Salinitas Lapisan Atas, Tengah dan Dalam

Gambar 4.2

Distribusi vertikal salinitas (Gambar 4.16 dan nomor bagian di 4.11, 4.12, dan 4.13) lebih rumit daripada distribusi suhu. Di atas laut, di daerah tropis dan subtropis dan bagian dari daerah subkutub, suhu mendominasi stabilitas vertikal (profil densitas). Di laut dalam, di bawah lapisan pynocline, suhu juga didominasi oleh salinitas. Oleh karena itu, air hangat (densitas rendah) umumnya ditemukan di lapisan atas dan air dingin (densitas tinggi) di lapisan yang lebih dalam. Salinitas dapat memiliki struktur yang jauh lebih vertikal, mulai dari rendah ke tinggi, tanpa membuat vertical terbalik. (Dalam subkutub dan lintang tinggi, di mana air permukaan cukup tawar dan dingin, salinitas tidak mendominasi stabilitas vertikal). Sebagai konsekuensi dari peran yang kurang penting dalam struktur kepadatan, salinitas jauh lebih pasif daripada suhu. Dengan demikian, salinitas sering dapat digunakan sebagai penanda arah aliran massa air (minimal atau maksimal).

Dalam subtropis, salinitas tinggi di dekat permukaan laut karena penguapan. Menurunkan salinitas minimum secara vertikal pada kedalaman 600-1000m. Di bawah, salinitas meningkat menjadi maksimal, kedalaman yang tepat dari minimum dan maksimum vertikal tergantung pada laut. Di Samudra Atlantik dan Hindia, salinitas maksimum pada kedalaman 1500-2000 m. Di Pasifik, salinitas maksimum berada pada bagian bawah.

Dalam iklim tropis dan pilin subtropis selatan, salinitas sering sedikit lebih rendah di permukaan laut daripada di bagian utama dari daerah subtropis. Salinitas meningkat tajam hingga maksimum pada kedalaman di bawah permukaan 100-200m, dekat dengan bagian atas lapisan termoklin. Maksimum ini timbul dari salinitas tinggi dari permukaan air di setiap pilin subtropis (Gambar 4.7, 4.11b, 4.12b, 4.13b, dan 4.15.) Air dengan salinitas tinggi adalah subduksi dan mengalir ke bawah garis equator yang tawar, air permukaan tropis yang hangat, sehingga membentuk lapisan maksimum salinitas. Karena memiliki karakteristik yang dapat diidentifikasi (salinitas maksimum) dan sejarah umum formasi (subduksi dari salinitas tinggi permukaan air di lintang tengah), telah memperoleh status sebagai massa air. Beberapa nama yang digunakan untuk massa air ini. Preferensi kami adalah Underwater Subtropis, menyusul Worthington (1976).Hal ini juga disebut sebagai "salinitas maksimum air."

Lapisan salinitas rendah juga merupakan hasil dari subduksi, dalam hal ini dari singkapan tawar tapi padat pada pilin subtropis bagian utara. Perairan selatan dan hasil subduksi di adveksi lapisan salinitas rendah ditemukan di sekitar timur dan selatan pilin antisiklonik. Di Utara dan Pasifik Selatan, ini adalah fitur yang luas yang disebut Salinitas Dangkal Minimum di setiap laut (Reid, 1973). Dalam subkutub Atlantik Utara, ada minimal salinitas yang terkait dengan bagian depan subarctic (bagian dari Atlantik Utara), hal itu disebut Air Menengah Subarctic.

Di daerah subkutub dan lintang tinggi, dengan curah hujan tinggi, limpasan, dan es mencair musiman, umumnya ada salinitas rendah di permukaan laut. Lapisan halocline, salinitas meningkat pesat menurun, terletak antara lapisan permukaan dengan salinitas rendah dan lapisan terdalam. Di beberapa daerah, lapisan pynocline lebih sering ditentukan oleh distribusi salinitas daripada oleh suhu, yang masih relatif dingin sepanjang tahun, dan mungkin hanya memiliki termoklin lemah atau bahkan tidak sama sekali. Kondisi ini, terkait dengan limpasan dan curah hujan, terjadi di seluruh subkutub Pasifik Utara. Di Kutub Utara dan Antartika dan wilayah lain dari pembentukan es laut, mencairnya es di musim semi menciptakan lapisan permukaan sama menyegarkan.

