Julang air

Daripada Wikipedia, ensiklopedia bebas.
Jump to navigation Jump to search
Jika angin bertiup selari dengan pantai di hemisfera selatan (seperti di sepanjang pantai Peru, di mana angin bertiup Utara), kemudian angkutan Ekman boleh menghasilkan pergerakan bersih air permukaan 90° ke kiri. Ini boleh menyebabkan julang air pantai.
Jika angin bertiup selari dengan pantai di hemisfera utara (seperti pantai California, di mana angin bertiup Selatan), kemudian angkutan Ekman boleh menghasilkan pergerakan bersih air permukaan 90° ke kanan. Ini boleh menyebabkan julang air pantai.

Julang air atau Pengalir atasan atau Upwelling merupakan fizikal oseanografi fenomena yang melibatkan gerakan air yang tumpat, sejuk, dan biasanya kaya dengan nutrien yang dipacu angin ke arah permukaan lautan, menggantikan permukaan air yang lebih panas, biasanya yang kekurangan nutrien. Air yang kaya dengan nutrien yang naik merangsang pertumbuhan dan pembiakan pengeluar utama seperti fitoplankton. Oleh kerana biojisim fitoplankton dan kehadiran air sejuk di kawasan-kawasan ini, zon julang air boleh dikenal pasti dengan suhu permukaan laut (SST) yang lebih sejuk dan kepekatan tinggi klorofil-a.[1][2]

Kewujudan julang air yang meningkat dalam satu-satu kawasan mengakibatkan tahap pengeluaran utama yang tinggi dan dengan itu hasil perikanan juga. Kira-kira 25% daripada jumlah keseluruhan tangkapan ikan laut dunia datang dari lima julang air yang menduduki hanya 5% daripada jumlah kawasan lautan.[3] Julang air yang didorong oleh arus pantai atau arus mencapah laut terbuka mempunyai impak yang besar di perairan perkaya nutrien dan hasil perikanan dunia.[3][4]

Mekanisme[sunting | sunting sumber]

Ketiga-tiga faktor utama yang bergabung menyebabkan julang air adalah angin, kesan Coriolis, dan angkutan Ekman. Mereka beroperasi secara berbeza untuk pelbagai jenis julang air, tetapi kesan umum adalah sama.[5] Dalam proses keseluruhan julang air, angin meniup seluruh permukaan laut pada arah tertentu, yang menyebabkan interaksi angin dengan air. Akibat daripada angin, air dibawa sebanyak 90 darjah dari arah angin disebabkan oleh daya Coriolis dan angkutan Ekman. Angkutan Ekman menyebabkan lapisan permukaan air untuk bergerak pada kira-kira sudut 45 darjah dari arah angin, dan geseran antara lapisan dan lapisan di bawahnya menyebabkan lapisan berturutan untuk bergerak ke arah yang sama. Ini menyebabkan lingkaran pergerakan air bawah turus air. Kemudian, daya Coriolislah yang menentukan arah mana air akan bergerak; di hemisfera Utara, air diangkut ke kanan arah angin. Di Hemisfera Selatan, air yang dibawa di sebelah kiri angin.[6] Jika pergerakan bersih bagi air tersebut adalah mencapah, maka berlaku julang air bagi air dalam untuk menggantikan air yang telah hilang.[1][5]

Jenis[sunting | sunting sumber]

The julang air utama di lautan dikaitkan dengan pencapahan arus yang membawa air yang lebih dalam, lebih sejuk, yang kaya dengan nutrien ke permukaan. Terdapat sekurang-kurangnya lima jenis julang air: julang air pantai, julang air berskala besar yang didorong oleh angin di kawasan pedalaman lautan, julang air yang berkaitan dengan pusaran, julang air yang berkaitan topografi,dan julang air meresap luas di kawasan pedalaman lautan.

