Laut dan atmosfer berinteraksi di permukaan laut.
Gaya di Permukaan yang berasal dari atmosfer dan matahari membentuk pola secara
keseluruhan dari suhu permukaan laut (SST) (Gambar 4.1). SST dikatakan
tinggi pada daerah tropis dikarenakan
proses pemanasan dan SST dikatakan rendah di lintang tinggi karena terjadinya
proses pendinginan. Selain variasi meridional yang sederhana ini, fitur yang
lebih kompleks dari SST dihasilkan dari sirkulasi laut dan variasi spasial
dalam gaya yang dihasilkan atmosfer . Permukaan laut, yang juga mencakup laut
es, juga mendapat gaya dari bagian bawah atmosfer melalui berbagai macam panas
sehingga air yang berada di permukaan mengalami evaporasi dan membentuk uap
air.
Rentang SST
berkisar sedikitnya lebih dari 29⁰C
di daerah terpanas pada daerah tropis, dan dengan titik bekunya sekitar -1,8⁰
C di daerah yang didominasi oleh es, dengan variasi musim khususnya pada
lintang tengah ke lintang tinggi. Di bawah permukaan laut, kita hanya mengacu
pada potensial suhu sehingga efek tekanan pada suhu dapat dibedakan. Struktur
vertical dari potensial suhu biasanya dapat dibagi menjadi tiga zona utama (1)
lapisan campuran, (2) termoklin, dan (3) lapisan abyssal. Struktur ini adalah ciri khas dari laut yang terdapat
dilewati oleh lintang rendah dan menengah dengan SST tinggi.
Di
lintang tinggi di mana SST rendah, struktur zona laut secara vertical dapat
berbeda, dan dapat terjadinya lapisan campuran, secara vertical suhu minimal
berada di lapisan thermocline dan lapisan abisal dan maksimum di dekat permukaan laut.
Lapisan campuran adalah lapisan permukaan yang
sifatnya relatif tercampur. Pada musim panas di lintang rendah, lapisan ini
bisa sangat tipis atau tidak ada. Di musim dingin di lintang tengah sampai
lintang tinggi, dapat menjadi tebal ratusan meter, hal ini
dikarenakan pada waktu yang bersamaan, pemanasan sangat kuat dan angin sangat
lemah, sehingga lapisan hanya memiliki ketebalan beberapa meter. Pada musim
gugur, badai pertama dari musim mencampur panas masuk ke dalam lautan
mempertebal lapisan campuran, tetapi sedikit panas yang hilang. Pada musim
dingin, pemanasan hilang dan lapisan campuran meneruskan untuk mempertebal,
menjadi sangat tebal pada akhir musim dingin. Pada
musim semi, angin melemah, cahaya matahari meningkat dan membentuk lapisan
campuran yang baru. lapisan campuran ini tebalnya dapat
mencapai 2000 meter. Lapisan campuran dipengaruhi oleh angin dan daya apung
permukaan (fluks udara-laut). Lapisan Termoklin merupakan zona vertical dimana
terjadi penurunan suhu yang cepat dengan kedalaman sekitar 1000 m. Pada lapisan
abyssal, antara termoklin dan dasar laut, potensial suhu menurun
perlahan-lahan. Pada lintang tinggi suhu minimum di dekat permukaan laut
(lapisan dichotermal) sering ditemukan, lapisan ini dapat terjadi akibat
peninggalan dari musim dingin lapisan campuran yang semula dingin kemudian
digantikan dengan air hangat pada musim lainnya (Gambar 4.2c), yang mendasari
terjadinya suhu maksimum pada lapisan mesothermal adalah hasil dari adveksi
perairan dari lokasi yang agak hangat.
Secara umum suhu di lintang subtropis adalah 20⁰C
pada permukaan laut, 8⁰C pada kedalaman 500 m,
5⁰C pada 1000 m, dan 1-2⁰C
pada 4000 m dari permukaan laut. Semua nilai-nilai dan bentuk sebenarnya dari
profil temperatur adalah fungsi dari lintang, seperti yang ditunjukkan oleh
tiga profil yang berbeda pada Gambar 4.2.
Ada beberapa tambahan penting untuk struktur dasar
tiga lapisan laut secara vertikal. Di semua daerah, pada saat musim semi dan
musim panas lautan akan menghasilkan
lapisan panas yang tipis yang nantinya akan melapisi lapisan campuran di daerah
dingin. Di daerah subtropis Barat serta daerah lain, sering terdapat dua
lapisan thermoclines dengan tanpa adanya stratifikasi (lapisan isothermal)
lapisan (thermostad) di antara dua lapisan thermocline tersebut, kedalaman
kedua lapisan tersebut mecapai 1000 m (Gambar 4.2b). Di beberapa daerah,lapisan
campuran yang lain ditemukan di bagian paling bawah ("Lapisan batas
bawah") dan tebalnya mencapai 100 m.