Ini lapisan permukaan daerah salinitas rendah seperti subkutub Pasifik Utara dan di sekitar Antartika memungkinkan suhu minimum vertikal di dekat permukaan laut, dengan lapisan hangat di bawahnya (dichothermal dan mesothermal lapisan, dijelaskan dalam Bagian 4.2).
Salinitas Kedalaman Menengah

Pada kedalaman menengah (sekitar 1000-1500m) di banyak daerah di dunia, ada yang horisontal, lapisan vertikal dari salinitas baik yang rendah ataupun yang tinggi. Hal ini mudah diidentifikasi dari Gambar 4.11, 4.12, dan 4.13 untuk salinitas ekstrem vertikal. Di Pasifik Utara dan belahan bumi selatan, kedalaman lapisan salinitas minimum adalah sekitar 1000 m. Subkutub Atlantik Utara kedalaman salinitas minimum adalah sekitar 1500 m. Lapisan salinitas rendah yang terletak dekat pangkal pycnocline, dengan suhu 3-6 C. Dua kedalaman dengan lapisan salinitas maksimum adalah Atlantik Utara dan utara Samudera Hindia (tidak harus bingung dengan maksimum salinitas lebih condong dengan North Atlantic Deep Water, NADW). Dua perairan itu jauh lebih hangat daripada air dengan salinitas rendah. Salinitas vertikal ekstrem mencerminkan proses formasi tertentu, dijelaskan secara singkat di sini dan secara lebih rinci dalam bab-bab selanjutnya. Oleh karena itu lapisan ini diberi label sebagai massa air dan disebut "air menengah."

Sebuah peta dari lokasi massa air utama disediakan dalam Bab 14 (Gambar 14.13). Salinitas rendah dan suhu yang berkisar menunjukkan bahwa semua itu  berasal dari permukaan laut di lintang subkutub dimana air permukaan relatif tawar, tetapi di mana permukaan air lebih hangat dibandingkan dengan pembekuan. The North Pacific Intermediate Water (NPIW) berasal dari Pacifik Timur Laut dan ditemukan di seluruh Pasifik Utara. Labrador Air Laut (LSW) dari barat laut Atlantik dan ditemukan melalui Atlantik Utara. LSW juga ditandai dengan oksigen dan chlorofluorocarbon tinggi, dan mempertahankan tanda ini bahkan seperti minimal kerugian NADW salinitas sebagai bagian dari Atlantik tropis dan perairan selatan. Antarctic Intermediate Water (AAIW) dari perairan selatan dekat Amerika Selatan dan ditemukan di belahan bumi selatan dan daerah tropis. Dalam tiga wilayah ventilasi, salinitas permukaan lebih rendah tetapi kepadatan lebih tinggi dari air laut dan termoklin di daerah subtropis dan tropis. Air antara berventilasi menyebar garis equator dan ditandai dengan salinitas rendah.

Dua salinitas maksimum air yang utama antara hasil aliran salinitas tinggi dari Mediterania dan Laut Merah. Sumber dari salinitas tinggi antara lain penguapan yang tinggi dalam meningkatkan salinitas laut dan suhu mengurangi pendinginan, sehingga terbentuk kerapatan air yang tinggi. Ketika garam, padatan mengalir kembali ke laut terbuka dan tenggelam ke kedalaman yang pertengahan.

Lainnya, lebih lokal, perairan menengah juga diidentifikasi oleh salinitas vertikal yang ekstrim. Sebagai contoh, di Samudra Hindia yang beriklim tropis, kedalaman menengah salinitas minimum dari air tawar yang mengalir melalui Samudera Pasifik. Salinitas minimum menengah ini disebut Indonesian Intermediate Water or Banda Sea Intermediate Water (Rochford, 1961; Emery dan Meincke, 1986; Talley & Sprintall, 2005).