Pantai[sunting | sunting sumber]

Kawasan julang air diwarnakan merah

Julang air pantai adalah jenis julang air yang paling terkenal, dan paling berkait rapat dengan aktiviti manusia kerana ia menyokong antara perikanan yang paling produktif di dunia. Arus yang didorong angin dialihkan ke kanan angin di Hemisfera Utara dan ke kiri di Hemisfera Selatan kerana kesan Coriolis. Hasilnya ialah pergerakan bersih air permukaan pada sudut tepat dengan arah angin, yang dikenali sebagai angkutan Ekman (Lihat juga Lingkaran Ekman). Apabila angkutan Ekman sedang berlaku menjauh dari pantai, air permukaan yang bergerak menjauh digantikan dengan air lebih dalam, lebih sejuk, dan lebih tumpat.[4] Biasanya, proses julang air ini berlaku pada kadar kira-kira 5-10 meter sehari, tetapi kadar dan kedudukan berhampiran julang air ke pantai boleh berubah kerana kekuatan dan jarak angin.[1][7]

Laut dalam adalah kaya dengan nutrien, termasuk nitrat, fosfat dan asid silikik, yang merupakan hasil daripada penguraian bahan organik (plankton mati/detritus) yang tenggelam dari air permukaan. Apabila dibawa ke permukaan, nutrien ini digunakan oleh fitoplankton, bersama-sama dengan CO2 (karbon dioksida) yang dilarutkan dan tenaga cahaya daripada matahari, untuk menghasilkan sebatian organik, melalui proses fotosintesis. Kawasan julang air itu menyebabkan tahap pengeluaran utama yang sangat tinggi (jumlah karbon ditetapkan oleh fitoplankton) berbanding dengan kawasan-kawasan lain di lautan. Mereka merupakan kira-kira 50% daripada pengeluaran marin global.[8] Pengeluaran utama tinggi menjalar membentuk rantaian makanan kerana fitoplankton adalah di dasar rantai makanan di lautan.[9]

Rantai makanan adalah seperti berikut:

Di seluruh dunia, terdapat lima arus utama pantai yang berkaitan dengan kawasan julang air: Arus Canary (luar pantai Barat Laut Afrika), Arus Benguela (luar pantai Afrika Selatan), Arus California (luar pantai California dan Oregon), yang Arus Humboldt (luar pantai Peru dan Chile), dan Arus Somalia (luar pantai Somalia dan Oman). Kesemua arus ini menyokong perikanan utama. Ia juga berlaku di tenggara Brazil, lebih tepat di Arraial do Cabo.[4] Empat arus utama sempadan timur di mana julang air pantai terutamanya berlaku adalah Arus Canary, Arus Benguela, Arus California, dan Arus Humboldt.[11] Arus Benguela adalah sempadan timur gir subtropika Atlantik Selatan dan boleh dibahagikan kepada sub-sistem utara dan selatan dengan julang air yang berlaku di kedua-dua kawasan. Subsistem itu dibahagikan dengan keluasan julang air kekal Luderitz, yang merupakan zon julang air yang paling kuat di dunia. Sistem Arus California (CCS) adalah arus sempadan timur Pasifik Utara yang juga mempunyai ciri-ciri pecahan utara dan selatan. Pemisahan dalam sistem ini berlaku di Point Conception, California kerana julang air lemah di selatan dan julang air kuat di utara. Arus Canary adalah arus timur sempadan Gir Atlantik Utara dan juga dipisahkan kerana kehadiran Kepulauan Canary. Akhir sekali, Arus Humboldt atau Arus Peru mengalir barat sepanjang pantai Amerika Selatan dari Peru ke Chile dan meluas sehingga 1,000 kilometer di luar pantai.[8] Keempat-empat arus sempadan timur ini merangkumi majoriti zon julang air pantai di lautan.

