MAKALAH THE OCEAN AND GLOBAL CLIMATE CHA

MAKALAH

THE OCEAN AND GLOBAL CLIMATE CHANGE :
PHYSICAL AND BIOLOGICAL ASPECTS
Disusun untuk memenuhi tugas Mata Kuliah Dinamika Ekosistem Laut
dibawah bimbingan Ibu Ir. Aida Sartimbul M.Sc., P.Hd.

Oleh :
Kelompok 3

PROGRAM STUDI ILMU KELAUTAN
FAKULTAS PERIKANAN DAN ILMU KELAUTAN
UNIVERSITAS BRAWIJAYA
MALANG
2015

MAKALAH

THE OCEAN AND GLOBAL CLIMATE CHANGE :
PHYSICAL AND BIOLOGICAL ASPECTS
Disusun untuk memenuhi tugas Mata Kuliah Dinamika Ekosistem Laut

dibawah bimbingan Ibu Ir. Aida Sartimbul M.Sc., P.Hd.
Oleh :
Tanti Yusilia R

135080601111038

Guntoro Ahmad A

135080601111046

Rizal Ferdyansah

135080601111051

Singgih Irawan

135080601111058

Wasis Prawiranata

135080601111061

Rachmawati

135080601111069

M. Annuriansyah E

135080601111077

Billjune Filzah H

135080601111099

M. Reza Alf

135080601111100

Syamsinardi Yusuf
Friska Purdiana

135080601111106
135080601111114

M. Bagus Nugraha
Rifqi Dafa I

135080607111002
135080607111013

PROGRAM STUDI ILMU KELAUTAN
FAKULTAS PERIKANAN DAN ILMU KELAUTAN
UNIVERSITAS BRAWIJAYA
MALANG
2015

Lautan memiliki sirkulasi yang berada dibawahlaut, yaitu sirkulasi
termohalin. Air yang hangat didaerah khatulistiwa, dan kemudian
bergerak kekutub di arus utama, menurunkan panas ke atmosfer. Di
daerah subarctic pendinginan dan pembentukan es menyebabkan air

menjadi lebih padat. Air yang menuju kebawah kemudian membentuk
"perairan dalam”.Proses tenggelaman inilah awal dari perjalanan panjang
menujudasar laut. Dibeberapa perairan dalam, mereka melalui cekungan
Atlantik selatan, yang bergerak ke cekungan Pasifk, dan bergerak
perlahan ke utara dan membutuhkan waktu seribu tahun.
Didaerah pembentukan laut dalam, terdapat CO2 terlarut dengan
jumlah yang besa rdi dalam air, semakin besar kedalaman semakin besar
konsentrasinya dan dikeluarkan melalui bantuan atmosfer. Sebaliknya, di
daerah upwelling, terutama pada upwelling yang besar dan terjadi di
daerah tropis, perpindahan air hangat yang disebabkan oleh upweliing
menjadikan air dingin menghasilkan miliaran ton karbon dioksida. Ini
merupakan mekanisme fsika yang besar yang terjadi dimana lautan
melakukan pertukaran karbondioksida dengan atmosfer, dan ada
beberapa pendapat bahwa pertukaran tersebut terjadi secara tidak
seimbang. Ternyata, di samping itu telah terjadi proses biologis penting
yang membantu pembuangan karbondioksida dari atmosfer yang
kemudian akandi transfer ke laut dalam.
Lebih dari 99% dari karbondioksida ditambahkan ke atmosfer bumi
dan beberapa persen telah diambil oleh ftoplankton dan mengendap ke
dasar laut untuk membentuk batu berkapur dan bahan bakar fosil.

Mekanisme biologi ini dikenal sebagai pompa biologis atau biological
pump.Untuk 150 tahun terakhir, konsentrasi karbondioksida dari atmosfer
meningkat sebagai akibat dari aktivitas manusia yang terus menebang
hutan dan membakar bahan bakar fosil. Hal ini yang sekarang
diperkirakan menjadi penyebab terjadinya kenaikan suhu global dalam
atmosfer atau"efek gas rumahkaca”. Sebelum terjadi perubahan yang
besar , dapat dilakukan prediksi, sejauh mana lautan mungkin
menampung kelebihan karbondioksida.
Dalam bab ini akan dipaparkan gambaran mekanisme pemanasan
global dan siklus karbon secara global, dan kemudian akan dijelaskan
bagaimana mengeksplorasi kepentingan relatif dari sumber laut dan
sinking dibandingkan dengan kegiatan industri dan biota terestrial. Dan
akhirnya, akan diprediksi perubahan dimasa depan, dan akan
dipertimbangkan perubahan apa yang mungkin terjadi dalam mekanisme
fsika dan biologis untuk penyebaran karbon di laut jika suhu atmosfer
meningkat secara global.

Suhu permukaan rata-rata bumi adalah sekitar 15°C. Jika tidak ada
uap air, karbondioksida, atau metana di atmosfer, suhu permukaan akan
berada di bawah titik beku -18°C dan semua sungai, danau, dan lautan

akan membeku. Alasan yag lebih baik, suhu yang lebih nyaman adalah
kenyataan bahwa gas rumah kaca ini menunda panas dari meninggalkan
bumi dengan menjebak dalam atmosfer yang lebih rendah. Seperti yang
ditunjukkan dalam Bab 3, semua panas yang diterima di bumi berasal dari
permukaan matahari melalui proses radiasi yang sering disebut radiasi
gelombang elektromagnetik. Panjang gelombang yang ada diantara 0,2
dan 2,4µm, disebut radiasi gelombang pendek. Menurut Kiehl dan
Trenberth (1997), sekitar 31% dari radiasi yang masuk ini dipantulkan
kembali ke angkasa, ~ 20% diserap oleh ozon, uap air, awan, dan debu di
atmosfer, dan ~ 49% diserap oleh tanah dan air di permukaan bumi.
Semua peredam ini secara bergilir memancarkan panas dalam bentuk
radiasi elektromagnetik. Radiasi panjang gelombang yang kembali lebih
panjang dari pada panjang gelombang yang masuk, sesuai dengan hukum
radiasi Planck, yang menyatakan bahwa bagian yang lebih dingin
memancarkan panjang gelombang yang lebih panjang. Radiasi dari
permukaan bumi dan atmosfer ada pada panjang gelombang antara 5 dan
100µm, dan disebut panjang gelombang radiasi.
Atmosfer yang cukup transparan terhadap radiasi gelombang
pendek dari matahari, hanya ~ 20% dari radiasi yang masuk diserap oleh
atmosfer. Radiasi gelombang panjang adalah cerita lain. Kira-kira 90%

dari radiasi gelombang panjang meninggalkan permukaan bumi yang
kemudian diserap di atmosfer oleh gas rumah kaca. Panas ini akhirnya
mencapai lapisan atas atmosfer yang lebih rendah dan hilang ke angkasa
luar, tetapi penyerapan oleh gas rumah kaca menunda sisa gelombang
dan menjaga atmosfer yang lebih rendah agar lebih hangat dari itu akan
ada jika transparasi atmosfer terhadap radiasi gelombang panjang ada.
Jumlah panas yang terperangkap dan suhu yang dihasilkan dari atmosfer
jelas bervariasi langsung dengan konsentrasi gas-gas ini. Jika gas sangat
terkonsentrasi, maka suhu akan sangat tinggi seperti pada planet venus
(400°C) dan jika konsentrasi rendah, akan seperti di Mars (-50°C).
Di bumi ada tujuh atau lebih gas yang berkontribusi terhadap
pemanasan atmosfer, mulai dari karbon dioksida alami, uap air, metana,
ozon, dan nitrous oksida ke chlorofuorocarbons-manusia yang dihasilkan.
Efek pemanasan dari masing-masing gas ini berbeda karena konsentrasi
mereka berbeda dan karena mereka menyerap radiasi dengan efsiensi
yang berbeda pada panjang gelombang yang berbeda. Dalam kondisi
yang jelas, Kiehl dan Trenberth (1997) memperkirakan bahwa 60% dari

