Percampuran turbulen akibat pasang surut internal dan … · 2015-08-28 · Turbulen Akibat Pasang Surut Internal dan Implikasinya ... memiliki kecepatan arus dan energi pasut internal

i

PERCAMPURAN TURBULEN AKIBAT PASANG SURUT

INTERNAL DAN IMPLIKASINYA TERHADAP NUTRIEN

DI SELAT OMBAI

YULIANTO SUTEJA

SEKOLAH PASCASARJANA INSTITUT PERTANIAN BOGOR

BOGOR 2011

ii

iii

PERNYATAAN MENGENAI TESIS DAN SUMBER INFORMASI

Dengan ini saya menyatakan bahwa tesis dengan judul “Percampuran Turbulen Akibat Pasang Surut Internal dan Implikasinya Terhadap Nutrien di Selat Ombai” adalah karya saya sendiri dengan arahan komisi pembimbing dan belum diajukan dalam bentuk apapun kepada perguruan tinggi manapun. Sumber informasi yang berasal atau dikutip dari karya yang diterbitkan maupun yang tidak diterbitkan dari penulis lain telah disebutkan dalam teks dan dicantumkan dalam Daftar Pustaka di bagian akhir tesis ini.

Bogor, 23 Agustus 2011

Yulianto Suteja NRP. C551090061

iv

v

ABSTRACT

YULIANTO SUTEJA. Turbulent Mixing caused by Internal Tide and Their

Implication on Nutrient in Ombai Strait. Under direction of MULIA PURBA and

AGUS SALEH ATMADIPOERA.

Ombai Strait is one of the exit passages of Indonesian Throughflow (ITF) which has strong internal tidal energy. Internal tide is one of the main energy which causes mixing processes in the oceans. The purpose of this research was to estimate the turbulent mixing by using Thorpe scale approach and effect

of mixing on the flux of nutrients (nitrate, phosphate and silicate). CTD instrument equipped with bottle rosettes were casted nine times for one tidal cycle (24 hours), but for nutrient samples only taken from the third casting with 22 samples at determined depth. The results showed that Ombai Strait has an internal tide with semidiurnal period. The average value of in the Ombai Strait is very high

(7,56 x 10-2 + 2,83 x 10-1 m2 s-1) and the highest is found in deep layer (2,17 x

10-1 + 4,75 x 10-1 m2 s-1). This is presumably due to strong internal tide in that water. The strong effect of these internal tide especially during the low tide where the water mass induce to the deep layer. Vertical nutrient concentrations increase with depth. The nutrient fluxes estimation showed that the thermocline layer has the lowest flux of nutrients (0 m µmol l-1 s-1) and the highest flux in the deeper layer (8,28 x 10-5-165,56 x 10-5 m µmol l-1 s-1). Estimation of three nutrient fluxes showed that the phosphate is the lowest, followed by nitrate, and silicate as the highest.

Keywords: mixing, internal tide, Ombai Strait, fluxs nutrient

vi

vii

RINGKASAN

YULIANTO SUTEJA. Percampuran Turbulen Akibat Pasang Surut Internal

dan Implikasinya Terhadap Nutrien di Selat Ombai. Dibimbing oleh MULIA

PURBA dan AGUS SALEH ATMADIPOERA.

Selat Ombai merupakan salah satu daerah di perairan Indonesia yang memiliki kecepatan arus dan energi pasut internal yang tinggi. Kombinasi antara energi dan kecepatan arus pasut internal yang kuat menjadikan Selat Ombai memiliki potensi yang besar untuk terjadinya proses percampuran turbulen. Namun demikian, belum diketahui besarnya nilai percampuran turbulen yang terjadi. Percampuran turbulen merupakan salah satu faktor penyebab terjadinya penaikkan nutrien yang sangat penting untuk kehidupan biota yang berada di lapisan atas. Oleh karena itu, tujuan dari penelitian ini adalah untuk mengestimasi percampuran turbulen (vertikal eddy difusivitas) di Selat Ombai menggunakan pendekatan skala Thorpe dan mengestimasi efek percampuran turbulen terhadap fluks nutrien (nitrat, fosfat, dan silikat).

Penelitian ini dilaksanakan pada tanggal 9-22 Juli 2010 bersamaan dengan Pelayaran INDOMIX (Internal Tides and Mixing in The Indonesian Throughflow) merupakan riset kerjasama antara Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan (FPIK) Institut Pertanian Bogor (IPB) dengan LEGOS dan LOCEAN Perancis. Lokasi pengambilan data dilakukan di Selat Ombai dengan menggunakan Kapal Riset Marion Dufresne dari Perancis. Data temperatur, salinitas, dan tekanan diperoleh dengan menggunakan sensor CTD Sea-Bird Electronics (SBE) 911 Plus, selanjutnya dilakukan tahap pengolahan data dengan prosedur standar menggunakan perangkat lunak SBE Data Processing. Data nutrien (nitrat, fosfat, dan silikat) diperoleh dari air yang diambil dengan menggunakan botol rosette yang diturunkan bersama dengan CTD. Sampel air yang diambil sebanyak 22 sampel masing-masing pada kedalaman 5, 25, 50, 75, 100, 125, 150, 200, 300, 350, 450, 550, 650, 750, 800, 900, 1000, 1100, 1200, 1300, 1400, dan 1500 m. Pengukuran konsentrasi nitrat, fosfat, dan silikat dilakukan di Laboratorium Prolink IPB dengan masing-masing menggunakan metode Brucine, Ascorbic Acid, dan Molybdosilicate. Dari data CTD dilakukan perhitungan nilai Thorpe displacement , skala Thorpe , panjang skala

Ozmidov , frekuensi Brunt Vaisala , tingkat energi kinetik disipasi turbulen

eddy dan selanjutnya melakukan estimasi difusivitas vertikal eddy . Dari

nilai dan konsentrasi nutrien kemudian dilakukan perhitungan fluks nutrien.

Selat Ombai merupakan perairan laut dalam, sehingga perbedaan temperatur, salinitas, dan densitas sampai dasar perairan dapat dilihat dengan jelas. Berdasarkan temperatur, perairan Selat Ombai dapat dibedakan menjadi 3 lapisan yaitu lapisan tercampur, lapisan termoklin, dan lapisan dalam. Lapisan tercampur merupakan lapisan yang memiliki temperatur yang hampir seragam dan paling tinggi. Ketebalan lapisan ini berkisar antara 21–71 m. Lapisan paling tebal didapatkan pada ulangan 5-2 dan paling tipis pada ulangan 5-7. Perbedaan ketebalan lapisan ini diduga dipengaruhi oleh aktifitas gelombang internal di lokasi penelitian. Lapisan termoklin di Selat Ombai memiliki rata-rata penurunan temperatur > 0,1oC per meter. Lapisan ini memiliki kedalaman yang hampir sama dengan kedalaman lapisan pycnocline dengan kedalaman berkisar antara 22–254 m. Lapisan termoklin memiliki struktur mirip dengan struktur step like terutama pada ulangan 5-2, 5-3, 5-4 dan 5-5 yang diduga diakibatkan proses percampuran turbulen. Pada lapisan dalam ulangan 5-6 terdapat pola

viii

temperatur, salinitas, dan densitas yang berbeda dibandingkan dengan ulangan lainnya. Hal ini diduga karena adanya pengadukan massa air di lapisan bawah oleh aktivitas gelombang internal yang kuat.

