya coriolis. aliran ini, oleh karena itu, geostrophic seimbang dan lereng permukaan laut dapat diperkirakan dengan cara yang ditampilkan dalam kotak 4,04.
Ketika air mengalir keluar dari Muara menyebabkan kemiringan permukaan tanah menjadi menghilang, dan tidak dapat memberikan kekuatan tekanan untuk menyeimbangkan gaya coriolis. Menjadi tidak terhalangi, sehingga gaya coriolis menyebabkan aliran untuk berbelok ke kanan tapi itu datang dari bawah sehingga mempengaruhi garis pantai lagi dan membentuk situasi yang sama dengan yang ditemukan pada daerah Muara. karena gaya coriolis yang mendorong air ke kanan, Pemblokiran dari pantai menyebabkan tekanan melawan gradien, dan plume air tawar akan terus berjalan sebagai suatu pesisir geostrophic yang seimbang paralel ke pantai. model laboratorium dari proses ini digambarkan oleh mcclimans (1986).
4.13 gambar air bergerak turun ke Muara di kecepatan u adalah dalam geostrophic keseimbangan gaya coriolis menyeimbangkan tekanan gradien. di laut terbuka aliran adalah tidak di geostrophic keseimbangan dan di belahan bumi utara gaya coriolis menyebabkan aliran untuk berbelok ke kanan dan mengalir sepanjang pesisir.
Box 4,04 Permukaan Lereng di Muara
kita pertama mengasumsikan sistem koordinat di mana sumbu x poin ke muara. karena ada tidak mengalir sejajar = 0 v sumbu y dan keseimbangan kekuatan di air diberikan sepenuhnya oleh eqn 4,03:
gradien tekanan dapat ditulis dalam hal lereng permukaan laut dengan menggunakan theequation yang berhubungan tekanan dan air kedalaman, yaitu hidrostatik hubungan.
(4.10)
di mana p adalah tekanan, ñ the kepadatan, g percepatan akibat gravitasi (10 m s−2), dan h adalah puncak dari kolom air. mengambil derivatif pertama ini dan memasukkan dp = ρgdh dalam eqn 4,03 yang kita dapatkan.
(4.11)
yang menyatakan bahwa lereng permukaan laut di arah y (dh/dy) sama dengan fu/g. dalam sebuah saluran sempit yang mana aliran dapat dianggap konstan selama seluruh lebar, perbedaan ketinggian permukaan laut dari satu sisi ke sisi lain akan dh = fuw/g, mana w adalah lebar kanal. Jika u 0,5 m s−1, f ≈ 10 − 4 s−1 dan w = 200 m, maka perubahan tinggi di Muara adalah sekitar 1 mm.
Balik coriolis air keluar dari sungai dan muara merupakan fenomena umum dan sering diamati dari pesawat dan dalam foto-foto satelit. air segar pada saat ini biasanya dibedakan dari penduduk air laut karena memiliki lebih ditangguhkan materi di dalamnya. ke utara yang mengalir lancar pesisir yang didorong oleh run-off sungai di british columbia digambarkan oleh leblond et al. (1986).
Ketika air meninggalkan sungai atau muara sungai mengalir ke daerah dimana sudah ada saat ini, gerakan plume air tawar ini tidak sesederhana seperti pada kasus yang dijelaskan di atas. posisi plume dalam kasus ini akan menjadi hasil dari kekuatan relatif aliran latar belakang laut dan aliran baru yang masuk dari sungai atau muara. aliran pesisir yang kuat akan membanjiri keluar lemah dan plume dapat berubah dalam arah yang tidak terduga. dalam kebanyakan kasus mengalir bergantung pada air pasang dan perubahan plume posisi selama siklus yang pasang surut. sebagai contoh, sungai connecticut memiliki plume berkembang dengan baik sungai di mulutnya (bowman dan iverson 1978). di bawah kondisi angin cahaya lapisan air segar hanya sekitar 2 m dalam menyebar keluar lebih dari perairan pesisir untuk jarak sekitar 10 km dari muara sungai. kecenderungan untuk plume akan berubah ke kanan oleh gaya coriolis dikaburkan oleh arus pasang surut lokal, yang membelokkan plume bergantian ke kanan dan ke kiri. sisi ke laut plume ditandai oleh depan tajam (Lihat Bab 6).
Siegel et al. (1999) mempelajari plume Sungai oder, yang mengalir ke Utara ke Laut Baltik pada batas antara Jerman dan Polandia. menggunakan data satelit, pemodelan numerik dan pengukuran saat ini, mereka menunjukkan bahwa ketika angin berlaku angin Barat bertiup plume oder berubah ke kanan dan mengalir sepanjang pesisir Polandia, kadang-kadang untuk sebanyak 300 km, dengan kecepatan sekitar 30 cm s−1. angin kecepatan rendah dari Timur blok Barat aliran oder plume dan menyebabkan pembentukan plume sungai yang stabil dari mulut sungai. angin Timur yang kuat, yang sering terjadi pada waktu maksimum run-off di musim semi, mengubah plume sehingga plume berjalan menuju barat laut sepanjang pantai Jerman ke laut arkona lepas ujung selatan Swedia.
Muara plumes biasanya memiliki jumlah volume yang lebih besar daripada Sungai plumes karena run-off air tawar telah masuk dengan jumlah yang cukup seperti Muara. sebagai contoh, Teluk muara chesapeake melepaskan volume air yang besar dengan salinitas sekitar 16 bagian per seribu dan plumes dibelokkan ke Selatan oleh gaya coriolis untuk membentuk arus pesisir yang kuat. di banyak bagian muara di dunia terjadi cukup dekat bersama-sama di sekitar cekungan samudera utama bahwa plume mereka mungkin tumpang tindih dan memperkuat satu sama lain untuk membentuk arus pesisir berlawanan arah jarum jam terus menerus di belahan bumi utara atau arus searah jarum jam di bagian Selatan. dalam sebuah lokakarya yang dilaporkan oleh skreslet (1986) account diberikan seperti arus di Skotlandia, Norwegia, Islandia, greenland, Kanada Timur dan timur Amerika Serikat, dan drinkwater (1986) menyarankan bahwa mereka adalah bagian dari aliran yang hampir terus-menerus di sekeliling Atlantik Utara. sebuah studi pemodelan meramalkan keberadaan arus berlawanan arah jarum jam yang serupa di sekeliling Laut Utara (müller-navara dan mittelstaedt 1985).
orang lain telah menunjukkan bahwa plume kadang-kadang dibelokkan oleh angin stres. sebagai contoh, plume Sungai hudson, dari new york, mengambil posisi yang kira-kira pada sudut kanan ke pantai setelah tiga hari angin barat daya (bowman dan iverson 1978). plumes yang sama juga melemah di bawah kondisi aliran sungai rendah, ke titik di mana itu sementara itu dilenyapkan oleh arus pasang surut lokal. penyelidikan lain yang diperlukan sebelum kekuatan dan variabilitas apung-driven pesisir arus dapat dinilai.