Salinitas Perairan Dalam

Salinitas air laut menunjukkan variasi yang ditandai dengan darimana air itu berasal. Atlantik Utara adalah yang paling asin dari semua samudra di permukaan laut, air berbentuk begitu padat di Atlantik Utara yang ditandai dengan salinitas yang tinggi ketika pindah ke belahan bumi dan kemudian timur dan utara ke Hindia Timur dan Pasifik. Massa air secara keseluruhan disebut sebagai North Atlantic Deep Water. Perairan padat yang terbentuk di Antartika yang dingin dan lebih padat daripada air di Atlantik Utara, sehingga ditemukan di bawah perairan Atlantik Utara. Perairan Antartika lebih padat dan tawar daripada perairan Atlantik Utara, hal itu dapat dilacak melalui salinitas yang lebih rendah, di mana disebut sebagai Antarctic Bottom Water (AABW). Perataan vertikal NADW yang asin dan AABW yang tawar jelas pada vertikal salinitas Atlantik (Gambar 4.11b). Struktur NADW / AABW juga terlihat di Samudera Hindia selatan karena keduanya NADW dan AABW memasuki Samudera Hindia di selatan (Gambar 4.13b).

Bagian utara Samudra Hindia beriklim tropis sehingga tidak ada air padat terbentuk di sana, tetapi salinitas tinggi dari perairan antara Laut Merah dan campuran menembus cukup dalam, membuat bagian utara perairan Samudera Hindia relatif lebih asin (Gambar 4.13b). Pasifik Utara tidak membentuk padat, air abissal karena permukaan laut di Pasifik Utara subkutub terlalu tawar untuk memungkinkan pembentukan perairan padat seperti Antartika dan Atlantik Utara. Oleh karena itu, struktur salinitas di Pasifik Utara ditentukan oleh masuknya campuran air dari Antartika dan Atlantik Utara, campuran ini lebih asin daripada perairan lokal dari Pasifik Utara yang membuat salinitas meningkat secara monoton turun menuju Pasifik Utara (Gambar 4.12b).

Sebuah peta global di bawah salinitas ditunjukkan dalam Bab 14 (Gambar 14.14c). Secara global, variasi salinitas di perairan yang relatif kecil, dengan kisaran 34,65-35,0 psu. Seperti suhu rendah, salinitas rendah mencerminkan Antartika dan Nordic Seas. Dasar perairan Antartika adalah yang paling tawar, dengan salinitas yang terendah dari 34,7 psu. Dasar Nordic Sea adalah yang terasin, dengan salinitas sampai 35,0 psu.

Jadi baik suhu air dan salinitas dalam air memiliki rentang kecil. Lingkungan air relatif seragam dalam karakter dari laut dan lapisan termoklin bahkan lapisan  menengah. Keseragaman ini merupakan hasil dari sejumlah relatif kecil dari berbagai sumber air padat, dan jarak dan waktu pada pencampuran satu sama lain dan ke lapisan difusi di bawah mereka.

Sumber: Talley D Lynne et al, 2011. Describtive Physical Oceanografi AN INTRODUCTION, Copyright by Elsiver : London. 

Read More

Distribusi Salinitas di Dunia

Rata-rata salinitas laut dunia adalah 34,6 psu, dengan mengintegrasikan data klimatologi di Java Ocean Atlas (Osborne & Swift, 2009). Terdapat perbedaan yang signifikan diantara basin laut. Samudra Atlantik, khususnya Atlantik Utara, adalah samudra terasin di dunia dan Samudra Pasifik adalah yang tertawar (tidak termasuk Arktik dan Samudra bagian selatan, yang keduanya lebih tawar daripada Pasifik). Perbedaan basin diilustrasikan pada Gambar 4.14, yang menunjukkan rata-rata salinitas bagian hidrografi rukun-sampel, rata-rata zonally, dan dari atas ke dasar laut.

Salinitas bagian dari selatan ke utara di setiap laut dapat diliat dalam gambar 4.11, 4.12, dan 4.13. Hal ini jelas setelah membandingkan salinitas, suhu potensial, dan potensi bagian densitas untuk setiap distribusi lebih kompleks daripada salinitas suhu laut dan kepadatan. Sementara suhu potensial menurun secara monoton di sebagian besar tempat, salinitas telah menandai struktur vertikal, dari kesederhanaan bidang kerapatan, jelas bahwa itu didominasi oleh suhu potensial. Sehingga fungsi salinitas sebagai perairan pelacak, bahkan sebagai sedikit mempengaruhi kepadatan.