Hasil analisis terhadap diagram TS (Temperature Salinity) menunjukkan bahwa massa air yang melewati Selat Ombai adalah massa air Laut Jawa di bagian permukaan, massa air North Pacific Subtropical Water (NPSW) di kedalaman 118-198 m dan massa air North Pacific Intermediate Water (NPIW) di kedalaman 217-346 m. Hasil analisis diagram TS juga menunjukkan bahwa sinyal massa air South Pacific Subtropical Lower Thermocline Water (SPSLTW) sangat lemah (tidak terdeteksi) hal ini diduga karena adanya variasi musiman dimana massa air Samudra Pasifik Selatan yang masuk ke jalur Arlindo kuat pada saat bertiup Angin Muson Barat Laut, sedangkan penelitian ini dilakukan pada saat Angin Muson Tenggara bertiup.

Hasil perhitungan frekuensi Brunt Vaisala menunjukkan bahwa lapisan termoklin merupakan lapisan yang memiliki tingkat kestabilan yang paling tinggi, diikuti lapisan tercampur dan lapisan dalam merupakan lapisan yang paling tidak stabil. Hasil plot melintang densitas menunjukkan adanya rambatan gelombang internal dengan periode semidiurnal di Selat Ombai. Periode pasut internal ini mirip dengan periode pasut dari hasil prediksi pasut di Pelabuhan Dili. Efek dari gelombang internal ternyata lebih kuat ke arah bawah dibandingkan ke arah atas, hal ini diduga karena lapisan bawah lebih seragam dibandingkan dengan lapisan atas.

Hasil plot menegak densitas awal yang dibandingkan dengan densitas yang disusun ulang ke kondisi stabilitas statis (reordering) menunjukan terjadi

Thorpe displacement yang tinggi pada saat surut (ulangan 5-2 dan 5-6) dibandingkan dengan kondisi pasang pada gelombang internal. Hal ini diduga karena adanya interaksi antara glombang internal dengan dasar perairan. Nilai skala Thorpe dari tiap penurunan CTD berbeda-beda tergantung dari besar

kecilnya nilai dan jumlah massa air yang mengalami . Secara keseluruhan

nilai tinggi di lapisan tercampur (24,41 m), menurun di lapisan termoklin (5-16,97 m) dan meningkat kembali di lapisan dalam (20,19-106,89 m).

Nilai rata-rata energi kinetik disipasi turbulen eddy Selat Ombai pada semua lapisan adalah 4,22 x 10-6 W kg-1. Hasil perata-rataan nilai menunjukkan

bahwa nilai di lapisan termoklin paling kecil (1,36 x 10-6 W kg-1) dibandingkan dengan lapisan tercampur dan lapisan dalam yang hampir homogen. Rendahnya

nilai pada lapisan termoklin menunjukkan semakin sedikit energi kinetik yang berada dalam aliran tubulen yang akan mengalami pemecahan menjadi bentuk yang lebih kecil (dissipation) yang akan berfungsi untuk mentransfer energi ke media yang lain. Lapisan termoklin merupakan lapisan yang cenderung berhimpitan dengan lapisan pycnocline dan halocline, hal ini menyebabkan lapisan ini memiliki tingkat kestabilan yang paling tinggi. Tingkat kestabilan ini akan sangat mempengaruhi rendahnya nilai displacement dan nilai yang

memiliki korelasi linier dengan nilia . Nilai energi kinetik tertinggi (12,24 x 10-6

W kg-1) berada pada lapisan dalam yang hampir homogen, hal ini menunjukkan lapisan dalam merupakan lapisan dimana energi kinetik mengalami pemecahan yang paling tinggi yang nantinya akan berkontribusi untuk terjadinya proses percampuran.

Nilai antar ulangan menunjukkan bahwa pada ulangan 5-2 dan 5-6

lebih tinggi dibandingkan dengan ulangan lain, sedangkan nilai terendah

didapatkan pada ulangan 5-4. Tinggi rendahnya nilai ini diduga terkait

aktivitas gelombang internal yang ada di ulangan tersebut. Secara keseluruhan nilai rata-rata Selat Ombai adalah 7,56 x 10-2 (+ 2,83 x 10-1) m2 s-1. Nilai

ix

paling rendah di Selat Ombai terdapat di lapisan termoklin (9,33 x 10-4 m2 s-1), namun nilai ini lebih tinggi dibandingkan dengan didapatkan Ffield dan Gordon (1992) sebesar 1 x 10-4 m2 s-1. Walapun nilai di lapisan termoklin rendah,

namun proses percampuran turbulen yang terjadi pada daerah ini diduga menjadi pemicu yang menyebabkan lapisan termoklin memiliki struktur mirip step like. Nilai pada lapisan dalam merupakan yang paling tinggi (2,17 x 10-1 m2 s-1),

nilai ini hampir sama yang didapatkan Hatayama (2004) pada dasar Sill Dewakang (2 x 10-1 m2 s-1). Hal ini diduga karena adanya interaksi gelombang internal dan shear dengan topografi dasar perairan.

Pola sebaran nutrien menunjukkan konsentrasi nutrien cenderung meningkat dengan bertambahnya kedalaman, selain itu didapatkan juga bahwa konsentrasi fosfat paling rendah (0-0,88 µmol l-1) dibandingkan nitrat (0-25,65 µmol l-1) dan silikat (5,10-70,90 µmol l-1). Pada lapisan termoklin tidak terdapat fluks nutrien (nitrat, fosfat, dan silikat) karena di lapisan termoklin ulangan 5-3 tidak terjadi percampuran (nilai sebesar 0 m2 s-1). Tidak terjadinya

percampuran ini disebabkan oleh tingkat stabilitas yang tinggi pada lapisan termoklin ulangan 5-3. Lapisan tercampur memiliki nilai fluks nutrien (8,42 x 10-5-1,32 x 10-3 m2 µmol l-1 s-1) yang lebih rendah dibandingkan lapisan dalam namun lebih tinggi dibandingkan lapisan termoklin. Fluks nutrien yang rendah di lapisan tercampur disebabkan konsentrasi nutrien pada lapisan ini rendah sehingga jumlah nutrien yang dipindahkan (mengalami fluks) juga sedikit. Fluks nutrien paling tinggi ditemukan di lapisan dalam (8,28 x 10-5-165,56 x 10-5 m2 µmol l-1 s-1). Hal ini disebabkan karena adanya kombinasi antara konsentrasi nutrien yang tinggi dan nilai percampuran turbulen yang besar.

x

xi

© Hak Cipta milik Institut Pertanian Bogor Tahun 2011 Hak Cipta dilindungi Undang-Undang