efek pemanasan ini karena uap air, 26% karbon dioksida, 8% ozon, dan
6% untuk metana dan dinitrogen oksida. Gas-gas lain seperti

chlorofuorocarbons, berkontribusi ~ 1% atau kurang untuk efek
pemanasan keseluruhan. Untuk hidup di lautan, elemen yang paling
penting dalam gas-gas ini adalah karbon (C) dalam karbon dioksida (CO2).
Pelepasan karbon baru hasil dari pembakaran bahan bakar fosil dan
deforestasi tidak semuanya berada di atmosfr, melainkan terbawa ke
biosfer dan laut. Kondisi ini membuktikan, alam dapat menyerap lebih dari
setengah emisi karbon. Meski demikian, perubahan iklim menyebabkan
alam memperlambat penyerapan karbon, atau bahkan mulai melepaskan
karbon, yang disebabkan oleh penggunaan bahan bakar fosil dan
deforestasi (Mardesyawati, 2007). Perkiraan besaran penyimpan karbon
dan fuks dalam siklus karbon global terus – menerus diperbarui. Ulasan
terbaru dari Sarmiento dan Gruber (2002), diilustrasikan pada gambar
dibawah, yang memisahkan nilai-nilai pra-industri dari nilai-nilai
antropogenik. Di atmosfer, misalnya, ada ~ 590 Pg karbon di era praindustri tetapi hari ini nilai adalah ~ 161 Pg dengan peningkatan lebih dari
~ 30%. Fluks alami atau non-antropogenik antara atmosfer dan tanah dan
laut sekitar tampak seimbang pada gambar, tetapi fuks antropogenik
tidak seimbang karena input tahunan ke atmosfer 5,4 Pg dari pembakaran
bahan bakar fosil. Dari keseluruhan 3700 Pg bahan bakar fosil yang
berupa karbon, 220 Pg telah dimasukkan ke dalam atmosfer. Deforestasi
telah menambahkan lebih 124 Pg untuk total 344 Pg ditambahkan ke

atmosfer selama 150 tahun terakhir. Sekitar 65 Pg dari total sekarang
kembali pada biosfer terestrial melalui proses seperti re-growth hutan, ~
161 Pg tetap di atmosfer, dan 118 Pg terlarut di laut.
Tingkat di mana karbondioksida ditukar antara lautan bumi dan
atmosfer, tergantung pada gradien tekanan parsial gas di permukaan
laut. Selama periode tahunan ~ 90,6 Pg karbon ditransfer dari laut ke
atmosfer sementara ~ 91,9 Pg memasuki laut dari atmosfer ke lautan
meningkat sekitar 1,3 Pg C y-1. Ketika CO2 larut di laut, 99% berdisosiasi
dan bentuk ion bikarbonat (91%) dan ion karbonat (8%). Hanya ~ 1%
mempertahankan struktur CO2, tetapi hanya sebagian kecil ini yang
berpartisipasi dalam pertukaran dengan atmosfer (Prentice et al. 2001).
CO2 yang terserap oleh laut mengakibatkan perubahan kimia dalam
permukaan air laut. CO2 dalam air dapat menimbulkan pembentukan
asam karbonat, sehingga menyebabkan permukaan laut pH turun sebesar
0,1 unit, dan diproyeksikan turun lagi sebesar 0,3 -0,4 unit pada akhir
abad ini. Pergeseran zat-zat kimiawi dalam lautan tidak hanya
meningkatkan keasaman tetapi juga mengurangi ketersediaan ion

karbonat yang banyak digunakan hewan untuk membangun kerangka
yang terbuat dari kalsium karbonat. Penurunan ini membuat organisme

seperti plankton, karang dan moluska berjuang untuk membangun dan
memelihara struktur pelindung mereka. Jika tekanan terhadap mereka
besar, maka kemungkinan kepunahan populasi tidak bisa terhindarkan
(Mardesyawati, 2007).
Bersama dengan bentuk karbon, terbentuk karbon anorganik
terlarut (DIC) di laut. DIC biasanya disajikan sebagai "total CO2" seperti
pada dua contoh distribusi vertikal dari jumlah CO2 pada kurva dibawah.
Profl ini mewakili samudra Atlantik Utara dan Samudra Pasifk Utara
menunjukkan beberapa ftur utama umum untuk semua lautan terbuka.
Misalnya di Atlantik konsentrasi adalah terendah di permukaan dan telah
meningkat ~ 10% pada ~ 1000 m, dan kemudian sedikit konstan ke
bawah.
Untuk masa depan kehidupan di bumi,yang penting diperhatian
adalah konsentrasi dari gas rumah kaca yang terus meningkat, sehingga
meningkatkan efek rumah kaca atau yang sering kita sebut global
warming Sejak tahun 1958 konsentrasi CO2 di atmosfer telah dicatat dari
pengukuran langsung di Mauna Loa, Hawaii dan untuk berabad-abad
sebelum tahun 1958 pengukuran juga telah banyak di lakukan.

Konsentrasi CO2 telah ditentukan dari analisis dari udara yang

terjebak di gletser. Dari kurva pada Gambar. 10.03 konsentrasi CO2
terbukti tetap relatif konstan pada 280 ppm dari tahun 900 sampai sekitar
tahun 1850an pada tahun 2001 CO2 meningkat drastis yaitu sebesar
370 ppm atau setara dengan 30% peningkatan dalam kurun waktu 150
terakhir tahun. Prentice dkk. (2001) menyimpulkan bahwa nilai CO2 saat

ini meningkat lebih cepat kenaikan CO2 saat ini sama dengan kenaikan
CO2 alami selam 420.000 tahun .
Kira-kira dua-pertiga dari peningkatan CO2 yang di sebabkan oleh
faktor antropogenik sejak tahun 1850 adalah karena pembakaran batu
bara, minyak, dan gas. Sepertiga sisanya adalah akibat dari
penggundulan hutan . Saat ini, peningkatan CO2 bertanggung jawab
terhadap peningkatan gas rumah kaca yaitu sebesar 60% terhitung muli
tahun 1850. Selain CO2 ad pula nitrogen yang menyumbang sebanyak
20% dalam peningkatan gas rumah kaca, kenaikan gas rumah kca
mnimbulkan banyak pertanyaan mengenai kenaikan suhu, perubahan
iklim dan sebagainya.