Sebuah gambaran yang lebih rinci tentang distribusi global dan perubahan musiman dalam salinitas klimatologi (rata-rata musiman) data dari Levitus, Burgett, dan Boyer (1994). Mereka juga menunjukkan bahwa data yang digunakan sebagai dasar untuk klimatologi. Ada banyak pengamatan (~90%) di belahan bumi utara daripada di belahan bumi selatan (~10%), dan observasi yang lebih jauh di musim panas daripada di musim dingin (misalnya, Gambar 6.13).(Pengamatan ini juga suhu yang benar.) Contoh Bias diperbaiki dengan cepat di atas 1.800 m oleh profil mengampbang Program dunia (Argo) yang dimulai pada tahun 2000-an.

Gambar 1

Gambar 2

Permukaan salinitas

Di laut terbuka salinitas permukaan berkisar 33-37. Nilai yang lebih rendah terjadi secara lokal di dekat pantai mana sungai besar dan di daerah kutub dimana es mencair. Nilai yang lebih tinggi terjadi di daerah penguapan yang tinggi, seperti Mediterania timur (salinitas 39) dan Laut Merah (salinitas 41). Dengan rata-rata, Atlantik Utara dengan salinitas tertinggi di atas permukaan laut (35,5 psu), Atlantik Selatan dan Pasifik Selatan kurang begitu, salinitasnya sekitar 35,2 PSU), dan Pasifik Utara salinitas tertinggi sekitar 34,2 psu, basin laut mencerminkan perbedaan dalam salinitas seluruh kedalaman laut (Gambar 4.14).

Distribusi salinitas di permukaan laut relatif zonal (Gambar 4.15), meskipun tidak sekuat suhu permukaan laut. Tidak seperti SST, yang memiliki maksimum tropis dan kutub minimal, salinitas memiliki struktur ganda, dengan nilai maksimal di subtropis di kedua belahan dan minimal di daerah tropis dan subkutub. Variasi meridional juga terlihat di zonal rata salinitas permukaan global (Gambar 4.3b). Ini adalah kombinasi dari geografi dan salinitas keseluruhan yang lebih tinggi dari Atlantik Utara, Pasifik Utara, rata-rata zonal terutama mencakup perairan asin di Atlantik Utara.

Salinitas permukaan Klimatologi diatur untuk melawan efek dari penguapan dan curah hujan, limpasan, dan es mencair, sebagian besar ditangkap oleh penguapan dikurangi peta curah hujan (Gambar 5.4a). Meridional salinitas maxima dari Gambar 4.3 dan 4.15 berada di angin dan daerah tekanan tinggi subtropis dimana penguapan tahunan (E) melebihi curah hujan (P), sehingga (E_P) positif. Di sisi lain, suhu permukaan maksimum dekat khatulistiwa karena laut memiliki keseimbangan maksimum energi di sana. Hanya utara khatulistiwa, curah hujan yang tinggi dan salinitas permukaan lebih rendah karena dari zona konvergensi intertropis (ITCZ) di atmosfer.

Umumnya daerah penguapan yang tinggi dikurangi curah hujan positif (E_P) mengungsi ke timur dari salinitas maksimum subtropics. Lateral ini merupakan hasil perpindahan dari sirkulasi (adveksi) dari permukaan air, sehingga salinitas tertinggi pada akhir hilir aliran air laut mengalami penguapan maksimum.

Read More

Thermocline, Halocline, dan Pycnocline

Di bawah lapisan permukaan, terdapat suatu lapisan dimana lapisan ini dapat terjadi proses pengadukan termasuk sisa-sisa pengadukan yang terjadi di lapisan tersebut,pada lapisan ini suhu mulai menurun dengan cepat berdasarkan dengan bertambahnya kedalaman. Penurunan suhu secara cepat berhenti setelah mencapai kedalaman beberapa ratus meter, dengan hanya perubahan vertikal yang kecil pada suhu di lapisan dalam atau lapisan  abyssal yang meluas sampai ke bawah. Wilayah ini disebut termoklin atau lapisan termoklin. Untuk menentukan batas kedalaman dari lapisan termoklin sering mengalami kesulitan ,terutama batas bawah termoklin. Namun, di lintang rendah dan menengah, termoklin selalu ada pada kedalaman antara 200 dan 1000 m. Hal ini disebut sebagai termoklin utama atau permanen. Di perairan kutub dan subkutub, di mana permukaan air mungkin lebih dingin dari perairan dalam, seringkali tidak ada ditemukannya termoklin permanen, tetapi biasanya ada halocline permanen (gradien salinitas vertical yang tinggi) dan pycnocline permanen.

