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.