Johnson et al. (2001) menunjukkan bagaimana chesapeake plume dipengaruhi oleh arah angin. 3-5 hari periode angin dari Utara atau barat laut
(downwellingfavorable) diselenggarakan plume dekat dengan pantai layaknya pesawat jet dengan kecepatan tentang 0,5 m s–1. variasi dalam kekuatan angin menghasilkan gelombang seperti variasi dalam jet lebar. menguntungkan angin upwelling ke Selatan menyebabkan air dari jet untuk tersebar di daratan di dekat-permukaan lapisan tipis. penyebaran dan perekrutan kepiting larva difasilitasi oleh perubahan ini (Romawi dan boicourt 1999). selama downwelling-menguntungkan angin episode di musim semi, kepiting larva diangkut ke Selatan sepanjang pantai pada kecepatan yang kadang-kadang melebihi 168 km d–1. selama bulan Juni dan Agustus menguntungkan angin upwelling Selatan berhenti gerakan ke arah selatan dan tersebar larva di seluruh daratan. setidaknya 27% dari larva menghabiskan sebagian besar hari di bawah air, yang sisanya melayang menuju Teluk.
dalam latihan pemodelan, dikonfirmasi oleh data remote sensing, jangka pendek variasi curah hujan di Das Teluk chesapeake, dengan perubahan konsekuen dalam air tawar run-off, memiliki pengaruh kuat pada chesapeake plume (pemutus et al. 1999). selama badai fran 1996, debit tinggi menyebabkan penurunan ditandai salinitas dekat muara Teluk dan halocline, yang pada kedalaman 10 m dekat dengan pantai, menurun 5 m di 60-75 km lepas pantai yang dihasilkan. model digunakan, yang merupakan model ramalan quasi operasional laut, disediakan baik simulasi arah plume di bawah perubahan kondisi angin, tetapi gagal untuk mereproduksi sepenuhnya menurunkan salinitas dekat dengan pantai.
6.2 Dampak Biologi dari Sungai dan Plumes Muara
Efek biologis dari air tawar dapat dianggap sebagai masalah di bawah tiga judul: (i) dampak langsung dari bahan-bahan yang terbawa oleh sungai terhadap produksi biologis dalam urbidity; (ii) entrainment dan mengakibatkan-arusnya nutrientrich air, yang cenderung meningkatkan produksi primer dan sekunder; dan (iii) peningkatan stabilitas kolom air, yang diharapkan dapat meningkatkan produktivitas pada saat musim bunga mengembang, tetapi yang dapat menghambat pencampuran vertikal dan dengan adanya aktivitas tersebut dapat mengurangi produktivitas utama pada masa-masa tahun yang akan mendatang. Umumnya, semua tiga efek teramati di plume yang sama.
(A) Lembah sungai Mississippi sungai plume di teluk Meksiko
Zat gizi yang dibawa ke perairan pesisir dengan sungai plume yang telah ditandai efek pada produktivitas di wilayah di sekitar sungai mulut. Saat puncak run-off-sungai biasanya adalah waktu diatom mengembang, dan umumnya yang diatoms adalah mengendap pada lantai laut di sekitar sungai mulut. Pada awal tahun 1937, Riley (1937) ditemukan area enhanced klorofil dan fosfor memperluas
Gambar. 4,14 Yang terletak berdekatan Amerika Serikat, menunjukkan drainase basin (digelapkan) dari Lembah sungai Mississippi Sungai dan anak sungai. Pembayang di teluk Meksiko menunjukkan daerah umum kekurangan oksigen. Setelah Rabalais et al. (1996).
sekitar 50 km sebelah selatan dan timur lembah sungai Mississippi delta, dan sekitar 125 km sebelah barat di pesisir pantai saat ini. Sejak itu, efek telah menjadi jauh lebih nyata. Semua bukti poin ke sungai yang disebabkan oleh zat gizi yang menjadi penyebab utama eutrophication pada kepingan tersebut.
Lembah sungai Mississippi ketujuh sungai terbesar di dunia dan mengurangi 41 % dari terletak berdekatan Amerika Serikat (Gambar. 4.14). Antara tahun 1949 dan 1999 konsentrasi nitrat dan fosfat dalam air sungai dua kali lipat (dirangkum dalam Lohrenz et al. 1999), terutama sebagai hasil dari pertanian di drainase basin. Tahunan dan interannual perubahan di sungai yang disebabkan oleh zat gizi masukan telah korelasikan dengan produksi utama dalam kepingan berdekatan dengan air. Peningkatan produksi utama dan tenggelam materi organik telah korelasikan dengan zat gizi konsentrasi di permukaan air dan dengan pola akumulasi biologis terikat silica floor pada sedimen. Lohrenz et al. (1999) yang disahkan koneksi dari fitoplankton produksi dengan zat gizi memuat sungai dengan menunjukkan bahwa nilai tertinggi produktivitas (>10 g C m-2d-1) di tempat-tempat di mana permukaan zat gizi konsentrasi dipamerkan besar konservatif penyimpangan dari hubungan pencampuran, menunjukkan bahwa penipisan zat gizi yang berhubungan dengan fitoplankton uptake.
Akibat dari peningkatan fitoplankton produksi dan tenggelam dari fitoplankton biomas telah menjadi besar dalam meningkatkan aktivitas bakteri dan pembentukan kawasan rendah oksigen (hipoksia jaringan) atau nol oksigen (anoxia) di bawah 20 m dari kolom air, terutama di musim panas (Rabalais et al. 1996). Kondisi ini menjadi lebih luas dan lebih berat melalui tahun 1990. Di beberapa tempat hipoksia jaringan sekarang dimulai pada bulan Februari dan berlanjutan hingga Oktober, dengan anoxia dari midMay hingga pertengahan September. Malakoff (1998), dalam karya yang bertajuk "Kematian oleh sesak di teluk Meksiko," menarik perhatian kepada betapa besarnya masalah itu dan konsekuensi bagi konsumen organisme. Pada tahun 1989 memiliki area kurang dari 2 mg oksigen per liter menutupi tentang 9000 km2, tetapi pada tahun 1993 volume pada musim semi sungai run-off adalah tentang dua kali lipat jumlah normal dan kawasan hypoxic air hampir dua kali lipat ukuran. Dalam tahun berikutnya dari sungai normal,-rendah zona oksigen anjlok sangat sedikit, dan di tahun 1998 adalah tentang 16.000 km2. Organisme Seluler seperti ikan dan udang meninggalkan hypoxic daerah, tetapi jiwanyaatas orang dibunuh dalam jumlah besar. Banyak yang takut kehilangan benthic invertebrata dan pengurangan di area habitat untuk ikan dan udang akan menyebabkan pengurangan utama dalam perikanan, saat ini senilai lebih dari $3 milyar untuk Louisiana saja. Remedy yang diyakini sebagai pengurangan di dalam penggunaan pupuk pertanian dan pembangunan nitrogentrapping tumbuhan buffer di sepanjang tepi bidang pertanian. Sejak sungai mengurangi lebih dari setengah bangsa di tanah pertanian (Gambar. 4.14), perbaikan tindakan memerlukan tidak kurang dari perubahan besar dalam praktik pertanian nasional.
(B) plume Sungai po di Laut Adriatik
Permasalahan yang sama ada di mulut Sungai Po, tepat di sebelah selatan Venice di laut Adria. Revelante dan Gilmartin (1976) melaporkan zat gizi tinggi 'uptake' oleh fitoplankton di kawasan itu. Justic et al. (Periode 1993 ) menunjukkan bahwa dalam satu dekade dari tahun 1970 rata anorganik konsentrasi nitrogen di sungai dua kali lipat, fosfat tiga kali lipat, tetapi silicate meningkat dengan kurang dari 50 persen. Jelas ada korelasi antara musiman peaks dalam aliran sungai dan peaks di sd produksi di perairan pantai. Dikaitkan dengan sungai berbau adalah kawasan yang besar di mana oksigen jatuh di bawah 20 % b eberapa di bawah air, dalam bulan-bulan Agustus dan September ketika air-kolom stratification paling giat (Gambar. 4.15).