Dilarang mengutip sebagian atau seluruh karya tulisan ini tanpa mencantumkan atau menyebut sumber. Pengutipan hanya untuk kepentingan pendidikan, penelitian, penulisan karya ilmiah, penyusunan laporan, penulisan kritik atau tinjauan suatu masalah; dan pengutipan tidak merugikan kepentingan yang wajar IPB Dilarang mengumumkan dan memperbanyak sebagian atau seluruh karya tulis dalam bentuk apapun tanpa izin IPB

xii

xiii

PERCAMPURAN TURBULEN AKIBAT PASANG SURUT

INTERNAL DAN IMPLIKASINYA TERHADAP NUTRIEN

DI SELAT OMBAI

YULIANTO SUTEJA

Tesis sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar

Magister Sains pada Program Studi Ilmu Kelautan

SEKOLAH PASCASARJANA INSTITUT PERTANIAN BOGOR

BOGOR 2011

xiv

Penguji Luar Komisi pada Ujian Tesis: Dr. Ir. I Wayan Nurjaya, M.Sc.

xv

LEMBAR PENGESAHAN

Judul Penelitian : Percampuran Turbulen Akibat Pasang Surut Internal dan

Implikasinya Terhadap Nutrien di Selat Ombai

Nama : Yulianto Suteja

NRP : C551090061

Disetujui

Komisi Pembimbing

Prof. Dr. Mulia Purba, M.Sc. Ketua

Dr. Ir. Agus S. Atmadipoera, DESS. Anggota

Diketahui

Ketua Program Studi Ilmu Kelautan

Dr. Ir. Neviaty P. Zamani, M.Sc.

Dekan Sekolah Pascasarjana

Dr. Ir. Dahrul Syah M.Sc. Agr.

Tanggal Ujian: 23 Agustus 2011 Tanggal Lulus:

xvi

xvii

PRAKATA

Syukur alhamdulillah penulis panjatkan ke hadirat Allah SWT, karena

dengan rahmat dan karunia-Nya dapat terselesaikannya penelitian yang

dilanjutkan dengan penyusunan dan penulisan thesis dengan judul

“Percampuran Turbulen Akibat Pasang Surut Internal dan Implikasinya

Terhadap Nutrien di Selat Ombai”. Tulisan ini disusun dalam rangka

penyelesaian tugas akhir pendidikan magister pada Program Studi Ilmu Kelautan

Institut Pertanian Bogor.

Penelitian ini fokus mengkaji mengenai estimasi percampuran turbulen dan

implikasinya terhadap fluks nutrient di Selat Ombai. Hasil studi ini sedang dalam

proses publikasi pada beberapa jurnal kelautan dengan harapan dapat dijadikan

rujukan ilmiah dalam upaya eksplorasi sumberdaya alam pesisir dan laut di Selat

Ombai serta sebagai rujukan dalam pengelolaan sumberdaya perikanan di

Provinsi Nusa Tenggara Timur dan pengeolaan Taman Nasional Laut Sawu

sebagai daerah kawasan konservasi paus.

Bogor, 23 Agustus 2011

Ttd

Yulianto Suteja

xviii

xix

UCAPAN TERIMA KASIH

Penulis mengucapak terima kasih yang sebesar-besarnya kepada pihak

yang telah mendukung terselesaikannya thesis ini.

1. Prof. Dr. Ir. Mulia Purba, M.Sc. selaku ketua komisi pembimbing sekaligus

“BAPAK” yang berperan aktif membimbing penulis dalam rangka

penyelesaian tugas akhir sekaligus memberikan wawasan dan pendidikan

tentang oseanografi fisika yang sangat membantu dalam proses

pembelajaran.

2. Dr. Ir. Agus Saleh Atmadipoera, DESS. Selaku anggota komisi pembimbing

dan co-chief scientist pelayaran INDOMIX 2010 yang banyak memberikan

masukan, kritikan, dan arahan dalam upaya penyelesaian penulisan thesis

ini.

3. Dr. Ir. Neviaty P. Zamani, M.Sc. selaku Ketua Program Studi Ilmu Kelautan

Institut Pertanian Bogor yang banyak memberikan koreksi penulisan dan

motivasi dalam penyelesaian penulisan thesis.

4. Dr. Ir. I Wayan Nurjaya, M.Sc. selaku penguji luar komisi pada ujian tahap

akhir penyelesaian studi yang banyak memberikan saran dalam

penyempurnaan hasil penelitian.

5. Kedua Orang Tua (Ayahanda Ishak S.Pd. dan Ibunda Hainim S.Pd.) dan

seluruh keluarga (Kak Ofi, Kak Eka, Adik Kiki, Kak Tuan, Kak Cah, Ofar,

Obin, Wahyu) yang tidak berhenti memberikan dukungan dan motivasi

kepada penulis untuk terus belajar dan berusaha.

6. Team Pelayaran INDOMIX 2010 dan Kru Kapal Riset Marion Dufresne

(Francis) atas kerjasama yang baik dalam proses pelayaran dan

pengambilan data lapangan.

7. Anna Ida Sunaryo atas dukungan dan motivasi dalam penyelesaian studi.

8. Teman-teman Program Studi Ilmu Kelautan angkatan 2009 IPB (Bang

Lumban, Maria, Ai, Wahyu, Kahar, Kapten Toni, Mbak Citra, Cak Roni,

Mbak Riri, Mbak Yuli, Mbak Emi, Yayan, Mas Reza, dan Mbak Tias) dan

Laboratorium Data Processing (Oliver, Erlan, Oting, Santos, Resni,

Risni, Kris, Dipo, dan Hanung) terimakasih banyak atas saran, kritik, serta

dorongan selama menempuh belajar bersama

9. DIKTI yang memberikan biaya pendidikan melalui Beasiswa Pendidikan

Pascasarjana (BPPS) 2009, serta semua pihak yang telah membantu

memberikan masukan bagi penyempurnaan tesis.

xx

xxi

RIWAYAT HIDUP

Penulis dilahirkan pada tanggal 13 Juli 1985 di Selakerat-Lombok timur sebagai anak ke-3 dari empat bersaudara pasangan Ishak, S.Pd. dan Hainim S.Pd. Pendidikan sekolah dasar diselesaikan penulis di SDN 2 Keluncing Tahun 1997, selanjutnya melanjutkan sekolah ke SMPN 2 Terara, lulus Tahun 2000. Pendidikan sekolah menengah atas diselesaikan Tahun 2003 di SMAN 1 Terara. Penulis kemudian melanjutkan pendidikan keperguruan tinggi melalui program SPMB (Sleksi Penerimaan Mahasiswa Baru) pada tahun 2003 di Program Studi Ilmu

Kelautan, Fakultas Ilmu Kelautan dan Perikanan, Universitas Hasanuddin dan menyelesaikan studinya tahun 2007 dengan lama studi 3 tahun 11 bulan. Pada Tahun 2007 penulis diterima sebagai dosen tetap yayasan IKIP-Mataram di Program Studi Biologi FPMIPA IKIP Mataram. Tahun 2009 penulis melanjutkan studi magister di Sekolah Pascasarjana Institut Pertanian Bogor (IPB) pada Program Studi Ilmu Kelautan. Dalam penyelesaian studi magister sains, penulis menyusun thesis yang berjudul “Percampuran Turbulen Akibat Pasang Surut Internal dan Implikasinya Terhadap Nutrien di Selat Ombai”. Sejak kuliah di Universitas Hasanuddin penulis aktif dalam kegiatan

organisasi dan menjabat sebagai Ketua Senat Ilmu dan Teknologi Kelautan pada

tahun 2006. Pada saat menempuh pendidikan magister sains di IPB, penulis

menjadi Ketua Wacana Interaksi Mahasiswa Pascasarjana Ilmu dan Teknologi

Kelautan (Watermassa) pada tahun 2009-2010. Selain itu, penulis juga aktif di

dunia karya tulis ilmiah dan lebih dari lima karya tulis pernah dibuat dengan

penghargaan sebagai finalis PKM DIKTI Tahun 2006 dan pada tahun yang sama

sebagai finalis dalam rangka Dies Natelis Universitas Hasanuddin. Penulis juga

menerima penghargaan sebagai lulusan terbaik Universitas Hasanuddin pada

wisuda tahap I dengan IPK 3,99 dari skala 4,00. Dalam menyelesaikan studi

magister, penulis menjadi salah satu peserta pelayaran INDOMIX 2010.