Di bagian laut lainnya, kepadatan adalah pengaruh
kuat dari suhu, dan memiliki struktur berlapis yang sama seperti suhu, yaitu
lapisan atas, sebuah pycnocline yang dimana lapisan ini dengan cepat
meningkatkan densitas, dan zona abyssal. Salinitas biasanya memiliki struktur
vertikal lebih rumit. Di daerah presipitasi tinggi dan atau limpasan (seperti
daerah lintang subkutub dan lintang tinggi serta bagian dari daerah tropis),
salinitas mungkin lebih penting daripada temperatur dalam menetapkan struktur
kerapatan vertikal, terutama di lapisan atas. Ciri khas salinitas secara
vertikal di wilayah ini meliputi lapisan permukaan yang relatif segar dengan
lapisan halocline yang memisahkan lapisan permukaan dengan lapisan di bawah
lapisan halocline. Semakin tinggi salinitas yang mendasari merupakan indikasi
sumber laut permukaan air di daerah yang kurang hujan. Di sisi lain, di daerah
subtropis dimana salinitas permukaan laut didominasi oleh penguapan, air
dipermukaan biasanya lebih asin daripada air yang mendasarinya. Disini suhu
jelas mendominasi stabilitas vertical.
Suhu
Permukaan
Distribusi
suhu pada permukaan laut terbuka terdapat di sekitar zona laut, dengan kurva
suhu konstan (isoterm) berjalan di sekitar arah timur-barat. Di dekat pantai di
mana arus dialihkan oleh batas-batas, isoterm mungkin juga menyebarkan suhu
permukaan dari daerah utara dan selatan. Juga, di sepanjang perbatasan timur
dari laut, suhu permukaan sering lebih rendah hal ini disebabkan oleh upwelling
air dingin dari bawah permukaan, misalnya, di sepanjang pantai barat Amerika
Utara di musim panas, menyebabkan isoterm cenderung ke garis khatulitiwa. Upwelling juga menyebabkan suhu
permukaan lebih rendah di khatulistiwa timur Pasifik dan Atlantik.
SST
pada laut terbuka cenderung menurun dari setinggi 28⁰C
di utara khatulistiwa ke hampir -1,8⁰C
dekat laut es di lintang tinggi. Distribusi ini terkait erat dengan masukan
dari radiasi gelombang pendek (terutama dari matahari).
Fitur
non-zonal dari SST global yang paling jelas dan penting untuk diperhatikan yaitu
meliputi Warm pool and the cold tongue. Warm pool merupakan tempat terhangat
pada daerah SST yang terletak di sebelah barat Samudera Pasifik yang terletak
di daerah tropis, melalui bagian Indonesia, dan berakhir di Samudera Hindia
(tropis). The Cold Tongue merupakan
bagian dari Tongue yg memiliki daerah lebih sempit dan air yg lebih dingin.
Mengalir ke daerah equator di bagian Timur
dari Samudera Pasifik da Atlantik. Hal ini membentuk Upwelling pada zona termoklin di sepanjang perairan Equator.
Karena zona termoklin lebih dangkal di
perairan Timur Pasifik dan Atlantik daripada
di bagian Barat perairannya. Upwelling membawa air yang lebih dingin
ke daerah Timur.
Dalam
setiap laut, daerah hangat yang berpusat di barat, dari khatulistiwa. Siklus
perairan dingin di equatorward di
bagian tengah dan timur masing-masing laut. Pola-pola SST mencerminkan
sirkulasi anticyclonic dari gyres subtropis (searah jarum jam di
belahan bumi utara, berlawanan di belahan bumi selatan), yang mengadveksi air
hangat jauh dari daerah tropis dan air dingin ke arah khatulistiwa. Ada juga
daerah perairan hangat di daerah tropis tepatnya di timur Pasifik Utara dan
Atlantik Utara. Hal Ini ditemukan pada daerah timur dari sirkulasi subtropis
dan utara yang dingin lidah, suhu tinggi tidak ditekan baik oleh sirkulasi
anticyclonic atau upwelling khatulistiwa.
Di
subkutub Pasifik Utara dan Atlantik Utara, ada
lagi bukti sirkulasi dalam pola SST. Di daerah ini terdapat gyres yang siklon (berlawanan arah jarum
jam di belahan bumi utara). Perairan yang lebih hangat diadveksikan ke utara
tepatnya di bagian timur dari sirkulasi ini (sepanjang pantai British Columbia
dan sepanjang Eropa Utara). Air hangat juga meluas jauh ke utara di Atlantik
dan menuju Kutub Utara. Perairan dingin ditemukan di bagian barat sirkulasi
ini, sepanjang Kamchatka / Kuril yaitu wilayah di kawasan Pasifik dan Labrador
/ Newfoundland di Atlantik.