Gambar. 4,15 (A) laut Adriatic. (B) Unshaded wilayah bawah menunjukkan dimana kejenuhan oksigen selama bulan Agustus dan September diperkirakan akan turun di bawah 20 % ( ~1,1 mLO2 L-1). Bintik menunjukkan sampling stasiun. Dari Justic et al. (Periode 1993 ).
(C) Plume Amazon
Amazon adalah yang terbesar di dunia dalam hal sungai muatan air (sekitar 5.800 milyar metrik ton tahun) dan zat gizi Peubahan Abadi (lebih dari satu milyar metrik ton sedimen per tahun). Tiga zona utama dapat dikenali dalam plume. Pantai yang terdekat dengan air telah sedimen beban yang tinggi. Air bergerak keluar ke rak sedimen secara bertahap flocculates dan tergelincir. Produksi Utama dalam ini keruh, kaya gizi air ditemukan untuk rata 2,18 g C m-2d-1 (Smith dan Demaster tahun 1996, Demaster dan Paus 1996) dan dianggap sebagai terang-terbatas. Hanya dari batas arah ke kawasan ini terjadi wilayah tinggi asin maupun tawar biomas terdiri atas terutama diatoms, di mana produktivitas rata 2,61 g C m-2d-1, namun kadang melebihi 8 g C m-2d-1. Di kawasan ini, tenggelam dari sedimen meningkatkan penetrasi terang dan produktifitas merupakan zat gizi mungkin terbatas. Ke arah tepi air kepingan adalah jelas, salinitas tinggi dan rendah konten zat gizi. Produktivitas Utama rata 0,81 g C m-2d-1. Ada banyak perdebatan tentang apakah pusat dari zona produktivitas tinggi mendapat-nutrisi dari sungai runoff, atau lebih secara tidak langsung oleh entrainment atau regenerasi. Zat gizi konsentrasi, fitoplankton biomass, dan produktivitas adalah tertinggi di-rendah salinitas air yang di atas 10 m dari kolom air. Semua tiga variabel lebih tinggi ketika aliran sungai yang tinggi, dan sebaliknya. Semua ini menunjuk pada pentingnya air sungai tersebut sebagai sumber gizi.
Sebuah outflowing urbidity dari air yang segar entrains beberapa kali volume sendiri air asin, dan ini bergerak lepas pantai ada kompensasi tubuh shoreward arus bawah air. Yang onshore subsurface aliran air di Amazon diperkirakan 5-10 kali air tawar sungai yang mengeluarkan lelehan, dan air ini menerima yang sangat besar dari zat gizi benderang input dari tenggelam bahan biologis. Diperkirakan bahwa asin maupun tawar yang mekar dan di Amazon menerima rak 83 % dari mereka nitrogen, 69 % dari mereka fosfor, dan 59 % dari silikon mereka dengan regenerasi, dan ke atas pencampuran, dengan sisanya berasal dari air sungai.
(D) Plume Muara Hudson
Contoh yang telah disebutkan adalah berbeza dari plume sungai. Kapasiti plume penghasilan makanan kawasan muara berada di dalam cerita ini adalah berbeda karena zat gizi beban yang dibawa oleh sungai yang sering dipergunakan dalam muara itu sendiri. Di sisi lain, banyak muara di seluruh dunia di tempat pemukiman padat manusia, sehingga muara menerima beban yang berat dari nutrisi dari tanah drainase atau kotoran got. Sering muara tidak memiliki kapasitas untuk melebur bahan ini dan kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada urbidity sangat diperkaya dengan zat gizi. Yang berbau-Hudson muara, New York, di negara itu pada awal tahun 1980, adalah contoh yang baik (Malone tahun 1982, 1984). Input Yang kotoran got ke muara sendiri sebesar 1,6 x 105 kg N d-1, yang dipimpin ke konsentrasi nitrogen di dalam air tentang 60 µmol L-1. Fitoplankton produksi di dalam muara mengalami terang-terbatas pada tingginya kekeruhan, sehingga hanya sedikit proporsi dari zat gizi yang dipergunakan dalam muaranya. Paling dicurahkan ke dalam kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada pada plume, di mana jumlah klorofil dalam kolom air adalah 40-60 mg m3 untuk sebagian besar dari tahun, dan mungkin telah bulanan yang berarti dekat dengan 200 mg m-3 selama musim bunga mengembang. Pada musim semi, tanah penggembalaannya kematian adalah rendah dan sebagian besar produksi tenggelam ke dasar. Kemudian dalam tahun zooplankton biomas meningkat, dan dalam musim panas ini adalah pemikiran untuk mengkonsumsi sebesar 30 % dari fitoplankton produktivitas. Malone (1982) menunjukkan bahwa wilayah tersebut dari fitoplankton produktivitas tinggi dikaitkan dengan kotoran got pengayaan tertumpu dalam 20 km dari mulut muaranya. Di luar itu, mengambil klorofil-α berkurang seiring salinitas meningkat. Anggaran untuk pasokan nitrogen dan pemanfaatan menunjukkan bahwa daerah tersebut diperlukan untuk fitoplankton untuk melebur semua terlarut nitrogen organik dari kotoran got run-off bervariasi dari 670 km2 selama musim panas, saat fitoplankton adalah yang paling aktif, untuk tahun 1350 km2 selama musim dingin. Dalam efek, semua zat gizi yang berasal dari kotoran got dan tanah run-off-dimanfaatkan di dalam wilayah itu dari New York bight dekat ke muara, yang dikenal sebagai puncak.
(E) Plume Chesapeake Bay
Yang mengejutkan, terlepas dari segala studi Chesapeake Bay, ia tidak sampai pekerjaan dari Austin (2002) yang baik memperkirakan telah diperoleh untuk pertukaran Chesapeake Bay dengan laut. Ada rotasi sirkulasi yang kuat dalam bay dan, di bawah pengaruh kekuatan gaya Coriolis, air cenderung untuk memasuki teluk di kedalaman pada sebelah utara teluk mulut dan meninggalkan lebih dekat permukaan melalui bagian selatan. Weiss et al. (Tahun 1997, telah ditunjukkan dari pesawat survei yang selama musim bunga yang mekar dan klorofil konten dari air tinggi pada sebelah barat bay, di luar yang mengalir air, dan rendah pada sebelah timur. Upaya-upaya untuk anggaran saat ini dengan aliran meter di mulut telah membawa kepada sangat bervariasi, bertentangan estimasi rata nilai tukar. Austin (2002) membuat sebuah garam-keseimbangan model dari seluruh Chesapeake Bay, dengan menggunakan 16 tahun dari data survei. Dia menyimpulkan bahwa berarti nilai tukar tentang 8000 m3s-1, terkait untuk pertukaran skala waktu 90 hari. Menurut survei, yang berarti nitrogen konten air di dekat mulut teluk adalah 0,32 mg L-1. Dengan itu nitrogen ekspor dari muara diperkirakan sebagai 2,56 kg s-1, yang dapat menjadi diolahkan lagi untuk sementara sekitar 80.000 t y-1 atau 5,7 Gmol y-1. Sejak memperkirakan untuk nitrogen ekspor dari semua muara ke seluruh Atlantik Utara adalah 250 Gmol y-1, (Howarth 1996), Chesapeake muncul untuk dapat memberikan kontribusi lebih dari 2 % dari total.