Salah satu ftur yang menarik dari peningkatan CO2 di atmosfer
baru-baru ini adlh bahwa pertumbuhan aktiftas manusia menyumbang
setengah jumlah CO2 yang ada di tmosfer Hal ini diilustrasikan pada
Gambar. 10.04, yang menunjukkan fuks tahunan emisi CO2 ke dalam
atmosfer dari bahan bakar fosil dibandingkan dengan tingkat
pertumbuhan CO2 yang diamati.
Akumulasi tahunan CO2 di atmosfer (Gbr. 10.04) jauh lebih
bervariasi dari emisi tahunan. Menariknya sebagian besar puncak di
akumulasi kurva bertepatan dengan peristiwa El Niño. Puncak di tingkat
akumulasi di tahun-tahun 1965-6, 1968-9, 1972-3, 1976-8, 1982-3, 19867, 1997-8 dan bertepatan dengan episode El Niño. Terkecuali adalah
pristiwa El Nino pada tahun 1992-3, pada grafk tersebut di tunjukan pada
tahun 1992 akumulasi CO2 kecil namun terjdi el nino hal ini mungkin
disebabkan Karen letusan gunung pintubo pada tahun 1990an yang
menyebabkan pendinginan di atmosfer Prentice dkk. (2001), namun,tidak
ada bukti jelas hubungan dari kedua fenomena tersebut . Alasan hipotesis
selanjutnya adalan meningkatnya air hangat di Pasifk khatulistiwa selama

acara El Niño akan menyebabkan fuks peningkatan CO2 ke atmosfer.
namun terjadi penurunn fuks selama El Niño di daerah ekuator karena
dari penurunan upwelling sepanjang khatulistiwa dengan membawa air
yang memiliki kandungan CO2 yang lebih tinggi.
Hubungan langsung antara konsentrasi gas rumah kaca di atmosfer
dan suhu atmosfer menjelaskan bahwa suhu udara adalah salah satu
variabel kunci untuk memantau sedangkan gas meningkat. Untungnya
suhu udara telah diukur secara akurat sepanjang 150 tahun terakhir alih
tanah dan laut. Sebagaimana bisa dibayangkan, catatan suhu ini tidak
merata dalam kualitas dan cakupan, dan menciptakan satu set data yang
berguna untuk panjang diperlukan waktu rentan terhadap beberapa
masalah yang tidak biasa. Di laut, masalah lain muncul. Folland dkk.
(1984) menganalisis data suhu permukaan laut tersedia tetapi digunakan
hanya nilai-nilai di malam hari karena pemanasan matahari dari kapal
pada siang hari menghasilkan nilai palsu yang tinggi.
Selama 20 tahun terakhir telah banyak upaya untuk merakit
pengukuran suhu udara dan air dari seluruh dunia untuk sampai pada
perkiraan yang akurat dari suhu permukaan bumi. Hasil terakhir
memberikan Suhu bumi sejak 1860 ditunjukkan pada Gambar. 10.05.
Suhu terlihat berfuktuasi sekitar tingkat yang konstan antara 1860 dan
1910, dan kemudian meningkat sekitar 0,3°C dengan tahun 1940-an. Hal
ini diikuti oleh periode yang lain dari nilai-nilai yang relatif stabil sampai
tahun 1970-an, ketika periode lain peningkatan pesat mulai. Total
peningkatan suhu selama 150 tahun terakhir diperkirakan 0,6 ± 0,2°C.
Ukuran kecil dari kesalahan relatif terhadap total menunjukkan bahwa
pemanasan ditemukan secara substansial lebih besar bahwa
ketidakpastian pengamatan. Delapan tahun terpanas dari catatan terjadi
pada 1990-an, dengan keberadaan terpanas 1998.

Band abu-abu pada Gambar di atas mendekati kisaran temperatur,
sejak 1860, diperkirakan dengan simulasi komputer model iklim lautatmosfer digabungkan. Band ini didasarkan pada empat simulasi terpisah,
yang termasuk alam serta pendorong antropogenik. Kesepakatan antara
pengamatan dan catatan simulasi jelas dekat, menunjukkan bahwa model
secara memadai mewakili proses penting dalam respon global untuk
konsentrasi berubah dari gas rumah kaca. hasilnya adalah rentang nilai
menunjukkan meningkat 1,5-5,5 ° C selama 100 tahun ke depan. Ratarata dari model prediksi adalah sekitar 3 ° C, atau lima kali kenaikan
diamati selama 150 tahun terakhir.
Catatan 1000-tahun temperatur permukaan di belahan bumi utara
ditunjukkan pada Gambar. 10,06 dibangun dari catatan instrumental
(Jones et al. 2001) dan proxy data dari variasi dalam lingkaran pohon,
karang, dan inti es (Mann et al. 1999). Dengan perspektif jangka panjang
ini pemanasan di abad kedua puluh menelusuri peningkatan CO2 seperti
yang diharapkan, dan ini jelas anomali milenium.
Di dalam perairan terutama laut yang memiliki luasan wilayah yang
sangat besar terdapat beberapa system fsika maupun kimia yang sangat
kompleks. Pada materi ini kita akan membahas tentang suatu proses
dimana karbon dioksida (CO₂) dari atmosfer dapat masuk ke perairan dan
bagaimana mekanismenya di dalam perairan hingga sampai ke
kedalaman. Karbon dioksida yang masuk keperairan melalui proses difusi
maupun fksasi oleh phytoplankton dalam proses fotosintesis akan
tenggelam ke kedalaman bersama mikroorganisme yang mati. Peristiwa
tersebut biasanya disebut dengan biological pump. Proses biogeokimia ini
melibatkan fitoplankton, hewan yang mengkonsumsinya, dan bakteri yang mengasimilasi
limbah mereka memainkan peran sentral dalam siklus karbon global.

Biological pump melalui beberapa proses yaitu :
1. Pada kedalaman 0-100 m karbon dioksida dari atmosfer akan
terlarut pada permukaan laut. Phytoplankton akan menggunakan
CO2 untuk pertumbuhannya melalui proses fotosintesis dengan
bantuan matahari dan juga beberapa nutrient. Beberapa CO2
kemudian dilepaskan kembali ke air melalui respirasi.
2. Beberapa karbon diteruskan ke konsumen utama: zooplankton dan
flter feeder lainnya yang bergantung pada ftoplankton untuk
energi mereka. Zooplankton berespirasi mengeluarkan CO2 dan
juga mengeluarkan kotoran yang mengandung CO2. Kotoran dari
zooplankton pada permukaan perairan yg mengandung Karbon
dioksida akan tenggelam atau menuju ke kedalamanan.
3. Pada kedalaman 100-1000 meter zooplankton dan bacteria
memakan karbon dioksida yang berasal dari permukaan. Bakteri
memainkan peran penting dalam pompa biologis dengan
menguraikan partikel organik seperti limbah produk dan organisme
mati yang tenggelam kelaut dalam (Aerobic dekomposisi rilis CO2).
Dalam perairan ini, bakteri dapat benar-benar melemahkan pompa
biologis dengan mengurangi aliran partikel ke dalam.
4. Pada kedalaman lebih dari 1000 meter carbon dioksida akan
dikonsumsi oleh konsumen pada tingkat trofk yang lebih tinggi.
Pada kedalaman ini bakteri akan memecah bahan organic yang juga
akan mengakibatkan tenggelamnya CO ke kedalamanan. Dan bisa
jadi CO₂ akan releas kembali ke permukaan karena adaanya proses
remineralisasi. Sedangkan karbondioksida juga dapat terendap
dalam sedimen
Jadi dapat disimpulkan
bahwa
biological
pump
merupakan proses fksasi
CO₂
melalui
proses
fotosintesis
oleh
mikroorganisme
(phytoplankton) yang akan
ditransfer ke laut dalam
melalui
organisme
yang
mati, skeletal, dan juga
material organic (particulate
organic carbon POC dan
particulate inorganic carbon PIC).