Di
Laut Selatan, SST tidak persis zonal. Hal ini mencerminkan wisata di
Circumpolar saat Antartika (ACC), yang juga tidak zonal. Perairan dingin yang
lebih jauh ke utara di Atlantik dan Samudra India dan mendorong ke selatan di
Pasifik.
Suhu Lapisan
Atas dan Lapisan Campuran
Dalam
lapisan dekat permukaan laut, sifat air kadang-kadang sangat baik dicampur
secara vertikal, khususnya pada akhir malam (siklus diurnal) dan di musim
pendinginan (siklus musiman). Ini disebut lapisan campuran. Lapisan ini
dicampur oleh angin dan dengan daya apung yang hilang akibat proses pendinginan
atau penguapan di permukaan laut. Air yang terdapat pada lapisan campuran tidak
dicampur dengan proses pemanasan dan curah hujan di permukaan laut tetapi
sirkulasi air yang ada di dalam lapisan campuran bergerak mendekat ke perairan
campuran yang dimana sifat air di perairan campuran berbeda satu sama lain.
Sebagai
aturan praktis, angin mengaduk lapisan campuran tanpa menambah kedalaman lebih
dari 100 atau 150 m dan yang dapat mencapai kedalaman tersebut hanya saat akhir
musim dingin, angin akan mengaduk lapisan campuran dengan menambah kedalaman.
Di sisi lain, jarang terjadi proses pendinginan yang ekstrem atau penguapan di
permukaan laut yang dapat menyebabkan lapisan campuran memperdalam daerah
lapisannya beberapa ratus meter, atau di akhir musim dingin untuk lebih dari
1000 m di lokasi terpencil konveksi dalam. Lapisan campuran pada saat musim
panas mungkin ketipisannya mecapai 1 atau 2 m, atasnya satu set sisa lapisan
tipis campuran dari hari-hari sebelumnya dengan badai, dan lebih tebal sisa
lapisan campuran dari musim dingin. Karena lapisan campuran adalah lapisan
permukaan yang menghubungkan laut dan atmosfer, karena suhu permukaan laut
adalah cara utama laut memaksa atmosfer.
Di
semua daerah, lapisan campuran pada
musim dingin jauh lebih tebal daripada lapisan campuran di musim panas. Fitur
utama dari peta lapisan campuran di musim dingin secara global lapisan campuran
mengalami ketebalan terjadi di utara Atlantik Utara dan di beberapa daerah di
dekat Laut Selatan. Daerah-daerah ini sesuai dengan maximaL di antropogenik penyerapan karbon
(Sabine et al., 2004), sehingga mereka memiliki implikasi praktis untuk iklim
global. Lapisan campuran yang tebal pada musim dingin ini adalah sumber utama
dari Mode Waters, yang diidentifikasi
sebagai lapisan yang relatif tebal di atas laut. Mode waters adalah suatu lapisan yang secara vertical partikelnya
bersifat homogen dan terdapat di seluruh wilayah geografis. Mode waters biasanya terjadi di dalam
atau di dekat bagian atas lapisan pycnocline.
Fenomena
lain muncul secara dinamis di lapisan dekat permukaan yaitu respon Ekman dari
gaya yang ditimbulkan oleh angin , yang memaksa aliran dalam lapisan permukaan
laut berbelok ke kanan arah angin di belahan bumi utara (dan ke kiri di belahan
bumi selatan), karena efek dari gaya coriolis. Turbulensi di lapisan permukaan
bertindak seperti gesekan. Di belahan bumi utara, masing-masing lapisan tipis
di dalam lapisan permukaan mendorong air
sedikit lebih ke kanan, dan dengan kecepatan sedikit lebih kecil dari
lapisan atas. Hal ini menciptakan "spiral Ekman" penurunan kecepatan
dengan meningkatnya kedalaman. Jika
semua kecepatan ditambahkan bersama-sama untuk menghitung total transportasi di
lapisan Ekman, efek bersih adalah bahwa transportasi Ekman ini bergerak pada
sudut tepat ke arah angin - ke kanan di belahan bumi utara dan ke kiri di
belahan bumi selatan. Kecepatan transportasi Ekman yang kecil tidak akan
menghasilkan turbulensi. Dengan demikian transporrtasi Ekman tidak memiliki
efek langsung pada pengembangan lapisan campuran dan dipengaruhi oleh lapisan
turbulensi atas tetapi tidak oleh stratifikasi lapisan campuran. Tanggapan
Ekman sangat penting, namun, untuk menyampaikan efek angin ke laut, untuk
pengembangan sirkulasi laut skala waktu skala besar dan panjang.
Sumber:
Talley D Lynne et al, 2011. Describtive Physical Oceanografi
AN INTRODUCTION, Copyright by Elsiver : London.
0 comments:
Post a Comment