Khatulistiwa[sunting | sunting sumber]

Kesan julang air khatulistiwa pada kepekatan klorofil permukaan di Lautan Pasifik

julang air di khatulistiwa dikaitkan dengan Zon Pertembungan Antara Tropika (ITCZ) yang sebenarnya bergerak, dan akibatnya, sering terletak di utara atau selatan khatulistiwa. Dari timur (ke arah barat) angin pasat bertiup dari Timur Laut dan Tenggara dan berkumpul di kawasan Khatulistiwa meniup Barat untuk membentuk ITCZ. Walaupun tidak ada daya Coriolis hadir bersama-sama khatulistiwa, julang air masih berlaku di utara dan selatan khatulistiwa. Ini menyebabkan pencapahan, dengan air yang kaya dengan nutrien lebih tumpat yang dibuak dari bawah, dan hasil yang luar biasa sebenarnya bahawa kawasan khatulistiwa di Pasifik boleh dikesan dari angkasa dalam garisan lebar dengan kepekatan fitoplankton yang tinggi.[3]

Lautan Selatan[sunting | sunting sumber]

Julang air dalam Lautan Selatan

Julang air berskala besar juga terdapat di Lautan Selatan. Di sini, angin baratan (arah timur) kuat bertiup sekitar Antartika, memacu aliran besar air ke utara. Ini sebenarnya adalah sejenis julang air pantai. Disebabkan tiada benua dalam keseluruhan jalur latitud antara Amerika Selatan dan hujung Semenanjung Antartika, sebahagian air ini diambil dari kedalaman yang jauh. Dalam banyak model berangka dan pemerhatian sintesis, julang air Lautan Selatan merupakan cara utama di mana air yang tumpat di bahagian dalam dibawa ke permukaan. Julang air cetek yang didorong oleh angin juga ditemui di luar pantai barat Amerika Utara dan Selatan, barat laut dan barat daya Afrika, dan barat daya dan tenggara Australia, semua berkaitan dengan peredaran tekanan tinggi lautan subtropika (lihat julang air pantai di atas).

Sesetengah model peredaran lautan mencadangkan bahawa julang air skala lebar berlaku di kawasan tropika, apabila air menumpu yang didorong tekanan mengalir ke arah kawasan latitud rendah di mana ia berbaur dengan kehangatan dari atas. Pekali resapan yang diperlukan, bagaimanapun, kelihatan lebih besar daripada yang diperhatikan dalam lautan yang sebenar. Namun begitu, beberapa julang air resapan tidak mungkin berlaku.

Sumber-sumber lain[sunting | sunting sumber]

  • Julang air tempatan dan sekala boleh berlaku apabila pulau-pulau luar pesisir, rabung, atau gunung laut menyebabkan pesongan arus dalam, menyediakan kawasan yang kaya dengan nutrien walaupun di kawasan lautan yang produktiviti rendah. Contohnya termasuk julang air sekitar Kepulauan Galapagos dan Kepulauan Seychelles, yang mempunyai perikanan pelagik utama.[3]
  • Julang air juga boleh berlaku apabila siklon tropika melalui satu-satu kawasan, biasanya apabila bergerak pada kelajuan yang kurang daripada 5 bt/j (8 km/j). Penggodakan siklon akhirnya menarik keluar air sejuk dari lapisan bawah lautan. Ini juga menyebabkan taufan melemah.
  • Julang air tiruan dihasilkan dengan peranti yang menggunakan penukaran tenaga gelombang lautan atau tenaga haba laut untuk mengepam air ke permukaan. Turbin angin laut juga diketahui untuk menghasilkan julang air.[12]Peranti gelombang lautan telah terbukti menghasilkan ledakan plankton.[13]

Kepelbagaian[sunting | sunting sumber]

Angin luar biasa kuat dari Timur menolak air permukaan yang panas (merah) ke arah Afrika, membolehkan air sejuk (biru) untuk membuak di sepanjang pantai Sumatera

Keamatan julang air bergantung kepada kekuatan angin dan kebolehubahan bermusim, serta struktur menegak air, variasi di bahagian bawah batimetri, dan ketidakstabilan dalam arus.