xxii

xxiii

DAFTAR ISI

Halaman

DAFTAR TABEL ........................................................................................... xxv

DAFTAR GAMBAR ....................................................................................... xxvii

DAFTAR LAMPIRAN .................................................................................... xxix

1 PENDAHULUAN ................................................................................. 1

1.1 Latar Belakang.............................................................................. 1

1.2 Kerangka Pemikiran...................................................................... 3

1.3 Tujuan dan Manfaat ...................................................................... 5

2 TINJAUAN PUSTAKA ......................................................................... 7

2.1 Turbulensi (Olakan) ...................................................................... 7

2.2 Ketidakstabilan Massa Air ............................................................. 8

2.3 Percampuran (Mixing) ................................................................... 10

2.4 Pasang Surut Internal ................................................................... 11

2.5 Nutrien di Perairan ........................................................................ 13

2.6 Pelayaran INDOMIX 2010 ............................................................ 14

3 BAHAN DAN METODE ....................................................................... 17

3.1 Waktu dan Tempat ....................................................................... 17

3.2 Metode Pengumpulan Data .......................................................... 17

3.3 Metode Pengukuran Nutrien ......................................................... 18

3.3.1 Nitrat ................................................................................. 18

3.3.2 Fosfat ................................................................................ 19

3.3.3 Silikat ................................................................................ 19

3.4 Metode Akuisisi Data .................................................................... 20

3.5 Metode Analisis Data .................................................................... 22

3.6 Metode Penentuan Lapisan Kolom Perairan ................................. 26

4 HASIL DAN PEMBAHASAN ................................................................ 27

4.1 Profil Menegak Temperatur, Salinitas, dan Densitas ..................... 27

4.2 Massa Air yang Melewati Selat Ombai .......................................... 32

4.3 Stabilitas Statis ............................................................................. 35

4.4 Gelombang Internal ...................................................................... 37

4.5 Estimasi Skala Thorpe .................................................................. 39

4.6 Estimasi Energi Kinetik Disipasi Turbulen Eddy dan

Difusivitas Vertikal Eddy ........................................................ 45

4.7 Nutrien Selat Ombai...................................................................... 48

4.7.1 Profil Vertikal Nutrien ......................................................... 48

4.7.2 Fluks Nutrien ..................................................................... 50

xxiv

5 KESIMPULAN DAN SARAN ................................................................ 53

5.1 Kesimpulan .................................................................................. 53

5.2 Saran ............................................................................................ 53

DAFTAR PUSTAKA ...................................................................................... 55

LAMPIRAN ................................................................................................... 61

xxv

DAFTAR TABEL

Halaman

1 Data penurunan CTD .............................................................................. 18

2 Karakter massa air yang melewati Selat Ombai ...................................... 33

3 Nilai difusivitas vertikal eddy di Selat Ombai ........................................... 48

xxvi

xxvii

DAFTAR GAMBAR

Halaman

1 Kerangka pemikiran ................................................................................ 4

2 Transfer energi dari pasut barotropik ke baroklinik .................................. 13

3 Profil nutrien di Laut Banda (I), kedalaman Weber (II), dan Laut Arafura

(III) .......................................................................................................... 14

4 Proses-proses fisik yang mempengaruhi distribusi nutrien di kolom

perairan ................................................................................................. 15

5 Rute pelayaran Indomix 2010, dimulai dari pelabuhan Sorong di Papua

tanggal 9 Juli 2010, kemudian ke Laut Halmahera, Laut Seram, Laut

Banda, Selat Ombai, Laut Sawu, Selat Lombok dan berakhir di

pelabuhan Tanjung Perak Surabaya tanggal 22 Juli 2010 ...................... 16

6 Lokasi pengukuran yo-yo CTD selama 24 jam ........................................ 17

7 Diagram alir analisis data ........................................................................ 23

8 Ilustrasi proses pencarian nilai Thrope displacement. Data densitas

sebenarnya dengan kondisi instabilitas statis (kotak dengan garis titik-

titik), disusun ulang untuk mencari densitas kondisi stabilitas statis (garis

putus-putus merah). Jarak perpindahan dari kedalaman awal ke

kedalaman baru merupakan nilai Thorpe displacement ...................... 23

9 Profil vertikal temperatur (a), salinitas (b), dan densitas (c) Selat

Ombai ..................................................................................................... 28

10 Korelasi linier antara kecepatan angin sesaat dan ketebalan lapisan

tercampur................................................................................................ 29

11 Profil vertikal temperatur (a), salinitas (b), dan densitas (c) yang

diperbesar sampai kedalaman 500m ...................................................... 30

12 Back scater data LADCP dengan arah meridional di Selat Ombai. Warna

merah sampai kuning menunjukkan arus bergerak ke utara dan biru

sampai ungu ke arah selatan .................................................................. 31

13 Diagram TS di Selat Ombai tanggal 16-17 Juli 2010 (a). Tanda panah

merah menunjukkan massa air yang terdeteksi. Hasil pembesaran

massa air NPSW (b) dan NPIW (c) ......................................................... 33

14 Frekuensi Brunt Vaisala (garis biru) yang ditumpang tindih dengan

temperatur (garis merah) pada ulangan 5-1 (a), 5-2 (b), 5-3 (c), 5-4 (d),

5-5 (e), 5-6 (f), 5-7 (g), 5-8 (h), dan 5-9 (i) ............................................... 36

xxviii

15 Rambatan gelombang internal dari data CTD Selat Ombai dengan

puncak dan lembah gelombang ditunjukkan dengan anak panah (a).

prediksi pasut di Pelabuhan Dili pada tanggal 16-17 Juli 2010 (b) ........... 38

16 Perbandingan antara densitas awal dengan densitas stabilitas statis

untuk seluruh kedalaman pada saat surut (a) di ulangan 5-2 (atas) dan

ulangan 5-6 (bawah). Bila kotak hijau pada gambar (a) diperbesar maka

akan terlihat bahwa massa air densitas rendah (kotak hitam garis titik-

titik) berada di bawah massa air densitas tinggi (kotak hitam garis putus-

putus) (b). ............................................................................................... 40

17 Perbandingan antara densitas awal dengan densitas stabilitas statis

untuk seluruh kedalaman pada saat pasang (a) di ulangan 5-4. bila kotak

hijau pada gambar (a) diperbesar maka akan terlihat bahwa massa air

pada saat surut cenderung dalam kondisi stabilitas statis (b). ................. 41