Proses vertikal yang mempengaruhi termoklin yaitu transfer panas ke bawah dari permukaan laut  baik upwelling atau downwelling (ini tergantung pada lokasi di laut dan apa yang menciptakan gerakan vertikal). Satu kemungkinan bahwa air yang di atas permukaan bersifat hangat, panas akan ditransfer ke bawah secara difusi meskipun ada efek yang menghambat stabilitas di pycnocline / termoklin, dan bahwa perbedaan suhu antara bagian atas dan lapisan bawah akhirnya akan menghilang. Meski demikian, perairan yang lebih dingin diberi makan terus menerus dari permukaan laut di lintang yang lebih tinggi (daerah formasi air di laut dan bawah, terutama di utara Atlantik Utara dan Laut Greenland dan di berbagai daerah di sekitar Antartika). Arus masuk dalam mempertahankan perbedaan suhu antara permukaan air hangat dan air dingin yang mendalam. Kedalaman perairan upwell dan hangat melalui bawah difusi panas. Jika proses upwelling dari lapisan paling bawah hingga mendekati permukaan terjadi melalui seluruh samudra, kecepatan di atas permukaan akan menjadi 0,5-3,0 cm / hari.

Yang kedua, pada proses horisontal, proses adiabatik dan saling melengkapi untuk menjaga termoklin / pycnocline disarankan oleh Iselin (1939) dan dikembangkan lebih lanjut oleh Luyten, Pedlosky, dan Stommel 1983. Ia berhipotesis bahwa perairan di termoklin subtropis karena berasal sebagai air permukaan jauh ke utara. Saat mereka bergerak ke selatan, permukaan air dingin merampas ke bawah permukaan air hangat ke selatan. Subduksi dari banyak lapisan membangun suhu, salinitas, dan kepadatan struktur dari pycnocline utama (termoklin) di pilin subtropis. Proses adiabatik, tidak memerlukan pencampuran atau upwelling di lapisan isopycnals.

Difusi ganda merupakan proses pencampuran vertikal yang dapat mempengaruhi termoklin (pycnocline). Proses ini dapat memodifikasi hubungan antara suhu dan salinitas dalam lapisan pycnocline, merapikan profil yang dihasilkan dari subduksi adiabatik (Schmitt, 1981).

Thermostad / pycnostad sering dikenal dengan nama massa air, Mode Water. Ini adalah massa air kedua yang kami perkenalkan. Mode Water dianggap sebagai massa air karena diidentifikasi dengan karakteristik tertentu (titik ekstrem vertical di dalam ketebalan lapisan), dan karena Mode Water memiliki proses pembentukan tertentu (subduksi dari lapisan campuran yang tebal). Nama "Mode Water" diperkenalkan oleh Masuzawa (1969). Apabila dilihat secara pengukuran volume,  ada air lebih di dalam rentang suhu / salinitas daripada di thermoclines atas dan di bawahnya, sehingga Mode Water muncul sebagai modus dalam distribusi volume suhu / salinitas ruang. Di daerah di mana ModeWater tersebut muncul sebagai lapisan campuran yang tebal, thermocline yang di atas sebenarnya adalah termoklin musiman yang hilang di akhir musim dingin. Setelah Mode Water bersubduksi, thermostad yang tertanam di termoklin permanen, menciptakan termoklin ganda.
Variasi temporal Suhu di Lapisan teratas dan Termoklin

Suhu di zona atas akan masuk ke lapisan termoklin bervariasi tergantung pada musim, terutama di pertengahan garis lintang. Di musim dingin suhu permukaan rendah, terjadi gelombang besar, dan lapisan campuran menjadi lebih dalam dan mungkin dapat memanjang sampai ke termoklin utama. Di musim panas suhu permukaan meningkat, air menjadi lebih stabil, dan termoklin musiman sering berkembang di lapisan atas.