Di sesetengah kawasan, julang air adalah kejadian bermusim yang membawa kepada ledakan produktiviti berkala sama seperti ledakan musim bunga di perairan pantai. Julang air yang disebabkan angin dijana oleh perbezaan suhu di antara udara panas dan ringan di atas darat dan udara lebih tumpat dan sejuk di laut. Di latitud sederhana, beza suhu yang sangat berubah-ubah sesuai dengan musimnya, mewujudkan tempoh julang air kuat pada musim bunga dan musim panas, dan lemah atau tiada julang air langsung ketika musim sejuk. Sebagai contoh, di luar pantai Oregon, terdapat empat atau lima peristiwa julang air kuat dipisahkan oleh tempoh julang air yang sekejap atau tidak ada semasa enam bulan musim julang air. Sebaliknya, latitud tropika mempunyai beza suhu yang lebih malar mewujudkan julang air berterusan sepanjang tahun. Julang air Peru, misalnya, berlaku hampir sepanjang tahun, menyebabkan salah satu daripada perikanan laut terbesar di dunia bagi ikan sardin dan ikan bilis.[4]

Dalam tahun-tahun ganjil apabila angin pasat melemah atau menyongsang, air yang membuak adalah lebih panas dan kurang nutrien, menyebabkan penurunan mendadak dalam biojisim dan produktiviti fitoplankton. Peristiwa ini dikenali sebagai Getaran Selatan-El Niño (ENSO). Sistem julang air Peru sangat terdedah kepada peristiwa ENSO, dan boleh menyebabkan kepelbagaian melampau antara tahunan dalam produktiviti.[4]

Perubahan batimetri boleh menjejaskan kekuatan julang air. Sebagai contoh, sebuah rabung bawah laut yang mengunjur dari pantai akan menghasilkan keadaan julang air lebih baik daripada kawasan-kawasan bersebelahan. Julang air biasanya bermula di rabung tersebut dan kekal terkuat di rabung walaupun selepas membina di lokasi lain.[4]

Produktiviti tinggi[sunting | sunting sumber]

Memandangkan kawasan julang air adalah sumber penting produktiviti laut, dan mereka menarik beratus-ratus spesis di seluruh peringkat trofik, kepelbagaian sistem ini telah menjadi titik tumpuan bagi penyelidikan marin. Ketika mengkaji peringkat trofik dan corak tipikal kawasan julang air, penyelidik telah mendapati bahawa sistem julang air mempamerkan corak kekayaan ramping. Dalam corak jenis ini, tahap trofik yang tinggi dan rendah adalah diwakili oleh kepelbagaian spesies yang tinggi. Walau bagaimanapun, tahap trofik pertengahan hanya diwakili oleh satu atau dua spesies. Lapisan trofik, yang terdiri daripada ikan pelagik kecil, biasanya membentuk kira-kira tiga hingga empat peratus kepelbagaian spesies daripada semua spesies ikan yang hadir. Lapisan trofik yang lebih rendah diwakili kira-kira 500 spesis kopepod, 2500 spesis gastropod, dan 2500 spesies krustasia pada puratanya. Di puncak dan hampir puncak tahap trofik, biasanya terdapat kira-kira 100 spesies mamalia marin dan kira-kira 50 spesies burung laut. Spesies trofik perantaraan penting bagaimanapun adalah ikan pelagik kecil yang biasanya memakan fitoplankton. Dalam sistem julang air besar, spesis ini adalah sama ada ikan bilis atau sardin, dan biasanya hanya satu hadir, walaupun dua atau tiga spesis boleh hadir kadang-kadang. Ikan ini adalah sumber makanan yang penting untuk pemangsa, seperti ikan pelagik yang besar, mamalia marin dan burung laut. Walaupun mereka tidak di dasar piramid trofik, mereka adalah spesies yang penting yang menghubungkan keseluruhan ekosistem marin dan membuat produktiviti zon julang air begitu tinggi.[11]

Ancaman kepada ekosistem julang air[sunting | sunting sumber]