Pada chapter 3 dan 8 telah dijelaskan mengenai dua kategori
produktiftas primer. Pertama produksi regenerasi, di mana penggunaan
alga sebagai sumber nitrogen dan juga dari ekskresi amonium makhluk
hidup tingkat tinggi. Kedua yaitu produksi baru , di mana penggunaan
alga dalam proses upwelled nitrat dari nutricline yang ada di bawah atau
kedalaman. Fiksasi biologis karbondioksida dan nutrient dapat dilihat
dalam 2 keadaan, pertama keadaan malam dimusim salju dan keadaan
siang di musim panas. Penginderaan ini menggunakan satelit
penginderaan jarak jauh. Pengukuran besarnya carbo n dalam materi
organik dalam perairan biasanya mengunakan metode pengukuran f
ratio. F ratio merupakan perhitungan total produksi baru untuk sampai
pada total produksi secara keseluruhan. Kesulitan dalam perhitungan f
ratio adalah berdasarkan pada kondisi geografs di wilayah-wilayah
tertentu. Selain itu kesulitan selanjutnya adalah penentuan produksi baru
yang dipengaruhi oleh upwelling nitrat, yang dihasilkan dari aktivitas
eddy, atau gelombang internal. Fluktuasi nitrogen yang meninggalkan
zona pelagis ke sediment organik partikel akan seimbang dengan
fuktuasi nitrat-N ke zona diatasnya. Demikian pula, fuks ke bawah
karbon bahan organik diimbangi oleh uptake dari atmosfer. Sebagian
besar, rasio f yang dihitung dari tingkat produksi baru telah ditentukan
dengan mempelajari dinamika nitrat dan amonium dalam percobaan
inkubasi, tapi seperti yang kita lihat dalam Bagian 3.5.3, Watts et al.
(1999) mengembangkan metode berbasis satelit untuk menentukan f
ratio pada skala laut-basin.
Produksi primer oleh organisme berasal dari berbagai ukuran,
seperti dari diatom ke picoplankton dan konsumen mereka adalah ciliates
kecil, coppeppoda dengan ukuran yang sedang, euphausiida lebih besar,
atau zooplankton gar-agar besar yang tetap menyaring partikel yang
sangat halus. Konsumen ini menhasilkan pelet tinja dengan berbagai
ukuran dan tingkat kedalaman.
Interprestasi dari perbedaan pola fuks yang tenggelam tersebut
sanggat sulit, rumit, dan jauh dari resolusi. Misalnya pada musim semi
ftoplankton dalam kaitanya dengan kemampuan zooplankton untuk
mengkonsumsi tersebut. Jika zooplankton yang ada dengan jumlah yang
baik di permukaan air dan mampu bersaing dengan konsumsi ftoplankton
yang diproduksi, kelebihan karbon ftoplankton akan teroksidasi di
perairan yang dekat dengan permukaan. Di sisi lain, bentuk umum dari
zooplankton seperti copepoda menghasilkan jumlah besar kotoran yang
tenggelam dengan cepat dan akan memiliki efek mempercepat gerakan
ke bawah dari karbon.

Pada bakteri memiliki efek sebaliknya, jika organisme mati dan
mullai masuk ke partikel yang lebih kecil, maka bahan organik yang
terlarut akan melepaskan dan bahan organik yang terlarut tersebut
menyediakan makanan untuk bakteri, kemudian akan berkembang biak
dengan cepat. Ukuran bakteri sangat kecil sehingga tingkat tenggelamnya
tidak berarti atau diabaikan dan sejumlah besar karbon tetap berada di
permukaan air dan dapat tetap dalam suspensi dan dikonversi kembali ke
CO2 oleh respirasi bakteri.
Martin et al. (1987) melaporkan pada kedalaman antara 100 sampai
2000 meter di timur laut Pasifk di lepas pantai California. Mereka
memperkirakan bahwa pada kedalaman 100 m stasiun dekat dengan
pantai memiliki fuks bawah 7,1 mol C m-2-y 1 sementara pada
kedalaman yang sama stasiun yang jauh dengan subtropis memiliki fuks
ke bawah hanya 1,2 mol C m -2 y-1.
Sehingga dapat diasumsikan bahwa fuk yang kebawah pada karbon
akan seimbang dengan produksi di zona eufotik. Studi ini menghasilkan f
(C) rasio diperkirakan 0,14 untuk laut terbuka dan 0,17 untuk zona pesisir.
Di daerah upwelling yang aktif 0,20. sementara diekstrapolasi ke laut
dunia, menyimpulkan bahwa total produksi bersih global berada di urutan
50 Pg karbon, yang 7,4 Pg adalah produksi baru. Dalam hubungan ini,
model fsiologis ftoplankton telah menunjukkan bahwa rasio karbon tetap
untuk nitrogen yang digunakan tergantung pada kerangka waktu
pengukuran dan status gizi ganggang. Misalnya, dalam percobaan lebih
lama, lebih banyak karbon yang akan tetap mendukung asimilasi N yang
gelap.

Pada gambar diatas menunjukan , fuks di 500 m hanya sekitar 0,4
mol C m-2 y-1 dan pada 2000 m itu di urutan 0,1 mol C m-2 y-1.

Perbedaan dicatat oleh oksidasi karbon organik menjadi CO2 selama
perjalanan ke bawah nya. 50% dari karbon dikeluarkan dari permukaan
dibuat ulang dalam waktu kurang dari 300 m, 75% oleh 500 m, dan 90%
oleh 1500 m. Dan dapat disimpulkan bahwa regenerasi yang cepat berada
diperiaran yang dekat permukaan dan sebagian CO2 dihapus dari atas
100 m akan tersedia untuk pertukaran dengan suasana dalam waktu 10
tahun. Kesimpulan bahwa mungkin benar untuk daerah yang diteliti
(antara utara California dan Hawaii) tetapi di daerah di mana termoklin
permanen biasanya kurang dari 100 m dari permukaan, banyak karbon
tenggelam akan dihapus untuk interior laut dan memotong dari atmosfer
selama setidaknya beberapa dekade.
1. Rasio Redfeld terlarut / partikulat pompa karbon.
Unsur rasio adalah C, N, dan P dalam organisme tenggelam awalnya
sama dengan rasio di dalam air (yaitu rasio Redfeldd C: P = 106, N: P =
16), meskipun perubahan sebagai organisme terurai selama tenggelam.
Produksi dan ekspor organisme ini tergantung dalam jangka panjang pada
upwelling air yang kaya nutrisi. Seiring dengan nutrisi N dan P yang
dibutuhkan untuk terus produksi ftoplankton, air upwelled akan berisi
karbon dalam bentuk CO2 menyeimbangkan jumlah karbon awalnya
diekspor. Tidak ada penyerapan jangka panjang karbon.

2. N2-prima pompa karbon prokariota
Dalam sebuah sistem N-terbatas di mana fksasi biologis N2
sementara mengurangi sistem keterbatasan, meninggalkan P, Fe, dan /
atau kontrol lampu produksi baru dan ekspor, ada pilihan mendukung
organisme prokariot dengan tinggi C: P rasio, (biasanya 250-300: 1).
Ekspor bahan organik non-Redfeld ini menyebabkan penghapusan bersih
C dari air permukaan, relatif terhadap air upwelled kaya nutrisi.