(F ) Plume Sungai Fraiser
Yin et al. (1997A) melaporkan pada interaksi di sungai dan angin pencampuran dalam plume-Fraser Place Sungai, di dekat Vancouver, Kanada, di musim panas. Pada hari 1 dari hasil pengamatan yang kolom air serta stratified dan nitrat telah habis di bagian atas 7-13 m dalam kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada pada plume. Angin yang kuat pada hari 2 campuran kolom air, menyebabkan peningkatan nitrat konten dan menyebabkan fitoplankton mengembang. Hari antara 3 dan 9 hari, ada peningkatan cepat Fraser muatan Sungai, menyebabkan entrainment nitrogen dalam kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada berbau dan pembentukan sebuah subsurface maksimal klorofil-.Pengaruh yang kecil dari ombak pencampuran juga bisa terdeteksi dalam profil zat gizi. Jelas bahwa musim panas produksi utama dalam kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada urbidity didorong oleh sebuah nutrisi dari nitracline, melalui vertikal pencampuran dicetuskan oleh interaksi angin, sungai mengeluarkan lelehan, dan kitaran ombak. Pada kesempatan yang lain Yin et al. (1997B) mempelajari Fraser Place sungai berbau pada saat terang angin dan ombak pengaruh penurunan. Peningkatan cepat muatan sungai selama empat hari, diikuti oleh penurunan selama tiga hari, dipimpin ke entrainment nitrogen ke zona euphotik. Air yang diperkaya dibawa batas arah ke dalam kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada dan menyebabkan plume yang meluap produksi utama. Ini adalah jelas dari demonstrasi kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada plum entrainment dalam tindakan. Para penulis dapat menghitung bahwa jumlah nitrat ini ditindas 5 -10 kali lebih tinggi dari pada jumlah kontribusi air sungai. Hasil ini adalah dalam ditandai kontras dengan situasi dengan sangat tercemar Lembah sungai Mississippi dan sungai Po dibahas dalam bagian sebelumnya.
6.3 Dampak Biologi dari Entrainment Muara
Di tempat-tempat di mana muatan muara ke lapisan kontinental yang telah berulang-ulang telah menunjukkan bahwa lebih dalam air yang ditarik ke mulut muara dari jarak yang besar. Norcross dan Stanley (tahun 1967 ditemukan bahwa bagian bawah terdapat gelandangan dirilis 70 km batas arah ke mulut Chesapeake Bay (Gambar. 4.16 ) Telah secara konsisten ditarik ke mulut bay, dan Pape dan Garvine (1982) ditemukan sirkulasi yang sama dari Delaware Bay. Oleh karena itu, masuk akal untuk menganggap bahwa zat gizi benderang ke bawah air ini dibawa ke arah pantai dan pada akhirnya terbawa ke dalam kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada pada plume meningkatkan produktivitas biologis. Bukti langsung dari besarnya kesan ini kurang terutama karena kesulitan menentukan batas-batas suatu plume yang berubah arah di bawah pengaruh angin dan ombak (Bagian 4.6.1). Ketika Norcross (1991) sampel larva Atlantik croakers di berbagai samudera raya dari permukaan ke bawah dalam dua transects itu dari mulut Chesapeake Bay dan satu transek di dalam mulut, ia menemukan bahwa di secara vertikal dicampur air kolom ikan itu ditemui di seluruh kolom air, tetapi dalam stratified air mereka ditemui dalam dalaman yang mengalir lapisan bawah. Dia menyimpulkan bahwa ikan yang dipilih secara aktif lapisan bawah, setelah mereka secara pasif yang diangkut ke arah kepala muaranya.
6.4 Efek Dari Air Tawar pada Stabilitas Kolom Air
Kita telah menyebutkan bahwa penambahan air tawar terhadap air garam menyebabkan stratifikasi pada sebelumnya dan lebih tahan terhadap pembagian perlawanan stratifikasi panas oleh pasang surut
Gambar. 4,16 Yang berbau Chesapeake Bay, seperti yang dinyatakan oleh salinitas kontur. Mulut bay dekat sudut kiri atas, dan bulu diarahkan selatan, dekat dengan pantai. Setelah Garvine (1986).
atau angin yang diinduksi karena adanya pencampuran. Proses ini secara alami akan membawa pada gagasan bahwa dalam kedudukan suatu lintang terhormat musim bunga mengembang mungkin lebih awal dekat dengan pantai, di mana air tawar pengaruh adalah yang paling kuat. Thordardottir (1986) menjelaskan interannual variasi di dalam penentuan masa awal musim bunga mengembang dari fitoplankton pantai Iceland oleh interaksi antara air tawar dan angin rezim. Ketika utama adalah rata produksi untuk tahun-tahun 1958-Tahun 1982 ada beberapa pola berbeza musiman. Di stasiun terjauh dari pantai hanya ada sedikit produksi utama pada Bulan Maret dan April, satu utama mengembang pada Bulan Mei, dan relatif rendah produksi untuk perhentian musim kemarau. Dekat dengan pantai, produksi dimulai pada bulan Maret dan terus tinggal di tingkat yang relatif konstan melalui musim panas. Peralihan pada jarak jauh dari pantai ada pola dengan kurang lebih sama mekar dan pada musim semi dan musim gugur.
Gambar 4,17 pada musim semi mengembang dari barat daya-Iceland. Kontur menunjukkan produksi utama (mg C m-3h-1) pada kedalaman 10 m. Data Menyatukan 1958-tahun 1980. Area produksi lebih besar dari 10 mg C m-3h-1 digelapkan berwarna hitam Setelah Thordardottir (1986).
Suhu dan salinitas profil di berbagai stasiun menunjukkan bahwa stratification dikaitkan dengan permulaan mengembang kondisi ini didorong oleh untuk mengurangi salinitas disebabkan oleh air tawar, dan bukannya ke permukaan pemanasan. Dari Pembagian stratification telah dikaitkan dengan angin yang kencang. Dengan itu penjelasan dari pola produksi utama dalam waktu dan ruang ditunjukkan dalam Gambar. 4,17 Adalah bahwa mekar dan biasanya dimulai pada Faxafloi, teluk pada sudut barat daya Iceland, yang menerima permukaan run-off dan melindungi dari angin pada tiga sisi. Mekar dan kemudian mulai dekat dengan pantai sepanjang pantai selatan, di mana stratification difasilitasi oleh air tawar, tetapi ia ditunda agak oleh angin pencampuran. Mekar dan mulai terakhir di dalam laut terbuka, di mana ada pengaruh dari air tawar dapat diabaikan, dan stratification pemanasan bergantung pada permukaan. Interaksi banyak air tawar dan plume gaya Coriolis dalam searah jarum jam saat ini sekitar seluruh Iceland, ditandai dengan fitoplankton mekar dan yang lebih awal dari dalam laut terbuka. Fenomena serupa telah didokumentasikan untuk pantai Norwegia oleh Peinert (1986). Sekarang kita lihat bahawa terdapat dua mekanisme yang menyebabkan migrasi geografis yang terhormat di musim bunga mengembang ketika latitud. Gerakan pada musim semi mengembang dari selatan ke utara di hemisfera utara telah ditunjukkan (Bagian 3.3.6) akan dikaitkan dengan pemanasan permukaan seperti yang ditunjukkan oleh merupakan perwujudan dari asosiasi 12 °C isotherm. Kini nampaknya bahawa kehadiran air sungai dan kapasiti plume penghasilan makanan kawasan muara berada di perairan pesisir membawa kepada sebuah migrasi dari musim semi mengembang dari pantai keluar untuk lebih dalam air sebagai musim terus berlanjut.