Ancaman utama kepada kedua-dua tahap trofik pertengahan yang sangat penting dan seluruh ekosistem trofik julang air adalah masalah perikanan komersil. Memandangkan kawasan julang air adalah kawasan yang paling produktif dan kaya spesis di dunia, mereka menarik sebilangan besar nelayan dan perikanan komersial. Dari satu segi, ini adalah satu lagi manfaat daripada proses julang air kerana ia berfungsi sebagai sumber makanan yang berdaya maju dan pendapatan untuk begitu banyak orang dan negara berbanding haiwan marin. Walau bagaimanapun, seperti dalam mana-mana ekosistem, kesan menangkap ikan berlebihan boleh menjejaskan populasi dan ekosistem secara keseluruhan. Dalam ekosistem julang air, setiap spesis yang hadir memainkan peranan yang penting dalam fungsi ekosistem itu. Jika satu spesies semakin berkurangan, ia akan mempunyai kesan ke seluruh peringkat trofik. Sebagai contoh, jika satu spesies mangsa popular disasar oleh pekerja perikanan, nelayan mampu menangkap beratus ribu ekor spesies ini hanya dengan sekali tebar pukat mereka ke dalam perairan julang air itu. Apabila ikan ini habis, sumber makanan bagi pemangsa ikan ini juga habis. Oleh itu, pemangsa ikan yang disasarkan akan mula mati, dan tidak akan wujud banyak lagi di antara mereka untuk memberi makan kepada pemangsa atas mereka.Sistem ini berterusan sepanjang keseluruhan rantaian makanan, mungkin menyebabkan kejatuhan ekosistem. Ada kemungkinan bahawa ekosistem dapat kembali dari masa ke masa, tetapi tidak semua spesis boleh pulih daripada kegiatan seperti ini. Walaupun spesis tersebut boleh menyesuaikan diri, mungkin ada kelewatan dalam pembangunan semula masyarakat julang air ini.[11]

Kemungkinan berlakunya keruntuhan ekosistem adalah daripada bahaya perikanan itu sendiri di kawasan-kawasan julang air. Perikanan boleh mensasarkan pelbagai spesies yang berbeza, oleh itu mereka adalah ancaman langsung kepada banyak spesies dalam ekosistem, namun mereka menimbulkan ancaman tertinggi kepada ikan pelagik pertengahan. Memandangkan ikan ini membentuk pokok keseluruhan proses trofik ekosistem julang air, mereka sangat diwakili seluruh ekosistem (walaupun hanya ada satu spesies hadir). Malangnya, ikan ini cenderung untuk menjadi sasaran yang paling popular perikanan kerana kira-kira 64 peratus daripada keseluruhan hasil tangkapan terdiri ikan pelagik. Di antara mereka, enam spesis utama yang biasanya membentuk lapisan trofik pertengahan mewakili lebih separuh daripada tangkapan.[11]

Semasa El Niño, angin tidak langsung mendorong air suam ke pantai Amerika Selatan, mengurangkan kesan julang air sejuk

Di samping secara langsung menyebabkan keruntuhan ekosistem kerana ketiadaan mereka, ini boleh menimbulkan masalah dalam ekosistem melalui pelbagai kaedah lain juga. Haiwan-haiwan yang lebih tinggi dalam tahap trofik mungkin tidak benar-benar mati kebuluran dan menghilang, tetapi bekalan makanan yang menurun masih boleh menjejaskan populasi. Jika haiwan tidak mendapat makanan yang mencukupi, ia akan mengurangkan daya pembiakan mereka maknanya mereka tidak akan membiak sekerap atau sebagaimana biasa. Ini boleh membawa kepada penduduk yang berkurangan, terutamanya dalam spesies yang sering tidak membiak di bawah keadaan biasa atau yang matang lewat. Satu lagi masalah ialah penurunan dalam populasi spesis disebabkan perikanan yang boleh membawa kepada penurunan dalam kepelbagaian genetik, menyebabkan penurunan dalam biodiversiti sesuatu spesis. Jika kepelbagaian spesis itu menurun dengan ketara, ini boleh menyebabkan masalah kepada spesis dalam persekitaran yang boleh berubah dan cepat berubah-ubah; mereka mungkin tidak dapat menyesuaikan diri, yang boleh mengakibatkan keruntuhan populasi atau ekosistem.[11]