18 Perbandingan data Thorpe displacement sebelum diterapkan metode

GK (a) dan sesudah diterapkan metode GK (b). Contoh data noise lebih

jelas terlihat di kotak garis titik-titik dan yang sudah dihaluskan di kotak

garis putus-putus .................................................................................... 42

19 Thorpe displacement seluruh ulangan .............................................. 43

20 Nilai skala Thorpe Selat Ombai ............................................................... 45

21 Grafik nilai energi kinetik disipasi turbulen eddy dengan standar deviasi

Selat Ombai ............................................................................................ 46

22 Nilai difusivitas vertikal eddy dengan rataan kedalaman 10 m ......... 47

23 Profil vertikal nitrat (a), fosfat (b), dan silikat (c) di Selat Ombai .............. 49

24 Fluks Nutrien Selat Ombai (x 10-5 m2 µmol l-1 s-1) ..................................... 51

xxix

DAFTAR LAMPIRAN

Halaman

1 Profil vertikal temperatur ......................................................................... 63

2 Profil vertikal temperatur yang diperbesar sampai kedalaman

500 m ...................................................................................................... 66

3 Profil vertikal salinitas.............................................................................. 69

4 Profil vertikal salinitas yang diperbesar sampai kedalaman

500 m ...................................................................................................... 72

5 Profil vertikal densitas (sigma theta) ........................................................ 75

6 Profil vertikal densitas (sigma theta)yang diperbesar sampai

kedalaman 500 m ................................................................................... 78

xxx

1

1 PENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang

Sirkulasi termohalin yang lebih dikenal dengan the Great Conveyor Belt

(GCB) merupakan sirkulasi skala global yang mensirkulasikan semua massa air

lautan di dunia. Salah satu komponen penting dari GCB adalah Arus Lintas

Indonesia (Arlindo) yang mentransfer massa air dari Samudera Pasifik ke

Samudera Hindia. Arlindo mempengaruhi transfer bahang dari Samudera Pasifik

ke Samudera Hindia dan posisi daerah konveksi atmosfer sehingga Arlindo

berperan penting dalam mempengaruhi iklim global secara umum dan iklim tropis

secara khusus (Schneider, 1998; Koch-Larrouy et al., 2010). Variabilitas massa

air yang ditransfer Arlindo menunjukkan adanya korelasi yang kuat dengan

anomali iklim seperti ENSO (El Nino Southern Oscillation) dan sistem muson

(Webster et al., 1999; Koch-Larrouy et al., 2010).

Hasil observasi dan pemodelan sirkulasi samudera menunjukkan terdapat

dua lintasan Arlindo. Lintasan pertama (lintasan barat) merupakan lintasan utama

yang membawa sekitar 11,6 + 3,3 Sv (1 Sv = 106 m3 s-1) massa air Samudera

Pasifik Utara yaitu dari lapisan termoklin (North Pacific Subtropical Water,

NPSW) dan lapisan bawah termoklin (North Pacific Intermediete Water, NPIW).

Massa air lintasan barat masuk melalui Selat Mindanao kemudian ke Laut

Sulawesi dan mengalir ke Selat Makassar. Sebagian kecil massa air lintasan

barat (sekitar 2,6 Sv) keluar ke Samudera Hindia melalui Selat Lombok,

sedangkan sebagian besar berbelok ke arah timur menuju Laut Flores kemudian

ke Laut Banda dan keluar menuju Samudera Hindia melalui Selat Ombai dan

Laut Timur (Ffield dan Gordon, 1992; Gordon, 2005; Gordon et al., 2008;

Sprintall et al., 2009). Lintasan timur merupakan lintasan sekunder yang masih

belum diteliti secara intensif. Hasil pengukuran yang dilakukan Van Aken et al.

(2009) di Lifamatola menunjukkan bahwa lintasan timur Arlindo membawa sekitar

2,5 Sv massa air yang berasal dari Samudera Pasifik selatan dari lapisan yang

lebih dalam (South Pacific Subtropical Lower Thermocline Water, SPSLTW)

melalui Laut Maluku menuju Laut Banda. Namun jumlah massa air yang dibawa

oleh lintasan timur ini belum terestimasi dengan baik. Hal ini disebabkan adanya

masukan massa air lain pada lintasan timur, yaitu melalui Laut Halmahera

(Wyrtki, 1961; Ilahude dan Gordon, 1996; Gordon, 2005) yang belum pernah

diestimasi. Massa air dari lintasan barat dan timur yang bergabung di Laut

2

Banda, kemudian keluar menuju Samudera Hindia melalui Selat Ombai

sebanyak 4,9 Sv dan Laut Timor sebanyak 7,5 Sv (Ffield dan Gordon, 1992;

Gordon, 2005; Sprintall et al., 2009).

Massa air yang mengalir dari Samudera Pasifik ke Samudera Hindia

melalui Arlindo mengalami perubahan karakter. Hasil pengukuran salinitas

massa air Arlindo menunjukkan perubahan pada aliran masuk dan keluar, yaitu

salinitas massa air NPSW dari 34,90 psu menjadi 34,54 psu dan massa air NPIW

dari 34,35 psu menjadi 34,47 psu. Perubahan salinitas ini mengindikasikan

bahwa di perairan Indonesia terjadi proses percampuran vertikal yang sangat

kuat (Ffield Gordon, 1996; Hautala et al., 1996; Hatayama, 2004; Robertson dan

Ffield, 2005; Koch-Larrouy et al., 2007; Atmadipoera et al., 2009). Selain

merubah karakteristik massa air, proses percampuran vertikal juga mampu

mensuplai nutrien di lapisan atas karena adanya pergerakan massa air dari

lapisan bawah yang kaya nutrien ke lapisan atas sehingga akan mempengaruhi

distribusi dan fluks nutrien secara vertikal (Horne et al., 1996; Law et al., 2003).

Proses percampuran vertikal dapat disebabkan oleh topografi yang kasar

(misalnya awang), selat, dan gelombang internal. Berbagai hasil pemodelan 2

dimensi dan 3 dimensi menunjukkan perairan Indonesia merupakan wilayah yang

dicirikan dengan nilai pasang surut (pasut) internal yang kuat. Hasil pemodelan

menunjukkan energi yang ditransfer dari pasut barotropik ke pasut baroklinik di

perairan Indonesia sebesar 0,11 TW (Terawatt = 1012 Watt) atau sekitar 10 %

dari jumlah transfer di seluruh lautan (1,1 TW) (Carrere dan Lyard, 2003). Pasut

internal yang kuat ini merupakan energi utama dan proses inti untuk

mentransformasi massa air Arlindo yang menuju Samudera Hindia.

Salah satu perairan Indonesia yang memiliki nilai pasut baroklinik (internal)

yang tinggi adalah Selat Ombai, dimana kecepatan arus pasut internalnya paling

kuat di perairan Indonesia yaitu lebih dari 0,5 m s-1 (Robertson dan Ffield, 2005;

Koch-Larrouy et al., 2007). Kombinasi antara energi dan kecepatan arus pasut

internal yang kuat menjadikan Selat Ombai memiliki potensi yang besar untuk

terjadinya proses percampuran turbulen. Namun demikian, belum diketahui

besarnya nilai percampuran tubulen yang terjadi. Percampuran tubulen

merupakan salah satu faktor yang menyebabkan naiknya nutrien ke lapisan atas

yang sangat penting untuk kehidupan biota. Oleh karena itu, perlu dilakukan

penelitian yang mengkaji nilai percampuran turbulen, terutama keterkaitan antara

3

besarnya percampuran turbulen yang dikarakterisasi oleh nilai vertikal difusivitas

eddy dengan fluks nutrien yang terjadi pada kolom perairan.