3. Event sedimentasi massa pompa karbon
Pertimbangkan gangguan fsik atau biologis tertentu yang
menghasilkan denyut nadi cepat dari ekspor ke dasar laut. Sebuah contoh
akan ketika deposisi atmosfer debu yang kaya besi di daerah
keterbatasan besi menyebabkan pertumbuhan dan agregasi diatom yang
tenggelam dengan cepat ke dasar laut (lihat Bagian 3.2.7). Bahkan jika
bahan diekspor sesuai dengan rasio Redfeld, tidak dalam menanggapi
upwelled nitrat dan karbon dioksida dan ada penghapusan bersih dari

karbon dari permukaan laut pada skala waktu puluhan tahun untuk
berabad-abad (Karl et al. 2003).
Tahap terakhir dalam memompa sedimentasi biologis di dasar laut.
laut yang bersangkutan dengan gyres, tingkat fksasi karbon oleh
ftoplankton relatif rendah. Sebagian besar karbon yang tenggelam adalah
regenerasi untuk CO2 di kolom air, sehingga sedimen dalam laut hanya
menerima 1-2 gm-2 dari karbon organik per tahun. Lochte dkk. (2003)
memperkirakan bahwa fuks global untuk kedalaman lebih besar dari
2000 m adalah 0,34 Pg C thn-1. Seluruh kandungan dasar dalam-laut
hanya sekitar 15% dari penyimpanan karbon dunia.
Situasi di rak kontinental sangat berbeda. Mereka memiliki jauh
lebih tinggi tingkat produksi primer dari laut terbuka, dan anggaran
menunjukkan bahwa mungkin setengah dari produksi ini tidak dimakan
oleh zooplankton, tetapi tenggelam ke dasar (Walsh et al. 1981, Walsh
1983). Oleh karena itu salah satu harapkan akumulasi besar dari sedimen
karbon di rak-rak. Sebaliknya, orang menemukan akumulasi besar di
lereng benua, dan penulis mendalilkan bahwa ada transportasi lintas-rak
dan ekspor ke lereng benua yang di seluruh dunia berjumlah 2,7 Pg C y-1.
Mungkin dua pertiga dari karbon ini teroksidasi menjadi CO2 dan
kembali ke rak dan kemiringan perairan, namun dari penelitian terhadap
kandungan karbon organik dari sedimen, mereka porositas, dan 210Pb
pengukuran tingkat akumulasi sedimen, dapat disimpulkan bahwa 0,9 Pg
karbon disimpan setiap tahun di rak dan lereng, bersama dengan lain 0,2
Pg di muara dan delta.
Kerangka kalsium karbonat memiliki banyak ketidakpastian dalam
model karbon bersepeda laut timbul dari tidak sempurna pemahaman
tentang proses yang mengontrol pembentukan dan pembubaran kalsium
karbonat (Iglesias-Rodriguez et al. 2002). Kegiatan oleh bangunan karang
- karang dan deposisi jangka panjang tes bentuk planktonik seperti
foraminifera dan coccolithophores mekanisme untuk menghilangkan
karbon dari lapisan campuran dari laut.
Deposito geologi di seluruh dunia dari kalsium karbonat
membuktikan jangka panjang dan pengaruh luas dari kegiatan ini oleh
organisme laut. Pertanyaan muncul, bahwa fuks bawah karbon anorganik
dihitung sebagai istilah pompa biologis, dengan mempertimbangkan
interaksi laut - atmosfer.
Proses biotic bahwa endapan kalsium karbonat mendorong
persamaan ini ke kiri, sedangkan pembubaran dari karbonat diendapkan

drive persamaan ke kanan. Hal ini diyakini bahwa banyak dari kalsium
karbonat diendapkan oleh organisme planktonik dibubarkan lagi di kolom
air, tetapi tidak jelas berapa banyak dilarutkan dalam campuran layer dan
berapa banyak di kedalaman.
Selain itu, peningkatan antropogenik di atmosfer CO2 dapat
menyebabkan peningkatan CO2 di dalam air dan penurunan net biologi
kalsifkasi, di terumbu serta plankton. Pembentukan kalsium karbonat
menghilangkan CO2 dari lapisan campuran (dan secara tidak langsung
dari atmosfer) tetapi juga menghilangkan kalsium. Penghapusan kalsium
mempengaruhi total alkalinitas dengan pembebasan ion hidrogen.
Proses terakhir menggeser keseimbangan antara bikarbonat dan
karbon dioksida dalam air, terkemuka untuk pembebasan karbon dioksida
ke air dan akhirnya kembali ke suasana. Penambahan CO2 dengan proses
ini lebih dari mengkompensasi untuk dihapus dalam pembentukan
karbonat, sehingga tidak ada memompa ke bawah bersih dari atmosfer
untuk interior laut. Satu kemudian mungkin bertanya, "Tapi tentunya
tenggelamnya kalsium karbonat kerangka merupakan fuks ke bawah
bersih dari karbon, seorang biologis memompa? "Jawabannya adalah,"
fuks ini diimbangi dengan perubahan alkalinitas dari air permukaan,
tetapi tidak oleh fuks karbon dari atmosfer.
Di situasi mapan, perubahan alkalinitas dikompensasi oleh adveksi
dari beberapa materi penetral dari sumber lain, seperti tanah, dan bukan
oleh fuks karbon dioksida dari atmosfer. "Singkatnya, meskipun dalam
waktu geologi sebagian besar karbon dioksida dari atmosfer telah
berakhir sebagai karbon dimakamkan di sedimen, tidak jelas bahwa
mekanisme kalsifkasi masa kini biologis berkontribusi secara signifkan
untuk pemakaman itu. Houghton et al. (2001) (Gambar. 10,09) menetap
untuk pemakaman 0,2 Pg C-yr 1 di rak dan 0,2 Pg C-yr 1 di dalam lautan.
Presipitasi
kalsium
karbonat
di
mekar
coccolithophore
menyebabkan kuat tanda tangan optik yang dapat dideteksi baik di situ
dan jarak jauh. Ke satelit, tanda tangan adalah hamburan putih, yang
mengarah ke "laut terang." Bila digabungkan dengan di profl situ kalsit,
adalah mungkin untuk membangun peta global planktonik organisme di
laut kalsium karbonat--pencetus.
Coccolithophores ditemukan di kelimpahan rendah di laut tropis dan
subtropis, tapi yang lebih tinggi konsentrasi di laut beriklim di musim
panas, berikut diatom mekar. Ekspor karbon organik oleh diatom di
musim semi dapat diimbangi oleh penghabisan karbon dioksida oleh
coccolithophore mekar di akhir tahun (Falkowski et al. 2003).

Proses biologis menyebabkan adanya aliran karbon ke laut. Bagian
produksi primer pada lapisan campuran (mixed layer) dikonsumsi dan
direspirasikan pada lapisan itu sehingga karbondioksida yang dikeluarkan
oleh respirasi dikembalikan ke atmosfer. Transfer karbondioksida di
permukaan laut tergantung pada perbedaan antara tekanan parsial
karbon dioksida (pCO2) di permukaan air dan di udara, dikalikan dengan
koefsien perpindahan gas. Perbedaan tekanan parsial dipengaruhi oleh
fksasi biologis karbon, karena fotosintesis yang kuat oleh ganggang
mengurangi konsentrasi karbondioksida di permukaan air (meskipun tidak
cukup untuk membatasi lebih lanjut fksasi karbon). Disisi lain, jika air
dingin mengalami upwelling dan menghangatkan permukaan, perubahan
suhu akan meningkatkan tekanan parsial, karena saturasi air hangat pada
konsentrasi gas rendah.
Koefsien perpindahan gas tergantung pada kekuatan angin, tingkat
turbulensi permukaan, dan bentuk gelombang. Upaya untuk mengukur
variabel tersebut dalam percobaan terowongan angin menyebabkan hasil
berbeda, tetapi beberapa pemeriksaan silang terhadap nilai-nilai yang
digunakan untuk mensimulasikan kondisi di laut dapat dilakukan dengan
memeriksa tingkat dimana gas radon dan karbon radioaktif berpindah
antara laut dan atmosfer.
Takahashi et al. (1999), data yang dikumpulkan diinterpolasi lebih
dari tiga dekade untuk mendapatkan nilai-nilai bulanan pCO2 pada
permukaan air dunia, menggunakan koefsien perpindahan pada
kecepatan angin, aliran bersih per bulan dihitung dan diungkapkan jelas
pola regional dan musiman. Aliran terbesar dari laut ke atmosfer diyakini
hasil dari pemanasan air upwelling di divergensi ekuator. Meskipun pompa
biologis terjadi, besarnya diyakini kurang kuat daripada outgassing yang
dihasilkan dari pemanasan air upwelling. Tenggelamnya karbondioksida
ditemukan di daerah kutub dan subpolar. Pendinginan air saat mengalir
dari khatulistiwa ke arah kutub menyebabkan ia mengambil CO2 dari
atmosfer. Sirkulasi laut dalam, mengangkut CO2 dalam jumlah besar,
misalnya 0,5-1,0 Pg C yr-1 di cekungan Atlantik. Aliran bersih dari
atmosfer ke laut diperkirakan sekitar 2 Pg C thn-1. Dalam siklus karbon
organik, produksi primer global adalah 103, dan produksi primer bersih
adalah 45. Dari jumlah ini, 34 Pg ditampilkan sebagai regenerasi di atas
termoklin dan 11 diekspor dibawah termoklin dalam bentuk partikulat dan
bahan organik terlarut. Hampir semua bahan yang diekspor diubah
menjadi karbon dioksida di kolom air, dan sebagian besar dibawa kembali
ke atas termoklin oleh proses fsik.