6.5 Dampak dari Sungai dan Plumes Muara pada Produksi Sekunder
Sutcliffe (1973) mempelajari St Lawrence Sungai Efrat, penyebab yang luar biasa pada data run-off yang telah tersedia pada jangka panjang. Ia menunjukkan bahawa terdapat suatu hubungan yang luar biasa dari beban St Lawrence Sungai pada bulan April dan pendaratan lobster Homarus americanus di Teluk St Lawrence sembilan tahun kemudian. Sejak lobster memakan waktu sekitar sembilan tahun untuk tumbuh untuk mengimbangi besarnya ukuran, ia menyimpulkan bahwa dalam tahun yang tinggi dari sungai run-off ada baik kelangsungan hidup larva lobter laut, dan hal ini mungkin telah digambarkan dalam jumlah tangkapan yang baik tahun sembilan pada tahun kemudian. Dari hubungan ini ia telah menyimpulkan bahwa arusnya gizi dikaitkan dengan entrainment dalam kapasiti penghasilan makanan kawasan plume muara berada yang paling utama dan merupakan faktor yang mempengaruhi produksi biologis dalam beberapa tahun. Hubungan yang dilaksanakan baik berikut untuk 15 tahun (Drinkwater 1987), mungkin salah satu yang terbaik hubungan sejenis di mana saja. Run-off dan entrainment mungkin tidak hanya mempengaruhi udang karang pada produktivitas mekanisme fisik. Seperti yang kita lihat dalam bagian 4.6.4, air tawar run-off dapat menyebabkan sebelumnya stratifikasi dari kolom air dan untuk lebih besar untuk perlawanan pencampuran vertikal. Sebagai hasilnya, lapisan permukaan kemungkinan akan menjadi lebih hangat di musim panas, yang dapat dengan mudah mempengaruhi produktivitas jenis plankton dan kelangsungan hidup larva lobster. Di Teluk St Lawrence nampaknya entrainment mungkin menjadi faktor penting yang mempengaruhi jenis produktivitas plankton dalam satu area, sementara stabilisasi kolom air adalah lebih penting dalam hal yang lain (Bugden et al. Tahun 1982, Sinclair et al. 1986). Di Iceland, juga ada hasil penangkapan komersial dalam akibat dari air tawar run-off, karena alasan utamanya pedagang ikan yang kaya. Saham Icelandic dari selatan dan barat daya pesisir, di daerah-daerah yang terkena banjir oleh air yang segar. Tahap-tahap awal copepods merupakan komponen penting dalam diet pertama makan larva cod Gadus morhua dan ia telah ditemukan bahwa tahun di mana zooplankton kerapatan yang tertinggi adalah tahun di mana fitoplankton produksi dimulai awal di bawah kondisi menguntungkan disediakan oleh air tawar diinduksi oleh stratification (Thordardottir 1986).
Kita melihat di bagian produksi 4.6.2 bagaimana utama dalam plume Fraser Place Sungai adalah dipengaruhi oleh interaksi angin, sungai mengeluarkan sedimentasi, dan putaran ombak. Suatu plume bagian depan (lihat bagian 6,6), yang memuat sebuah aggregation dari zooplankton, bentuk di sepanjang garis tempat air tawar urbidity memenuhi air Selat Malaka dari Georgia. Copepods, amphipods, dan euphausiids lebih bermakna berlimpah-limpah dalam kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada di baik dari plumes sungai atau perairan sekitar Selat Malaka dari Georgia (St Yohanes et al. 1992A). Ikan herring dan salmonids lebih banyak di dalam air tawar dari plume dan kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada di sekitar air. Jumlah tangkapan yang tertinggi juvenile salmonids ditemukan di depan antara kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada berbau dan air yang di Selat Malaka dari Georgia. St Yohanes et al. (1992B) menyarankan bahwa juvenile salmonids migrasi dari Fraser Place sungai berbau berkubu di medan untuk memberi makan pada pengumpulan zooplankton dan anak ikan berlaku di situ. Tahun lebih rendah dari rata muatan sungai di Fraser Place Sungai nampaknya berkaitan dengan di atas-rata produksi chinook salmon Oncorhynchus tshawytscha, coho salmon O. kisutch, chum salmon O. keta, dan Pasifik ikan herring Clupea pallasii; yang sebaliknya adalah juga benar (Beamish et al. 1994). Dianjurkan bahwa ketika pembuangan limbah yang rendah, kolom air telah kurang stabilitas dan adalah lebih mudah bercampur oleh angin kencang, sehingga meningkatkan arusnya zat makanan ke dalam permukaan air. Situasi lain yang menarik dari kepentingan komersial Sungai Zambezi, yang dialirkan ke dalam air di sebelah timur pantai Afrika di belahan bumi selatan dan mempunyai kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada plume yang berpaling ke utara di sepanjang pantai. Wilayah plume tersebut ditandai dengan konsentrasi tinggi dari bahan organik dalam sedimen dan dengan perikanan udang Penaeus indicus yang sangat produktif. Da Silva (1986) telah menunjukkan bahwa ada hubungan yang sangat tinggi untuk menangkap udang (diambil sebagai indeks kelimpahan) dan Run-off-Zambezi dari Agustus hingga Maret.
Penelitian ini dikembangkan lebih lanjut oleh Gammelsrod (1992), pada era tahun 1974-1988. Dia menegaskan bahwa menangkap laju positif berkaitan dengan sungai dan menemukan bahwa ia juga secara negatif berkaitan dengan upaya. Pada kenyataannya, upaya memberikan kontribusi lebih untuk total interannual variasi dari run-off. Selama bertahun-tahun antara tahun 1980-1988, ketika variasi dalam upaya itu kecil, hubungan antara kegiatan penangkapan dan sungai run-off adalah 0,983, membenarkan pentingnya run-off. Sementara penulis mengusulkan bahwa kunci tersebut adalah proses banjir rob dataran dekat saluran di Sungai Zambezi dengan balai budidaya air, yang merangsang proses perekrutan. Arus sungai besar yang membawa kepada melemah salinitas dan banjir di kawasan yang lebih besar, baik dari yang menguntungkan bagi perekrutan.