1.2 Kerangka Pemikiran

Penelitian tentang percampuran di perairan Indonesia bukan merupakan

hal yang baru. Berbagai pendekatan dilakukan untuk mengetahui besarnya nilai

percampuran turbulen yang terjadi di perairan Indonesia, baik menggunakan data

satelit maupun data hasil pengukuran langsung. Ffield dan Gordon (1992)

menggunakan data CTD dari hasil pengukuran National Oceanic Data Center

(NODC) untuk menduga nilai percampuran lapisan termoklin perairan Indonesia

dan menghasilkan nilai sebesar 1,0 x 10-4 m2 s-1. Nilai percampuran tersebut

hampir sama dengan hasil simulasi percampuran pasut 3D yang dilakukan Koch-

Larrouy et al. (2007) yaitu 1,5 x 10-4 m2 s-1. Pendekatan lain dilakukan juga oleh

Hatayama (2004) dengan menggunakan pemodelan numerik yang menghasilkan

nilai maksimum vertikal difusifitas sebesar 6,0 x 10-3 m2 s-1 di Ambang (Sill)

Dewakang.

Beberapa pendekatan di atas menghasilkan nilai percampuran yang

bervariasi. Oleh karena itu, perlu dilakukan pendekatan lain untuk mengestimasi

percampuran turbulen sehingga lebih menggambarkan kondisi di alam. Salah

satu pendekatan tersebut adalah dengan menggunakan metode skala Thorpe

yang melakukan estimasi nilai percampuran turbulen berdasarkan profil vertikal

massa air yang diperoleh dari data CTD (Conductivity Temperature Depth).

Pemilihan penggunaan data CTD ini dilakukan berdasarkan Ffield dan Gordon

(1996) yang menegaskan bahwa percampuran turbulen yang terjadi di perairan

Indonesia disebabkan oleh adanya pasut internal, dimana salah satu cara untuk

mengetahui adanya pasut internal ini adalah melalui pengukuran data CTD

secara deret waktu (minimal satu siklus pasut).

Pengambilan data CTD di Selat Ombai dilakukan bersama dengan

kegiatan pelayaran Indonesian Mixing (INDOMIX) 2010. Pada kegiatan

pelayaran ini dilakukan penurunan yo-yo CTD selama 24 jam di Selat Ombai

sehingga memberikan kesempatan untuk memperoleh data CTD secara deret

waktu. Data yo-yo CTD yang diperoleh dalam pelayaran memenuhi kriteria

dilakukannya perhitungan estimasi nilai percampuran turbulen yang lebih akurat

dan sinyal gelombang internal yang menyebabkan terjadinya percampuran

turbulen juga dapat diperoleh dengan lebih jelas. Pada kegiatan pelayaran

4

INDOMIX 2010 dilakukan juga pengukuran profil vertikal nutrien dari sampel air

pada tekanan tertentu yang diambil dengan botol rosette yang diturunkan

bersama CTD. Hal tersebut memungkinkan untuk dilakukannya estimasi dampak

percampuran turbulen terhadap fluks nutrien di Selat Ombai. Secara skematik,

kerangka pemikiran penelitian ini dapat dilihat pada Gambar 1.

Gambar 1 Kerangka pemikiran.

Berdasarkan hal di atas, maka yang akan dijawab dalam penelitian ini

adalah :

a. Berapa besar nilai percampuran turbulen (vertikal eddy diffusivitas) di Selat

Ombai

b. Bagaimana efek percampuran turbulen terhadap fluks nutrien (nitrat, fosfat,

dan silikat)

Nilai percampuran lapisan termoklin

perairan Indonesia 1,0 x 10

-4 m

2s

-1 (Ffield

dan Gordon, 1992)

Nilai percampuran perairan Indonesia

1,5 x 10-4

m2s

-1 (Koch-

Larrouy, 2007)

Nilai percampuran Ambang Dewakan

6,0 x 10-3

m2s

-1

(Hatayama, 2004)

Nilai percampuran yang bervariasi

Metode Lain : pendekatan skala Thorpe

Data yo-yo CTD selama 24 jam

Pelayaran INDOMIX

2010

Profil vertikal Massa air

Profil vertikal nutrien

Nilai percampuran turbulen

Fluks Nutrien

5

1.3 Tujuan dan Manfaat

Tujuan dari penelitian ini adalah

a. Mengestimasi percampuran turbulen (vertikal eddy difusivitas) di Selat Ombai

menggunakan pendekatan skala Thorpe

b. Mengestimasi efek percampuran turbulen terhadap fluks nutrien (nitrat, fosfat,

dan silikat)

Hasil penelitian ini diharapkan dapat digunakan sebagai :

a. Parameterisasi model sehingga tingkat akurasi model menjadi lebih baik

b. Informasi tentang efek percampuran turbulen terhadap fluks nutrien dapat

digunakan untuk mengetahui produktivitas perairan Selat Ombai sehingga

dapat dimanfaatkan untuk mengetahui ketersedian sumberdaya alam yang

ada terutama sumber daya perikanan.

6

7

2 TINJAUAN PUSTAKA

2.1 Turbulensi (Olakan)

Turbulen adalah proses fisik yang dominan pada fluida yang

pergerakannya bersifat energetic, rotasional, eddies, dan irreguler (Stewart,

2002; Thorpe, 2007). Turbulensi di dekat permukaan laut biasanya digerakkan

oleh angin dan berfungsi untuk mentransmisikan bahang ke dalam dan ke luar

laut (Neumann dan Pierson, 1966). Turbulensi di dekat dasar laut mempengaruhi

deposisi, transfer momentum, resuspensi partikel organik dan inorganik dan

pergerakan sedimen. Air laut umumnya bergerak dalam aliran turbulen dan

jarang sekali dalam aliran laminar (bersifat teratur) (Thorpe, 2007).

Menurut Monin dan Ozmidov (1985) berdasarkan sifat alamiahnya, skala

spasial-temporal, arah percampuran, dan intensitas, gerakan turbulensi di laut

diklasifikasikan menjadi dua kategori yaitu :

a. Turbulensi skala meso

Pada skala ini turbulensi diciptakan oleh ketidakstabilan (misalnya

ketidakstabilan baroklinik, barotropik, dll) dan biasanya terjadi di

sepanjang permukaan dengan densitas konstan (isopiknal). Turbulensi ini

sering disebut turbulensi skala Rosbby karena mempunyai dimensi jarak

antara 10–100 km.

b. Turbulensi skala mikro

Pada skala ini turbulensi terutama diciptakan oleh shear dan pecahnya

gelombang internal dan mempunyai skala dimensi jarak 0,001–1 m serta

terjadi dalam arah vertikal. Pergerakan turbulensi skala mikro terjadi

dalam arah vertikal sehingga turbulensi ini mengontrol dinamika arus

serta pertukaran vertikal dalam sirkulasi di estuari dan pesisir serta

mengontrol interaksi udara-laut.