Penguburan karbon organik dalam sedimen pesisir, diperkirakan 0,1
Pg yr-1. Penguburan di sedimen laut dalam diperkirakan berjumlah 0,01
Pg yr-1. Pada siklus kalsium karbonat anorganik, total fksasi karbon 0,7
Pg C-yr 1, dengan 0,2 terkubur dalam sedimen pesisir dan 0,4 diekspor ke
laut dalam. Dari jumlah ini, 0,2 diregenerasi ke dalam kolom air dan
hanya 0,2 dikubur di sedimen dalam. Blooming ftoplankton dengan rasio
berubah C: N: P, adalah sedimentasi massa ftoplankton didorong oleh
peristiwa keterbatasan besi. Jika perubahan suhu global atau perubahan
run-of air tawar menyebabkan perubahan dalam pola stratifkasi laut dan
sirkulasi laut dalam, keseimbangan antara pompa biologis dan gerakan
fsik karbon dioksida mungkin terganggu. Pemahaman bahwa pompa
biologis membuat perbedaan konsentrasi CO2 di atmosfr, apabila
terdapat perbedaan, hal itu akan membuat perubahan konsentrasi CO2 di
atmosfer lebih skala waktu ratusan tahun.
Besarnya kenaikan CO2 di atsmosfer di abad ke 17an sekitar 280
ppm, dan sekarang menjadi 350 ppm, hal ini dapat dilihat sebagai
dampak dari perubahan jangka panjang. Berdasarkan penelitian
kandungan karbondioksida terbentuk dalam gunungan es ribuan tahun
yang lalu, selama zaman es terakhir CO 2 sekitar 180 ppm. Ada beberapa
bukti diantaranya adalah dari Inti Vostok es. Stasiun Vostok terletak di
timur Antartika, dimana pada saat ini suhu tahunannya mencapai -55,5 0C.
Inti es dibor hingga mencapai kedalaman 3.623 m dan bagian terdalam
dari es ini berumur sekitar 400.000 tahun. Suhu ambient pada intinya
( dinyatakan sebagai perbedaan suhu permukaan yang sekarang) telah
diperkirakan dari komposisi isotopnya ( baik dari Deuterium dan 18O).
kenaikan suhunya mencapai sekitar 10 0 C sekitar 15.000 tahun yang lalu,
yang menunjukan bahwa berakhirnya zaman es. Pada periode interglasial
sebelumnya sekitar 140.000 sampai 116.000 tahun BP dan awalnya juga
ditandai dengan kenaikan yang relatif cepat pada suhu rata-rata sekitar
100C. Catatan ini menunjukan dua periode interglasial yang sebelumnya
( Plat 7 ). Kesimpulannya adalah bahwa seluruh catatan 400.000 tahun
atsmosfer dan iklim yang terombang ambing di defnisikan dengan baik
dan batas kestabilannya. Tapi sekarang beban atsmosfer terhadap
karbondioksida dan metana yang belum pernah terjadi sebelumnya
selama 420.000 tahun terakhir.
Suhu selama periode glacial berfuktuasi jauh, dan ini sering
dihubungkan dengan variasi di orbit bumi. CO2 yang terperangkap didalam
gundukan es, terdapat korespondensi yang luar biasa dengan suhu, setiap
kenaikan suhu yang diikuti oleh kenaikan CO2 di atsmosfer. Pada slhir dari
masing-masing periode glacial terakhir, suhu naik sekitar 10 0 C, dan CO2

diatsmosfer naik 40%. Kontroversial hasil interpretasi ini sama dengan
situasi analog klasik “ ayam dan telur”. Perubahan suhu yang dipengaruhi
oleh perubahan kadar CO2 atau perubahan tingkat CO2 hasil dari
perubahan iklim?
Buku ini tidak memperdebatkan tentang teori penyebab zaman es,
tapi disepakati bahwa periode glasial disebabkan oleh faktor tidak dengan
sendirinya mengakibatkan terjadinya penurunan suhu dalam skala besar.
Fakator yang memicunya adalah seperti meningkatnya Albedo sebagai
akibat dari meningkatnya lapisan es, yang mengarah pada penurunan
suhu rata-rata, besarnya pembentukan es, penurunan muka air laut dan
sebagainya.
Banyaknya perubahan di orbit bumi merupakan awal dari
penyebabnya. Arah dari sumbu bumi, yang erat kaitannya dengan
bintang, siklus yang terjadi 23.000 tahun. Kemiringan dari sumbu bumi
sehingga posisi miringnya berubah pada siklus 41.000 tahun, dan
eksentrisitas orbit yang mempunyai jangka watu 100.000 tahun. Bukti
bahwa berakhirnya zaman es berhubungan dengan periodisitas yang ada
di core sedimen laut akan kembali setiap 800.000 tahun. Parameter yang
diukur adalah komposisi oksigen isotop planktonik foraminifera, analisis
statistik dari kumpulan radiolarian, yang sebelumnya terbukti berkorelasi
dengan suhu. Dan prosentase dari radiolaria lainnya, yang sebelumnya
tidak digunakan datanya, yang diduga menjadi indicator dari stratifkasi
dalam kolom perairan. Analisi spektral menunjukan bahwa variasi iklim
dalam buku ini memuncak setiap 23.000, 42.000, dan 100.000 tahun,
teori ini sangat mendukung bahwa orbital forcing merupakan penyebab
dari quarterner zaman es. Demikian pula, analisis spektral dari 400.000
tahun rekor dari es-core menunjukkan bahwa puncaknya terjadi pada
100,41,23, dan 19 kyr.
Petit et al (1999) menyimpulkan bahwa pada setiap empat periode
ini ada kesamaan dari peristiwa yang terjadi, diantaranya adalah Orbital
forcing ( kemungkinan berkontribusi dalam perubahan isolation local),
diikuti oleh dua amplifer yang kuat. Gas rumah kaca sebagai faktor
utama, kemudian deglaciation dan feedback dari es-albedo.
Para ahli telah menyampaikan sebuah teori yang disimpulkan dari
pengamatan yang dilakukan terhadap lapisan sedimen kuno yang ada di
bumi. Mereka menciptakan sebuah skenario berdasarkan keadaan bumi
saat mengalami jaman es untuk digunakan sebagai salah satu prediksi
terhadap kondisi perubahan iklim bumi di masa yang akan datang.