Dalam ringkasan, tiga mekanisme fisik berinteraksi untuk mempengaruhi sekunder produksi di muara dan plume. Pertama, kehadiran air bersih di muara atau kawasan pantai sering membawa kepada sebelumnya stratification dan, dengan itu, sebuah awal musim semi-fitoplankton mengembang. Mengembang ini dapat bermanfaat bagi organisme pemberian makan pada jenis plankton pada saat itu - misalnya, cod larva off Iceland. Kedua, buoyancy driven arus dan dapat menyebabkan arusnya entrainment kaya gizi air, yang meningkatkan produksi primer dan sekunder. Akhirnya, angin kencang memperdalam campuran lapisan dan membawa zat makanan yang merangsang jenis plankton produksi. Mekanisme ini adalah penting dari penentu primer dan sekunder produksi selama periode musim panas stratification. Jika buoyancy kuat dan hadir di dalam campuran lapisan pada waktu itu, ia dapat mengurangi efek pencampuran angin. Air Tawar run-off jenis plankton dapat meningkatkan produksi pada satu tahun dan menekan ia di waktu yang lain, atau ia dapat meningkatkan produksi di salah satu bagian dari sebuah muara dan menekan dalam lain. Interaksi ini rumit dan organisme yang sering menunjukkan sesuai penyesuaian. Satu hal yang jelas: air tawar run-off memiliki pengaruh kuat pada kapasiti penghasilan makanan kawasan muara berada produksi, dan modifikasi pada magnitud atau pola run-off efek dapat telah menandai produksi pada biologi.
BAB VII
DAMPAK PERUBAHAN ANTROPOGENIK TERHADAP RUN-OFF AIR SUNGAI
Dampak ekologis dari perubahan antropogenik air tawar yang meluap ke perairan pantai ditinjau oleh Drinkwater (1988). Di banyak bagian dunia, sungai besar telah dibendung untuk pembangkit listrik tenaga air. Karena ideal ekonomi memiliki pasokan listrik sepanjang tahun secara konstan, kecenderungannya adalah menyimpan air pada saat aliran tinggi dan melepaskan itu selama masa aliran rendah. Pola ini memiliki efek memodifikasi pola musiman run-off sungai yang berpengaruh pada organisme yang telah beradaptasi dengan waktu yang lama, hal ini sering mengarah ke gangguan besar peristiwa biologis di perairan pantai. Dalam keadaan hangat, cadangan air iklim kering dalam waduk berhubungan dengan penurunan yang cukup besar oleh penguapan, sehingga total tahunan run-off jauh berkurang. Sejumlah kasus sejarah modifikasi oleh manusia, dijelaskan di bawah ini.
7.1 Lautan Eropa Tenggara
Efek dari proyek-proyek pembangunan air di biologi hitam, Azov, Caspian, dan laut Aral ditinjau oleh Rozengurt dan Haydock (1991). Sebuah contoh yang terdokumentasi dengan baik adalah bahwa Sungai Dnieper dan Dniester dilepaskan ke dalam laut hitam (Tolmazin 1985). Proyek-proyek hidroelektrik besar yang dimulai pada tahun 1950-an dan lebih atau kurang selesai pada awal tahun 1970. Gambar 4.18 menunjukkan pola musiman run-off dari Dnieper sebelum dan setelah pembangunan Bendungan. Hilangnya puncak Mayor musim semi, dan penggantinya oleh serangkaian puncak yang jauh lebih kecil, menjelaskan segalanya. Menyertai proses ini adalah kerugian besar kualitas air, karena banyak air dari waduk digunakan dalam pertanian, industri, dan oleh kotamadya, kembali ke sistem yang penuh dengan berbagai kontaminan
Penurunan amplitudo dari pembuangan puncak Sungai Dnieper mengakibatkan rawa-rawa yang rendah di Muara Dnieper tidak tercakup selama periode puncak migrasi ikan. Salinitas rata-rata di Muara Dnieper meningkat, dengan perpanjangan hulu dari lapisan dekat bawah yang salinitasnya tinggi. Gangguan-gangguan lingkungan ini menyebabkan hilangnya banyak spesies zooplankton dan ikan dari muara. Pendaratan komersial ikan dari Muara menurun dengan faktor lima, dan di Sungai Dniester yang dahulu mereka daratkan hampir mencapai nol.
Gambar. 4.18 Run-off Sungai Dnieper sebelum dan setelah pembangunan serangkaian bendungan hidroelektrik. Perhatikan pengurangan Run-off besar di puncak musim semi. Setelah Tolmazin (1985).
Nutrisi dari pertanian yang terkena run-off air sungai dan limbah menyebabkan produksi fitoplankton meningkat di Muara dan sekitarnya. Biomassa fitoplankton yang terdapat sebagian besar tidak makan dan tenggelam ke bawah. Dengan peningkatan stratifikasi disebabkan oleh peningkatan debit air tawar pada musim panas, konsentrasi oksigen di lapisan bawah berkurang menjadi nol dan menghasilkan kematian bagi sebagian besar invertebrata dan ikan. Penipisan oksigen telah terjadi di dekat muara bahkan sebelum pembangunan Bendungan hidroelektrik, tetapi peristiwa anoxic menjadi lebih sering dan luas, mengakibatkan penurunan tajam dalam tangkapan ikan turbot Scophthalmus maximus, flounder Platichthys flesus, dan berbagai kepiting.
Pelajaran yang bisa dipetik dari kasus ini adalah bahwa efek biologis tidak selalu disebabkan oleh faktor yang menurunkan produksi biologis. Total produktivitas utama di Muara dan sekitar mereka meningkat, tetapi perubahan distribusi salinitas dan oksigen membunuh invertebrata dan ikan yang telah beradaptasi jangka panjang dengan kondisi yang lebih alami. Produksi utama dikonsumsi terutama oleh bakteri, dan pendaratan ikan komersial sangat berkurang.
Kerugian ekonomi di cekungan laut hitam – Azov berjumlah perkiraan $0.8 milyar per tahun dalam penjualan sirip ikan, $1,5 milyar moluska dan $1,5 milyar panen rumput laut (Rozengurt dan Haydock 1991). Kerugian yang serupa telah dikeluarkan di cekungan Laut Kaspia, dan sistem Aral Sea telah total bencana sebagai akibat dari pengalihan pemasukan air untuk irigasi. Permukaan laut Aral telah mencapai 17 m, dan volume air 75%. Penangkapan komersial ikan jatuh dari 48.000 ton pada tahun 1957 sampai nol. Pada tahun 2000, 42.000 km2 di dasar laut asli telah terekspos. Suhu musim panas lebih tinggi dan penguapan telah menyebabkan salinitas untuk naik ke 31 ppt. Desa-desa nelayan berkembang sekarang jauh dari tepi air dan telah ditinggalkan. Keragaman mamalia dan burung-burung di daerah sekitar hanya tinggal setengah. Untuk update pada keadaan wilayah laut Aral, lihat enrin.grida.no/aral/aralsea/ english/arsea
7.2 Teluk San Fransisco
Contoh lain yang dikutip oleh Rozengurt et al. (1985) dan Drinkwater dan Frank (1994) adalah modifikasi luas dari sistem Sungai Sacramento-San Joaquin, yang mengalir ke utara San Francisco Bay. Pelepasan yang tidak dimodifikasi sungai-sungai ini adalah sekitar 34 km3 per tahun. Dari jumlah ini, sekitar 40% sekarang dihapus untuk konsumsi lokal, dan 24% ke California tengah dan Selatan, meninggalkan hanya 36% memasuki Muara (Nichols et al 1986). Berkorelasi dengan perubahan tersebut telah ditandai penurunan produksi utama di utara San Francisco Bay, yang ditekankan selama musim panas aliran normal rendah. Dua mekanisme untuk penurunan produksi telah diusulkan. Cloern et al. (1983) menunjukkan Muara yang berlapis dan sebagian bercampur biasanya memiliki zona kekeruhan tinggi di sekitaran penetrasi maksimum di kedalaman air asin. Mereka menyarankan untuk mengurangi aliran air tawar agar zona kekeruhan tinggi dapat menembus lebih jauh hulu daripada sebelumnya sehingga produksi primer berkurang karena penetrasi cahaya rendah. Nichols (1985) menunjukkan bahwa selama bertahun-tahun hewan bentik filter-feeding yang mengikuti aliran air tawar yang sangat rendah berasosiasi dengan air yang lebih asin merambah menuju ke hulu lalu ke Muara (tanpa meningkatkan total biomassa atau produktivitas mereka) dan mungkin telah mengurangi biomassa fitoplankton dengan memakannya. Apa pun mekanismenya, mengurangi aliran sungai ke utara Teluk San Francisco berkorelasi dengan berkurangnya produksi utama, yang, pada gilirannya, berkorelasi dengan total produksi sekunder.