Pergerakan massa air yang bersifat turbulen atau laminar diketahui dengan

menggunakan Bilangan Reynolds dengan persamaan (Monin dan Ozmidov,

1985; Lesieur, 1997; Stewart, 2002; Thorpe, 2007; ):

dimana adalah tipikal velositas aliran (m s-1), adalah tipikal panjang (m) yang

menggambarkan aliran dan adalah kinematik molekuler viskositas (nilai untuk

8

air adalah 10-6 m2 s-1). Jika nilai kurang dari 10-3 maka dikatakan aliran bersifat

laminar dan jika lebih dari 105 maka aliran bersifat turbulen.

Menurut Thorpe (2007), pergerakan air yang bersifat turbulen merupakan

pergerakan air yang memiliki nilai energi kinetik yang berasal dari pecahnya

gelombang baik gelombang internal maupun gelombang permukaan. Energi

kinetik yang berada dalam aliran tubulen akan mengalami pemecahan menjadi

bentuk yang lebih kecil (dissipation) yang nantinya berfungsi untuk mentransfer

bahang atau energi ke media yang lain. Contoh proses transfer energi ke media

yang lain misalnya proses turbulen dapat mengikis sedimen yang ada di dasar

perairan, membawa sedimen ini ke kolom perairan, dll. Menurut Ozmidov (1965)

in Park et al., (2008) besarnya energi kinetik yang mengalami proses disipasi

dapat dihitung dengan menggunakan persamaan :

dimana adalah skala panjang Ozmidov (m), adalah frekuensi apung atau

frekuensi Brunt Vaisala (s-1). persamaan ini sangat penting karena

menggambarkan besar energi kinetik yang hilang dan bersifat irrevesible di

lautan.

Salah satu metode untuk mengukur besarnya nilai turbulensi adalah

dengan melakukan kalkulasi terhadap persamaan gerak, konduksi temperatur

dan proses diffusi (Monin dan Ozmidov, 1985). Menurut Thorpe (2007) proses

turbulensi merupakan konsekuensi dari adanya dispersi suatu partikel material

melalui difusi, sehingga untuk mengetahui besar kecilnya turbulensi vertikal suatu

fluida (air dan atmosfer), dapat dilakukan dengan menghitung nilai difusivitas

eddy dengan persamaan:

dimana adalah konstanta efisiensi mixing yang memiliki nilai 0,2 dan adalah

frekuensi Brunt Vaisala (s-1).

2.2 Ketidakstabilan Massa Air

Secara vertikal, massa air memiliki lapisan-lapisan yang terbentuk dari

berbagai parameter oseanografi yang ada. Parameter ini meliputi temperatur,

salinitas, densitas, tekanan, cahaya, nutrien, dll yang memiliki nilai yang berbeda-

9

beda tergantung dari tekanan. Adanya fenomena pelapisan massa air ini akan

mempengaruhi kestabilan massa air tersebut (Pond dan Pickard, 1983).

Densitas suatu perairan akan sangat mempengaruhi kestabilan perairan

yang ada. Densitas akan meningkat seiring dengan bertambahnya tekanan.

Pada kondisi ideal atau dalam kondisi tidak ada ganguan, massa air yang

memiliki densitas rendah akan selalu berada di atas massa air yang berdensitas

tinggi. Namun pada kondisi nyata densitas tidak selalu tersusun seperti kondisi

tersebut. Kondisi ini akan mengakibatkan ketidakstabilan massa air karena

massa air ini akan berosilasi atau bergerak secara vertikal (naik/turun) untuk

mencari posisi stabil (Pickard dan Emery, 1990).

Pengujian gradien temperatur (untuk air tawar) dan densitas (untuk air laut)

secara vertikal merupakan teknik yang umum digunakan untuk melihat apakah

suatu lapisan perairan dalam kondisi stabil atau tidak. Fluida dikatakan tidak

stabil apabila terjadi kecenderungan pergerakan atau perubahan posisi massa air

secara vertikal dari kedudukan awalnya tanpa kembali lagi ke posisi awalnya.

Jika fluida tidak memberikan hambatan secara berarti terhadap gerakan secara

vertikal maka fluida dikatakan tetap netral. Fluida akan dikatakan stabil jika fluida

tersebut memberikan perlawanan gerak secara vertikal (Pond dan Pickard,

1983).

Kestabilan massa air ini dapat ditentukan dengan persamaan stabilitas ( )

(Pond dan Pickard, 1983; Stewart, 2002; Emery et al., 2007):

dimana adalah densitas perairan (kg m-3) dan adalah kedalaman (m). Fluida

dikatakan stabil jika > 0, netral jika = 0 dan tidak stabil jika < 0. Jika

perbedaan nilai densitas terhadap kedalaman semakin besar, maka lapisan

perairan akan semakin stabil.

Menurut Stewart (2002) kondisi perairan laut yang berkaitan dengan stabil

tidaknya suatu massa perairan dapat dikatagorikan menjadi 4 jenis:

a. Air yang hangat dan kurang asin berada di atas air dingin dan asin. Air

dalam kondisi ini selalu bersifat stabil

b. Air yang dingin dan asin berada di atas air yang hangat dan kurang asin.

Air dalam kondisi ini selalu tidak stabil

c. Air yang hangat dan asin berada di atas air yang dingin dan kurang asin.

Proses ini biasa disebut salt fingering. Kondisi ini terjadi pada pusat

10

daerah sub-tropical gyre, tropis barat Atlantik Utara, dan barat laut

Atlantik.

d. Air yang dingin dan kurang asin berada di atas air yang hangat dan asin.

Proses ini disebut konveksi difusi. Kondisi ini tidak sebanyak proses salt

finger dan biasanya terjadi pada daerah lintang tinggi.

2.3 Percampuran (Mixing)

Kondisi fluida yang tidak stabil di laut akan menyebabkan fluida mengalami

proses percampuran (Stewart, 2002). Menurut Pond dan Pickard (1983) pada

saat fluida berdensitas tinggi berada di atas fluida berdensitas rendah, maka

akan terjadi pergerakan secara vertikal untuk mencari posisi stabil. Fluida yang

berdensitas tinggi akan tenggelam akibat adanya gaya gravitasi sedangkan yang

berdensitas rendah akan naik karena adanya daya apung. Gerakan naik turun

fluida untuk mencari posisi stabil dikenal dengan bouyancy frequency atau

frekuensi Brunt Vaisala ( ) yang secara matematik ditulis dengan :

dimana adalah percepatan gravitasi bumi (9,8 m s-2), adalah background

density yaitu densitas rata-rata dari hasil pengukuran (kg m-3).

Jarak perpindahan massa air dalam kondisi tidak stabil dapat diketahui

dengan menggunakan skala panjang pada turbulen eddy (Dillon, 1982). Thorpe

(1977) mengembangkan metode empirik untuk memperkirakan skala panjang

turbulen eddy pada aliran horizontal yang bersifat homogen dan pembalikan

densitas yang disebabkan oleh pengadukan turbulen. Dillon (1982)

menambahkan skala panjang yang dikembangkan Thorpe lebih dikenal dengan

skala Thorpe . Secara matematis, dapat dihitung dengan menggunakan

persamaan:

dimana adalah nilai Thorpe displacement (m) pada sample ke dan adalah

jumlah sampel.