Pertumbuhan dan peluruhan dari termoklin musiman diilustrasikan pada Gambar 4.8a menggunakan profil suhu rata-rata bulanan dari bulan Maret 1956 sampai Januari 1957 diambil di Ocean Weather Station P ("Papa") di timur laut (subkutub) Pasifik Utara. Dari bulan Maret hingga Agustus, suhu secara bertahap meningkat karena adanya proses penyerapan dari energi matahari. Lapisan campuran dari permukaan turun sampai 30 m sepanjang waktu. Setelah Agustus ada energi panas yang hilang dan angin terus mengalami pencampuran, hal ini dapat mengikis lapisan termoklin musiman sampai kondis isothermal di bulan Maret ada kembali. Perhatikan bahwa Maret tidak memiliki kehilangan panas maksimum, melainkan merupakan bulan terakhir dari pendinginan sebelum pemanasan musiman dimulai. Karena kandungan panas total terendah pada bulan Maret. Dalam tropis dan lokasi subtropis, musim panas lapisan campuran mungkin lebih tipis.

Ini data yang sama dapat disajikan dalam bentuk alternatif, misalnya, sebagai rangkaian waktu menunjukkan kedalaman isoterm selama tahun (Gambar 4.8b). (Data asli termasuk bulan alternatif, yang dihilangkan dari Gambar 4.8a untuk menghindari crowding.) Dalam Gambar 4.8c suhu diplot pada kedalaman tertentu. Bentuk-bentuk yang berbeda di mana termoklin muncul dalam tiga presentasi harus dicatat. Dalam Gambar 4.8a, termoklin permanen muncul sebagai daerah gradien maksimum dalam profil suhu / kedalaman. Pada Gambar 4.8b, termoklin muncul sebagai berkerumun dari isoterm, yang naik dari sekitar 50 m pada Mei menjadi 30 m pada bulan Agustus dan kemudian turun ke M 100 pada bulan Januari. Dalam Gambar 4.8c, termoklin muncul sebagai pemisahan lebar 20 - dan 60-m isobaths antara Mei dan Oktober, dan antara 60 - dan 100-m isobaths setelah itu seperti termoklin turun.

Pada lintang tertinggi, suhu  permukaan jauh lebih rendah daripada di lintang yang lebih rendah, sedangkan suhu di kedalaman air sedikit ada perbedaaan. Sebagai konsekuensinya, termoklin utama tidak mungkin muncul di lintang tinggi, dan hanya termoklin musiman mungkin terjadi. Di lintang utara, sering terdapat lapisan air dingin di 50-100 m, dengan suhu serendah -1.6⁰C, yang berada di antara permukaan yang lebih hangat dan lapisan yang lebih dalam.

Seperti dijelaskan di awal bagian 4.2, lapisan dingin ini disebut sebagai lapisan dichothermal. Air permukaan yang hangat sering muncul secara musiman, dan lapisan termoklin melapisi lapisan dichothermal karena itu musiman.

Gambar 4.9 menunjukkan rentang suhu di permukaan laut seluruh dunia. Pada variasi tahunan, kenaikan permukaan 1-2⁰C di khatulistiwa menjadi antara 5 dan 10⁰C pada  lintang 40⁰ di laut terbuka, kemudian suhu menurun di daerah kutub (karena panas yang diperlukan dalam pencairan atau proses pembekuan dimana es laut terjadi ). Dekat pantai, variasi tahunan yang lebih besar (10-20⁰C) terjadi di daerah terlindung dan di daerah subtropis barat belahan bumi utara, di mana Kuroshio dan Gulf Stream berada dan  kehilangan panas permukaan tertinggi. Suhu maksimum di permukaan terjadi pada akhir musim pemanasan, pada bulan Agustus / September di belahan bumi utara, dan minimum pada akhir musim pendingin, selama Februari / Maret. Di bawah permukaan, saat terjadinya maxima dan minima ditunda sebanyak dua bulan relatif terhadap permukaan.