Populasi dewasa striped bass Roccus saxatilis telah menurun sebesar 75% sejak pertengahan tahun 1960-an dan populasi chinook salmon 70% antara awal 1950-an dan 1985 (Stevens et al. 1985, Kjelson et al. 1982). Pada musim panas tahun 1977, ketika air tawar run-off sangat rendah, biomassa fitoplankton menurun 20% dari tingkat normal, kelimpahan zooplankton dan udang menurun, dan populasi striped bass sangat menurun. Mekanisme yang mungkin terlibat meliputi: (i) penurunan produksi utama sebagai akibat langsung dari penurunan sedimentasi oleh plume air tawar; (ii) degradasi daerah-daerah pemijahan ikan yang disebabkan oleh migrasi hulu kekeruhan maksimum; dan (iii) akumulasi lebih tinggi konsentrasi polutan, dihasilkan dari pengurangan aliran oleh run-off air tawar. Korelasi antara menurunnya run-off dengan berkurangnya produksi ikan disahkan oleh pemeriksaan catatan sejarah, yang menunjukkan, selama bertahun-tahun sebelum pengalihan (1915-1944), korelasi kuat antara rata-rata tahunan run-off dan komersial tangkapan ikan salmon, striped bass, dan shad Alosa sapidissima. Rozengurt et al. (1985) menyarankan bahwa untuk memastikan sukses komersial pendaratan ikan salmon, striped bass dan shad, run-off harus dikembalikan sebanyak dua kali pada tingkatan 1985.
Sejak 1985 usaha besar telah dilaksanakan untuk masalah kontaminan di San Francisco Bay. Menurut Kimmerer (2002) beberapa tindakan manajemen berbasis aliran yang juga diletakkan di tempat pada pertengahan 1990-an, tetapi efektivitas mereka belum dievaluasi.
7.3 Sungai Nil
Bendungan Aswan tinggi di Mesir beroperasi sepenuhnya menjelang 1965. Sebelum ini, Sungai Nil dibuang sekitar 40 km3 y−1 ke Laut Mediterania, dengan aliran puncak pada bulan September-Oktober. Pada 1968, debit Sungai turun menjadi 10% dari nilai sebelumnya, dengan 50% dari aliran terjadi di bulan Januari dan Februari. Penurunan ini menyebabkan peningkatan salinitas daerah pesisir, campuran lapisan yang lebih dalam dan penurunan tajam dalam sedimen tersuspensi dan nutrisi. Sebelum perubahan ini, sungai telah di golongkan ke dalam blooming yang kuat oleh Diatom dan copepods, dan perikanan yang luas telah beroperasi menangkap sarden Sardinia Sardinia pilchardus yang berimigrasi ke daerah tersebut untukmemangsa plankton. Selain itu, Perikanan udang kuat didasarkan pada saham yang disesuaikan untuk pola aliran sungai.
Setelah bendungan ditutup, penangkapan sarden menurun sebesar 90% dan penangkapan udang menurun sebesar 75%. Saham tetap rendah selama sekitar 15 tahun.
Gmbr. 4.19 Pendaratan finfish, udang dan udang galah dari perairan pesisir Mesir Mediterania, 1960-1999: (a) finfish; (b) udang dan udang galah. Dari Nixon (2003), didasarkan pada perikanan online FAO Statistik.
Mulai tahun 1983, Perikanan mulai pulih secara dramatis, dan penangkapan sirip ikan dari dua kali lipat lebih meningkat dilihat sesaat sebelum penutupan dam (Gmbr. 4.19). Nixon (2003) telah berpendapat bahwa nutrisi yang berasal dari limbah dan pertanian run-off menggantikan nutrisi yang dulu disediakan secara alami dari DAS. Analisis kimia menunjukkan bahwa sementara konsentrasi nitrogen dan fosfor telah meningkat secara dramatis, konsentrasi silikon belum. Perairan delta sekarang relatif jelas dan produksi utama ialah fitoplankton selain Diatom. Jadi sekarang jaring makanan yang mendukung seharusnya bisa membuat wujud perikanan sangat berbeda dari sebelum penutupan dam.
Sudut pandang berbeda telah diungkapkan oleh Halim et al. (1995), yang berusaha menjelaskan fluktuasi pendaratan dengan perubahan dalam upaya Memancing selama bertahun-tahun. Nixon (2003) mengakui bahwa perubahan ini dalam upaya pasti mempengaruhi pendaratan total, tetapi berpendapat bahwa pendaratan yang di lebih dari dua kali tingkat pra-bendungan tahun harus mencerminkan perubahan produktivitas hayati yang didukung oleh nutrisi dari sumber-sumber antropogenik.
7.4 Teluk James
James Bay terletak di utara Quebec, Kanada, dan membuka ke Teluk Hudson jauh lebih besar. Sebagai bagian dari fase pertama pembangunan hidroelektrik besar, sungai Eastmain dialihkan ke Utara ke dalam sistem sungai La Grande, menyebabkan bagian bawah Eastmain menjadi Muara salt-wedge (Lepage dan Ingram 1986). Biota yang terkena dampak berubah dari spesies dominan air tawar menjadi spesies utama muara.
Di La Grande sungai, yang menerima alihan sungai Eastmain, aliran utama meningkat 50 – 100% melebihi pra-impoundment, dengan sampai dengan 700% kenaikan aliran selama musim dingin. Puncak musim semi di run-off tersingkirkan, dan aliran musim panas menjadi sama seperti sebelum dibangunnya bendungan. Air banjiran hutan yang ada di belakang bendungan akan menyebabkan pelepasan senyawa Merkurius, sehingga ikan menjadi diisi dengan mercury beberapa kali tingkat pra-bendungan. Konsumsi rutin ikan oleh penduduk asli telah mengakibatkan tubuh memuat merkuri yang terlalu banyak. Hasilnya banjiran yang mengenai tanah di belakang sebuah bendungan tidak menjadi keunikan dalam waduk ini, tetapi menjadi sangat penting di daerah di mana penduduk aslinya mengandalkan memancing untuk asupan makanan harian mereka.