Satu lagi ancaman kepada produktiviti dan ekosistem kawasan-kawasan julang air adalah sistem Getaran Selatan-El Niño (ENSO), atau lebih khusus kejadian El Niño. Pada tempoh normal dan kejadian La Niña, angin pasat timur masih kuat, yang terus memacu proses julang air. Walau bagaimanapun, semasa kejadian El Nino, angin pasat adalah lemah, menyebabkan penurunan julang air dalam kawasan khatulistiwa apabila capahan air utara dan selatan khatulistiwa tidak sekuat atau sebagaimana lazim. Zon julang air pantai berkurangan dan juga kerana mereka adalah sistem yang dipacu angin, dan ketika ini angin tidak lagi menjadi pendorong yang sangat kuat di kawasan-kawasan ini. Hasilnya, julang air global secara drastik berkurangan, menyebabkan penurunan produktiviti apabila perairan tidak lagi menerima air yang kaya dengan nutrien. Tanpa nutrien ini, seluruh piramid trofik tidak boleh dikekalkan, dan ekosistem julang air yang kaya akan runtuh.[14]

Rujukan[sunting | sunting sumber]

  1. ^ a b c Anderson DM, Prell WL. (1993). A 300 KYR record of upwelling off Oman during the late quaternary: evidence of the Asian southwest monsoon. Paleoceanography, 8(2): 193-208.
  2. ^ Sarhan T, Lafuente JG, Vargas M, Vargas JM, Plaza F. (1999). Upwelling mechanisms in the northwestern Alboran Sea. Journal of Marine Systems, 23: 317-331.
  3. ^ a b c d Jennings, S., Kaiser, M.J., Reynolds, J.D. (2001) "Marine Fisheries Ecology." Oxford: Blackwell Science Ltd. ISBN 0-632-05098-5
  4. ^ a b c d e f g Mann, K.H., Lazier, J.R.N. (2006) Dynamics of Marine Ecosystems: Biological-Physical Interactions in the Oceans. Oxford: Blackwell Publishing Ltd. ISBN 1-4051-1118-6
  5. ^ a b Bakun A. (1990). Global climate change and intensification of coastal ocean upwelling. Science, 247: 198-201.
  6. ^ Chelton DB, Schlax MG, Freilich MH, Milliff RF. (2004). Satellite measurements reveal persistent small-scale features in ocean winds. Science, 303:978-983.
  7. ^ Bakun A, Nelson CS. (1991). The seasonal cycle of wind-stress curl in subtropical eastern boundary current regions. Journal of Physical Oceanography, 21: 1815-1834.
  8. ^ a b Blanchette CA, Wieters EA, Briotman BR, Kinlan BP, Schiel DR. (2009). Trophic structure and diversity in rocky intertidal upwelling ecosystems: a comparison of community patterns across California, Chile, South Africa, and New Zealand. Progress in Oceanography. doi:10.1016/j.pocean.2009.07.038
  9. ^ Lalli, C.M., Parsons, T.R. (1997) "Biological Oceanography: An Introduction" Oxford: Elsevier Publications. ISBN 0-7506-3384-0
  10. ^ Brodeur RD, Ware DM. (2007). Long-term variability in zooplankton biomass in the subarctic Pacific ocean. Fisheries Oceanography, 1(1): 32-38.
  11. ^ a b c d e Cury P, Bakun A, Crawford RJM, Jarre A, Quinones RA, Shannon LJ, Verheye HM. (2000). Small pelagics in upwelling systems: patterns of interaction and structural changes in “wasp-waist” ecosystems. ICES Journal of Marine Science, 57:603-618.
  12. ^ https://wiki.met.no/_media/windfarms/brostrom_jms_2008.pdf On the influence of large wind farms on the upper ocean circulation. Göran Broström, Norwegian Meteorological Institute,Oslo, Norway
  13. ^ US Research project, NSF and Oregon State University Diarkibkan Ogos 4, 2009 di Wayback Machine
  14. ^ Rasmussen EM, Carpenter TH. (1982). Variations in tropical sea surface temperature and surface wind fields associated with the outer Oscillation/El Nino. Monthly Weather Review, 110: 354-384.

Pautan luar[sunting | sunting sumber]