Mereka menyampaikan bahwa, untuk dapat terbentuk jaman
setidaknya terdapat empat komponen yang harus terjadi, yaitu :

es,

1. Perubahan atau pergeseran orbit bumi yang menyebabkan
berkurangnya intensitas radiasi matahari di daerah high-latitude,
menurunnya suhu, dan menyebarnya tutupan es kutub.
2. Perubahan gradien suhu yang semakin meningkat antara daerah
kutub dengan ekuatorial akan menyebabkan pergerakan angin
pasat menjadi semakin kuat serta semakin rumitnya perubahan
pola produktivitas primer di laut disebabkan karena meningkatnya
upwelling.
3. Tingkat upwelling yang semakin tinggi di khatulistiwa akan
mendorong biological pumping lebih tinggi dan menyebabkan
penurunan kadar CO2, yang menyebabkan suhu bumi menjadi lebih
rendah.
4. Partikel debu yang kaya debu yang jatuh ke southern ocean akan
turut meningkatkan produktivitas biologis yang juga menyebabkan
penurunan kadar CO2.
Pada bagian 8.2.5 telah dijelaskan sumber utama dari pembentukan
perairan dalam di Atlantik Utara. Broecker dkk. (1985) menunjukkan
bahwa air di perairan kutub utara akan tenggelam, dan bergerak dari
selatan ke utara untuk mengisi kekosongan tempat. Meskipun demikian,
terdapat sekitar 5 x 1021 kalori panas yang dilepaskan ke atmosfer setiap
tahunnya. Energy ini memodifkasi iklim di perairan cekungan Atlantik
Utara dan sekitarnya. Air yang tenggelam di perairan Norwegia dan Laut
Greenland relative kekurangan nitrogen dan fosfor. Foraminifera yang
berada pada dasar perairan Atlantik Utara memiliki rasio cadmium dan
kalsium yang rendah, yang menunjukkan bahwa nutrisi di perairan ini
rendah.
Broecker dkk. (1985) memberikan ulasan bukti bahwa pembentukan
perairan dalam di Atlantik Utara sangat minim pada masa glacial. Pada
masa itu ditemukan bahwa rasio cadmium dan kalsium pada foraminifera
lebih tinggi daripada masa glasial saat ini, yang menunjukkan bahwa
perairan pada masa itu kaya akan nutrisi. Hal ini juga menunjukkan
bahwa isotope karbon pada perairan dalam di masa itu lebih stabil dan hal
tersebut juga terjadi pada wilayah perairan Pasifk dalam masa yang
sama. Semua bukti ini menunjukkan bahwa organisme yang hidup dalam
perairan Atlantik Utara berasal dari nenek moyang yang mungkin berbeda
dari masa sekarang, dan dengan adanya temuan ini timbul kemungkinan
bahwa pada zaman glasial tersebut sirkulasi termohalin dunia secara
radikal berbeda dengan saat ini. Bahkan kemungkinan terjadinya

perputaran, dengan formasi perairan dalam di Pasifk dan upwelling di
Atlantik, tidak harus dikesampingkan.
Bukti bahwa perubahan radikal terjadi dalam sirkulasi pada perairan
dalam di Atlantik Utara telah dikaji oleh Bond (1995). Berdasarkan
interpretasi adanya foraminifera dan isotope yang stabil dengan karbon
dan oksigen dalam intinya, telah menunjukkan bahwa terjadi pergeseran
besar “Atlantik Conveyor” yang muncu selama masa glasial terakhir.
Konfrmasi perubahan dalam hal kecepatan arus bawah diperoleh dengan
mempelajari distribusi ukuran butir. Saat ini sudah banyak para ahli yang
setuju dan yakin bahwa perubahan besar yang terjadi pada sirkulasi laut
dalam disertai oleh terjadinya fuktuasi iklim selama zaman es terakhir.
Ada banyak upaya yang dibuat untuk membuat model dari efek
kenaikan CO2 di atmosfer dan suhu dalam sirkulasi termohalin. Seperti
naiknya suhu, meningkatnya curah hujan dan run-of di Amerika Utara,
dan pemanasan serta penyegaran dari Atlantik Utara saat ini
menyebabkan pembentukan lanjutan perairan dalam lebih tahan terhadap
proses penenggelaman. Misalnya, Stocker dan Schmitner (1997)
membuat model yang menunjukkan bahwa konsentrasi CO 2 di atmosfer
meningkat menjadi 750 ppm dalam 100 tahun, maka sirkulasi termohalin
akan mengalami kendala. Jika konsentrasi atmosfer dari 750 ppm dicapai
lebih lambat, maka sirkulasi juga akan melambat. Model-model lainnya
menunjukkan prediksi yang berbeda dan tidak ada persetujuan mengenai
risiko bahwa pemanasan global akan mengubah sirkulasi termohalin
secara menyeluruh. Akan tetapi, mengingat efek yang sangat besar
bahwa “Atlantik Conveyor” bergantung pada iklim Eropa Barat, maka
pengendalian laju peningkatan CO2 di atmosfer menjadi suatu hal yang
sangat penting.
Pada bab awal telah dibahas bahwa efek rumah kaca (terutama
karbon dioksida, gas metan, ozon dll) terlibat dalam pemanasan global
yang signifkan. Sementara aerosol alam dan antropogenik cenderung
mengurangi suhu di bumi. Model simulasi yang mencakup faktor alam dan
antropogenik yang dikenal memberikan hasil yang baik pada catatan suhu
(Houghton et al. 2001). Penggunaan model tersebut dan berbagai bentuk
penggunaan energy di masa depan diperkirakan akan meningkatkan suhu
1,5° C dan 5,8° C dengan rata-rata 3° C pada tahun 2100 mendatang. Hal
ini merupakan kenaikan lima kali tingkat suhu yang diamati sejak 150
tahun terakhir tanpa melihat data 10.000 tahun sebelumnya berdasarkan
data paleoklimatik. Bagaimana pemanasan ini didistribusikan ke seluruh
dunia? Berbagai model setuju bahwa pemanasan maksimum berada di
lintang tinggi dari belahan bumi utara (terutama karena mencairnya es)

dan suhu minimum berada pada di belahan bumi selatan (terjadi
penyerapan panas laut).
Sejak maksimum glasial terakhir sekitar 20.000 tahun yang lalu,
permukaan laut global telah meningkat lebih dari 120 m akibat pencairan
es dan ekspansi termal dari kolom air. Kenaikan yang paling pesat pada
sekitar 15.000 dan 6000 tahun yang lalu,dengan tingkat rata-rata 10 mm
yr−1. Dalam 3000 tahun terakhir rata-rata mencapai 0.1–0.2 mm yr −1, tapi
selama abad ke-20 terjadi peningkatan 10 kali lebih besar yang mencapai
1.0–2.0 mm yr−1. Komponen terbesar yang terjadi disebabkan oleh
ekspansi termal seperti peningkatan suhu laut.
Ditinjau dari masa ke masa, ekspansi termal kemungkinan menjadi
penyebab utama perubahan, diikuti oleh mencairnya gletser gunung dan
es. Lapisan es di Greenland dan Antartika yang beriklim dingin dengan
curah hujan yang rendah diharapkan dapat diperkecil pencairan esnya.
Kisaran prediksi berdasarkan berbagai skenario untuk kenaikan
permukaan laut didapat dari 0.13-0.94 pada tahun 2100 dengan rata-rata
kenaikan 0.48m, yaitu sekitar 2-4 tingkat selama abad ke-20.
Bagaimana sistem alam akan merespon perubahan permukaan
laut? Jika kenaikan permukaan laut terlalu cepat, suksesi alami ekosistem
pesisir tidak dapat terjadi karena tingkat perubahan lebih cepat dari apa
yang telah terjadi sejak glasial terakhir. Efeknya akan diperburuk dimana
terdapat daerah yang dikembangkan di sekitar pesisir yang dilindungi
secara fsik. Sebagai contoh, dalam keadaan dimana pada tahun 2100
yang mengalami kenaikan setinggi 0.5 meter maka 10000 km 2 lahan
basah di pesisir amerika akan hilang.
Diluar Amerika, tampaknya mungkin sebagian besar dari luas
permukaan negara-negara seperti Bangladesh dan berbagai pulau pasifk
akan mengalami penggenangan air laut, dengan konsekuensi berat bagi
peradaban manusia sekitar.
Prediksi global menyatakan rata-rata uap air, presipitasi, dan curah
hujan akan mengalami peningkatan, akan tetapi terjadi variabilitas tiap
regional. Curah hujan akan mengalami peningkatan paling tinggi pada
daerah tropis dan menurun di sebagian daerah subtropics dan terjadi
peningkatan lagi pada daerah lintang tinggi. Intensitas hujan meningkat
sebagaimana terjadi kepadatan rendah dari lapisan campuran yang
disebabkan oleh peningkatan suhu dan run-of air tawar menuju laut. Hal
tersebut pada suatu saat akan mengurangi dampak pemanasan global
namun tidak akan terjadi pada daerah dari Eropa barat.