Sebagai contoh-contoh, rezim fisik di sekitar mulut Sungai memiliki efek mendalam pada organisme biologi, dan seringkali pada produktivitas populasi di perairan pesisir. Sementara damming Sungai mungkin tampak seperti menarik, relatif pilihan bersih untuk generasi listrik, yang tidak melibatkan pembakaran bahan bakar fosil atau produksi limbah beracun, jelas bahwa konsekuensi lingkungan lainnya harus diperhitungkan. Waduk-waduk listrik hambatan untuk migrasi-migrasi ikan, air yang disimpan di waduk buatan atau digunakan dalam irigasi mungkin hilang ke atmosfer jika para iklim kering, dan tanah yang tergenang di belakang waduk-waduk dapat melepaskan zat beracun ke dalam air.
Di sisi positif, eksperimen ini telah mengungkapkan banyak tentang hubungan antara run-off air tawar dan produktivitas Muara dan perairan pantai. Informasi ini mungkin berguna dalam membuat prediksi tentang fluktuasi stok ikan dan kerang yang dihasilkan dari variasi alami run-off. Pekerjaan pada fluktuasi dalam stok lobster dibahas dalam Bagian 4.6.5 dan perubahan dalam stok cod dalam Bab 9, adalah contoh bagaimana informasi ini dapat bermanfaat untuk digunakan.
7.5 Pendekatan Eksperimental
Ada setidaknya dua kasus upaya untuk mendemonstrasikan efeknya bendungan dengan membuka bendungan dan melepaskan sebagian besar isi dari waduk, sehingga menciptakan kondisi pra-bendungan di muara sungai di bawah ini. Percobaannya adalah durasi pendek relatif terhadap panjang kehidupan dari komponen utama dari fauna, dan hal ini mungkin tidak mengherankan bahwa perubahan fauna tidak diumumkan.
Di cabang Sandsfjorden, Norwegia, waduk di atas PLTA hampir dikosongkan, pada tingkat 230 m3 s−1 selama jam 51 (Kaartvedt dan Svendsen 1990). Pengukuran Hidrografi dan biologis dibuat sebelum, selama, dan setelah keluaran aliran. Run-off air tawar dihasilkan oleh sirkulasi dua lapis Muara, yang paling menonjol sepanjang sumbu pertengahan Fjord. Sepuluh kilometer hilir reservoir permukaan saat ini mencapai kecepatan s−1 1 m dan ada arus kompensasi pada kedalaman 10 m, yang mencapai kecepatan 0.6 m s−1. Fitoplankton sebagian memerah keluar dari lapisan atas, tetapi kelimpahan meningkat pada kedalaman di fjord luar. Ada impor bersih dari zooplankton di mulut fjord, tapi ini tidak dapat dideteksi sebagai peningkatan yang signifikan dalam biomassa di fjord secara keseluruhan.
Hulu dari Kromme Muara, Afrika Selatan, adalah waduk besar, yang mengalihkan 98% dari masukan dari air tawar (Wooldridge dan Callahan 2000). Sebagai akibatnya, Muara yang kurang lebih adalah lengan dari laut, mengurangi keanekaragaman habitat dan biota yang semula hadir. Percobaan pelepasan waduk penuh air segar diperkirakan membuat kondisi air tawar masuk di seluruh bagian atas muara dan mencapai setengah dari muara, tetapi para peneliti telah meremehkan daya apung relatif air tawar terhadap efek pencampuran pembuangan tiba-tiba dari waduk. Air tawar tumpah ke lapisan yang salinitasnya rendah di atas air asin untuk sekitar dua minggu, setelah keadaan kembali ke kondisi pra-pelepasan. Para peneliti bisa menemukan ada perubahan yang signifikan dalam komunitas zooplankton selama atau setelah rilis. Mereka menyimpulkan bahwa tidak sedikitpun peningkatan aliran air tawar secara kontinu akan mengembalikan habitat dan keanekaragaman spesies Muara sebelumnya.
BAB VIII
KESIMPULAN: LIMPASAN SUNGAI DAN PENCAMPURAN PASANG SURUT DI PESISIR
Ada banyak jenis muara, tetapi fitur mereka memiliki kesamaan yaitu bahwa mereka semua memiliki masukan air tawar. Dalam kondisi rendah energi air tawar membentuk lapisan yang berbeda di atas air asin. Ini stratifikasi sering diuraikan oleh gelombang internal pada antarmuka antara dua lapisan, atau oleh turbulensi yang dihasilkan oleh bagian dari arus pasang surut lebih dari dasar yang kasar. Kekuatan turbulensi ini tergantung pada kisaran pasang surut dan kedalaman muara. Oleh karena itu jumlah air tawar limpasan, naik dan pasang surut, dan kedalaman rata-rata air di wilayah sungai menentukan fitur utama dari setiap muara. Dalam stratifikasi muara yang khas,aliran air tawar menuju laut tercampur air garam dan membawanya menuju ke laut di dekat permukaan. Untuk mengatasi hal ini, ada aliran darat dari air asin di dekat bagian bawah dan pencampuran ke atas dekat ujung muara. Dalam lintang sedang biasanya volume tinggi air tawar limpasan di waktu musim semi, karena salju musim dingin mencair.Air tawar yang kuat putarannya merangsang upwelling air yang kaya nutrisi di muara sungai, menyebabkan bloming fitoplankton. Banyak organisme telah beradaptasi, sejarah kehidupan mereka untuk ritme musiman ini.Pembangunan bendungan besar untuk pembangkit listrik tenaga air atau irigasi sering memiliki efek meredam penuh puncak musim semi dilimpasan, dan mengganggu proses produksi yang mendukung jumlah ikan. Dalam iklim subtropis dan tropis itu adalah umum bahwa ada musim hujan dan musim kemarau yang berbeda, dengan perubahan yang sesuai di sungai dan muara pembuangan. Keluar landasan benua di daerah beriklim sedang ada daerah di mana pemanasan matahari menyebabkan suhu stratifikasi di musim panas. Di daerah lain terjadi pencampuran yang disebabkan oleh arus pasang surut dapat mencegah stratifikasi. Hal ini dimungkinkan untuk memprediksi posisi daerah-daerah yang beragam dari kedalaman air dan kekuatan arus pasang surut. Front pada batas stratifikasi dan daerah campuran adalah daerah produktivitas biologi yang sangat tinggi. Keragaman fisik landasan kontinental lebih meningkat dengan adanya gumpalan air rendah-salinitas yang dibentuk oleh debit sungai atau muara ke paparan.Posisi membanggakan bervariasi dengan arah angin, tapi rata-rata itu ditujukan ke kanan (belahan bumi utara) atau kiri (belahan bumi selatan) oleh gaya Coriolis. Interface antara plume dan paparan air sebelah merupakan front di mana sering ada akumulasi plankton dan agregasi ikan.Di Atlantik Utara cekungan efek kumulatif dari semua sungai dan muara pembuangan adalah untuk menciptakan sebuah air mengalir rendah-salinitas berbaring dekat dengan pantai dan bergerak sepanjang lembah dalam berlawanan arah jarum jam.didalam zona beriklim kemunculan salinitas air yang rendah di daerah landasan yang cenderung meningkatkan stabilitas kolom air, sehingga bloming musim semi terjadi lebih awal, tetapi kemampuan angin kencang untuk memecah musim panas stratifikasi dan membawa nutrisi menurun Oleh karena itu ada dampak positif maupun negatif terhadap biologi produksi.