 Suhu Perairan Dalam dan Potensi Suhu

Di bawah termoklin, suhu secara perlahan menurun seiring dengan bertambahnya kedalaman. (Perubahan temperatur secara vertikal jauh lebih kecil daripada melalui termoklin). Di perairan terdalam, suhu dapat menurun, hampir seluruhnya karena tekanan tinggi yang dapat memadatkan air dan meningkatkan suhu adiabatic. Untuk mengartikan variasi suhu, di perairan dangkal di atas continental shelf  serta dari permukaan sampai ribuan meter, suhu potensial (θ) harus selalu digunakan. Suhu potensial mencerminkan suhu asli dari air ketika berada di dekat permukaan laut.

Hal ini tidak perlu untuk kita pergi ke bagian terdalam  laut untuk melihat perbedaan yang signifikan antara suhu in situ dan suhu potensial. Melalui sebagian besar laut dalam, ada suhu minimum di atas dasar laut, dengan suhu yang lebih tinggi di bagian bawah. Namun, suhu potensial menurun ke bawah laut hampir di mana-mana. Hal ini dikarenakan kepadatan air yang mengisi lautan juga sangat dingin, karena variasi salinitas biasanya terlalu lemah untuk mengontrol stratifikasi kepadatan di perairan dalam. Ada beberapa pengecualian yang terbatas dari penurunan suhu yang monoton dengan kedalaman: di daerah lokal dari  pembentukan air terpadat, seperti di beberapa pegunungan di tengah laut di mana proses pemanasan panas bumi sedikit menghangatkan air tepat di pegunungan, dan di tengah Atlantik Selatan di mana ada variasi salinitas vertikal yang signifikan pada pertengahan kedalaman.

Di semua lautan, air hangat berada di atas laut dengan suhu tertinggi di daerah tropis. Di subtropis, air hangat mengisi daerah berbentuk mangkuk. Daerah yang berbentuk mangkuk ini menentukan sirkulasi laut atas, dengan arus ke arah barat di sisi khatulistiwa dari daerah tersebut arus ke arah timur pada sisi kutub dari daerah ini. Suhu potensial menurun ke bawah melalui termoklin menjadi  lebih seragam, suhu dingin di kedalaman. Perairan terdingin yang ditemukan di permukaan berada di lintang tinggi (dan secara vertikal stabil karena salinitas air permukaan rendah). Perairan ini berada di Antartika, karena ujung utara bagian ini tidak memperpanjang sampai ke Arktik.

Ada perbedaan yang jelas dalam distribusi suhu potensial antara belahan bumi Utara dan Selatan. Permukaan air dingin jauh lebih luas di selatan. Bahkan dua mangkuk suhu yang lebih tinggi tidak simetris, mangkuk selatan lebih luas daripada mangkuk di utara. Di bagian dalam dari Atlantik, Pasifik, dan Hindia, perairan terdingin berada di selatan yaitu di Antartika  dan suhu potensial sedikit lebih tinggi di utara.

 Potensi Suhu Laut Secara Vertikal

Di semua lautan, air hangat berada di atas laut dengan suhu tertinggi terdapat di daerah tropis. Di subtropis, air hangat mengisi daerah yang berbentuk mangkuk. Daerah ini menentukan sirkulasi di laut atas, aliran arus akan menuju ke barat di sisi equatorward dari mangkuk tersebut dan mengalir ke timur  pada sisi kutub dari mangkuk. Potensi suhu menurun ke bawah melalui termoklin menjadi jauh lebih seragam, suhu dingin di kedalaman. Air terdingin ditemukan di permukaan di lintang tinggi (dan secara vertikal stabil karena salinitas air permukaan rendah). Air terdingin di bagian ini berada di Antartika, karena ujung utara bagian tidak meluas ke Kutub Utara.

Ada beberapa perbedaan yang nyata pada distribusi potensi suhu antara bumi bagian utara dan bumi bagian selatan. Air di permukaan yang dingin banyak terdapat di daerah selatan. Walaupun dua daerah berbentuk mangkuk dari suhu tinggi tidak simetris ; daerah berbentuk mangkuk di selatan lebih luas daripada di utara. Bagian terdalam dari Atlantic, Pasifik, dan Samudera Hindia, air dingin terdapat di selatan yaitu di Antartica dan potensi suhu sedikit lebih tinggi di utara. 

Sumber:

Talley D Lynne et al, 2011. Describtive Physical Oceanografi AN INTRODUCTION, Copyright by Elsiver : London. 

Read More