Pada 1980-an, di mana permodelan dari perubahan iklim yang
kurang mutakhir, dengan prediksi yang dibuat tentang efek gabungan
dari berbagai elemen perubahan iklim. Beberapa dari prediksi tersebut
masih layak, dan beberapa perlu dimodifkasi. Daftar dimodifkasi tersebut
antara lain:
1. Meningkatnya
suhu
dan
meningkatnya
evaporasi
akan
menyebabkan siklus hidrologi yang lebih kuat.
2. Di daerah tropis dan di lintang sedang dan kutub, kenaikan curah
hujan akan menyebabkan lebih banyak run-of dari sungai dan
meningkatkan stabilitas stratifkasi pada lapisan-lapisan tertrntu.
Nutrien dari run-of akan merangsang produksi primer, dan
stratifkasi lebih awal di perairan ilkim sedang akan menyebabkan
spring blooms.
3. Ketebalan, luas wilayah, dan durasi tutupan es akan menurun.
4. Meningkatnya pemanasan di lintang tinggi akan menyebabkan
penurunan gradien meridional pada temperature atmosphere dan
menguranggi wind stress secara umum. Hal tersebut akan
menyebabkan berkurangnya aliran dalam gyres wind-driven.
5. Jika ada pengurangan wind stress dan peningkatan curah hujan di
daerah tropis dan sub-tropis, kemungkinan terjadi upwelling
nitrogen yang minim baik di daerah upwelling tropis dan di daerah
beriklim sedang selama stratifkasi musim panas. Hal tersebut akan
membuat produksi primer menurun.
6. Semenjak daratan menjadi lebih cepat hangat daripada perairan,
akan ada intensifkasi gradien suhu antara daratan dan lautan, dan
memungkinkan peningkatan upwelling dan produksi primer pada
sistem upwelling pesisir.
Di Monterey Bay, California, rata-rata suhu air pantai tahunan telah
meningkat 0,75 ° C selama 60 tahun terakhir, sementara dekade rata-rata
suhu maksimum musim panas telah meningkat 2,2 ° C. Dalam fauna
intertidal, kelimpahan spesies selatan telah meningkat sedangkan
kelimpahan spesies di utara mengalami penurunan, menunjukkan
pergeseran rentang spesies di sebelah utara. Seperti yang diprediksi,
pemanasan global akan menyebabkan pergeseran beberapa spesies. Ini
telah dilaporkan untuk hilangnya stok ikan teri Engraulis encrasicholus
dan herring Clupea harengus di Eropa Barat selama episode pemanasan
terkait dengan Atlantik Utara Oscillation. Kecenderungan pemanasan di
perairan pesisir California, disertai dengan penurunan biomassa
zooplankton, telah dilaporkan oleh Roemmich dan McGowan (1995), tetapi
tidak jelas apakah ini adalah kecenderungan jangka panjang yang

dihasilkan dari tekanan iklim atau merupakan bagian dari fuktuasi
interdekade.
Di pesisir timur Amerika Utara, selama pemanasan dari tahun 1940an, terjadi peralihan pada kelimpahan dan distribusi makarel tawar
scombrus, lobster Homarus americanus, dan Menhaden Brevoortia
tyrannus. Rata-rata kepiting hijau membentuk sebuah populasi dari lokasi
manaspun. Selama Kecenderungan pendinginan dari tahun 1960-an,
Amerika plaice Hippoglossoides platessoides dan butterfsh Poronotus
triacanthus tertarik menuju ke selatan, dan capelin Mallotus villosus dan
spiny dogfsh Squalus acanthias bermigrasi ke selatan. Spesies lain,
seperti haddock Melanogrammus aeglefnus, yellowtail founder Limanda
ferruginea, winter Pseudopleuronectes founder americanus, dan Skate
winter Raja ocellata, tampaknya tidak mengubah jangkauan mereka
dalam merespon perubahan suhu, dan distribusi mereka lebih banyak
ditentukan oleh keberadaan dari jenis bawah yang sesuai. Dari semua
bukti ini dapat disimpulkan bahwa di Teluk Maine, banyak spesies
mungkin mengungsi ke utara karena pemanasan global, dan tempat
mereka diambil oleh kumpulan ikan lebih karakteristik dari Mid-Atlantic
Bight. Populasi tersebut mencakup menhaden, butterfsh, red hake
Urophycis chuss, silver hake Merluccius bilinearis, and herring.
Dalam pembahasan arus pasang surut itu menunjukkan bahwa
distribusi alas an spawning ground herring di Atlantik Utara sering
bertepatan dengan daerah pasang surut campuran, dan bahwa young
stage tampak dipertahankan di daerah-daerah untuk jangka waktu yang
cukup. Lebih lanjut bahwa batas atas ukuran persediaan pemijahan
ditentukan oleh batas-batas wilayah pasang surut campuran. Di bawah
kondisi pemanasan global, dengan penyegaran perairan pesisir,
penurunan kecil di tingkat daerah pasang surut campuran yang
diharapkan, yang mungkin memiliki beberapa konsekuensi untuk stok
herring.
Untuk menjaga dari spesies komersial penting untuk perinsip
ekologi yang lebih luas, penyegaran perairan pesisir mungkin dapat untuk
menyebabkan onset awal stratifkasi di daerah yang tidak terdaoat
pasang surut sampuran, dan hal tersebut dapat memperpanjang periode
stratifkasi. Perubahantersebut akan mengeser keuntungan dari
pertumbuhan dari sel terbesar ke sel yang lebih kecil pada phytoplankton.
Secara umum, hal tersebut menyebabkan perpanjangan rantai makanan
antara produsen primer dan para konsumen yang diatasnya. Pada rantai
makanan lanjut, kehilangan energy dalam respirasi dan nutrient pada

ekskresi menyababkan produktivitas menengah di tingkat tropic yang
lebih tinggi tergantung eksploitasi dari manusia.
Orang mungkin berharap bahwa akan ada kemungkinan untuk
menawarkan pendapat mengenai apakah produktivitas laut akan lebih
tinggi atau lebih rendah sebagai akibat dari pemanasan global. Tentu
banyak ftur, seperti pengurangan wind stress
dan stabilitas water
column yang lebih besar pada perairan pantai yang beriklim sedang di
utara, menunjukkan kurangnya upwelling air yang kaya nutrisi dan
mempengaruhi pengurangan produktivitas. Kita dapat mengatakan
dengan pasti bahwa hal-hal akan menjadi berbeda, dan bahwa mereka
yang mengeksploitasi sumber daya laut di tempat tertentu akan melewati
masa pen