Daerah pycnocline merupakan daerah yang paling stabil diantara semua

lapisan perairan, sehingga daerah ini membutuhkan energi yang lebih besar

untuk terjadinya pemindahan (displacement) massa air. Umumnya proses

11

percampuran terjadi pada lapisan tercampur dan lapisan bawah yang hampir

homogen (Pickard dan Emery, 1990). Proses percampuran dapat dibagi menjadi

percampuran horizontal dan vertikal. Energi yang dibutuhkan untuk melakukan

percampuran vertikal jauh lebih besar dibandingkan dengan percampuran

horizontal. Energi percampuran vertikal akan semakin besar dibutuhkan dengan

semakin stabil pelapisan massa air (Stewart, 2002).

Komponen percampuran vertikal dan horizontal memiliki perbedaan dalam

skala dan intensitas. Percampuran turbulen secara vertikal jauh lebih kecil

dibandingkan percampuran turbulen horizontal. Perbedaan ini disebabkan oleh

dimensi vertikal massa air yang jauh lebih kecil dibandingkan dengan dimensi

horizontal sedangkan gradien (misalnya gradien temperatur, densitas, tekanan,

dll) horizontal lebih kecil dibandingkan gradien vertikal. Secara horizontal

temperatur air laut dapat berubah 10o C atau lebih pada jarak ribuan kilometer,

namun secara vertikal perubahan ini terjadi pada selang hanya 1 km saja.

Adanya lapisan-lapisan air karena perbedaan densitas secara vertikal

merupakan faktor utama yang menghalangi proses percampuran vertikal (Brown

et al., 1993).

Pergerakan fluida secara vertikal, mengakibatkan fluks nutrien dari lapisan

bawah ke lapisan yang lebih atas. Hal ini menyebabkan proses percampuran

memiliki peranan yang sangat penting bagi kehidupan fitoplankton untuk

menopang pasokan nutrien yang sangat dibutuhkan untuk melakukan proses

fotosintesis (Thorpe, 2007). Fluks nutrien yang ditimbulkan oleh proses

percampuran dapat dihitung dengan menggunakan persaman (Horne et al.,

1996; Law et al., 2003):

dimana merupakan perbedaan konsentrasi nutrien pada selang kedalaman

(m). Selain berperan dalam fluks nutrien, percampuran juga memiliki peranan

penting dalam mempelajari perubahan iklim, dispersi polutan di lautan, dinamika

arus secara global, dan perubahan komposisi massa air.

2.4 Pasang Surut Internal

Gelombang internal merupakan gelombang yang terbentuk di bawah

permukaan perairan. Pada umumnya gelombang ini berada di lapisan interface

12

antara dua lapisan yang memiliki gradien densitas yang tinggi, seperti antara

lapisan tercampur dengan lapisan termoklin. Bila lapisan interface mengalami

gangguan (misalnya oleh arus menabrak/melintasi daerah ambang atau perairan

dangkal) maka massa air menjadi tidak stabil. Ketidakstabilan disebabkan massa

air desitas tinggi berada di atas massa air densitas rendah. Adanya gravitasi

bumi dan gaya apung mengakibatkan massa air akan bergerak vertikal menuju

posisi stabil. Namun akibat adanya sifat kelembaman, maka massa air ini

bergerak melewati posisi stabilnya. Proses ini terus berulang sehingga akan

menghasilkan osilasi dalam kolom perairan. Pergerakan massa air secara terus

menurus ini akan mengakibatkan terbentuknya gelombang internal. Gelombang

internal yang memiliki periode sama dengan periode pasang surut dinamakan

pasang surut (pasut) internal. Pasut internal merupakan salah satu energi utama

proses percampuran di laut.

Perairan Indonesia merupakan perairan yang memiliki energi pasut internal

yang tinggi. Hampir sekitar 10% transfer energi global dari pasut barotropik ke

pasut baroklinik ditemukan di perairan semi tertutup Indonesia. Nilai transfer

energi di perairan Indonesia terutama tinggi pada basin semi tertutup, ambang

(sill), dan selat (Gambar 2) (Carrere dan Lyard, 2003; Koch-Larrouy et al., 2007).

Adanya gelombang internal yang terperangkap pada daerah ambang membuat

daerah ambang merupakan daerah yang memiliki energi pasut internal yang

tinggi, seperti yang terjadi di Ambang Dewakang. Semakin tinggi energi pasut

internal maka proses percampuran vertikal akan semakin tinggi pula (Hatayama,

2004).

Pemodelan gelombang internal di perairan Indonesia yang menggunakan

Regional Ocean Model System (ROMS) dengan data yang berasal dari mooring

dan satelit TOPEX/Poseidon (T/P) menunjukkan energi terbesar untuk pasut

internal terdapat pada perairan selat dan perairan yang memiliki topografi kasar.

Selat Ombai dan Laut Seram memiliki energi pasut internal (M2) yang paling

tinggi dengan kecepatan arus maksimum 50 cm s-1 (Robertson dan Ffield, 2005).

Peningkatan kecepatan arus pada Selat Ombai disebabkan oleh penyempitan

jalur aliran. Dari hasil perhitungan menunjukkan bahwa nilai rata-rata fluks energi

barotropik dari pasut M2 di sekitar Selat Ombai mencapai 500 kW m-1 ( Ray et al.,

2005).

13

Gambar 2 Transfer energi dari pasut barotropik ke baroklinik (Carrere dan Lyard, 2003 in Koch-Larrouy et al., 2007).

2.5 Nutrien di Perairan

Nutrien merupakan unsur esensial selain cahaya yang sangat dibutuhkan

mahluk hidup yang mampu melakukan fotosintesis. Di daerah tropis, cahaya

selalu tersedia sepanjang tahun sehingga nutrien menjadi faktor pembatas bagi

perkembangan mahluk hidup di lapisan permukaan. Nutrien yang sangat

dibutuhkan untuk proses fotosintesis adalah nitrat dan fosfat, sedangkan silikat

digunakan oleh mahluk hidup untuk membentuk cangkang (misalnya Radiolaria,

Abalone, dll.) (Lalli dan Parsons, 2006). Sumber utama nutrien di lautan ada dua

yaitu dari proses autotonus (berasal dari dalam sistem, misalnya upwelling) dan

allotonus (berasal dari luar sistem, misalnya dari transport sungai) (Riley dan

Chester, 1971).

Konsentrasi nutrien di perairan akan berbeda-beda baik secara horizontal

maupun vertikal. Secara horizontal, konsentrasi nutrien tinggi di daerah pantai

dan rendah di laut lepas. Hal ini disebabkan suplai nutrien berasal dari daratan

utama yang masuk ke daerah pantai melalui aliran sungai. Secara vertikal,

Skala Logaritmik (TW/m

2)

14

konsentrasi nutrien rendah di bagian permukaan dan tinggi di lapisan dalam

(Riley dan Chester, 1971). Hal yang sama didapatkan oleh Wetsteyn et al. (1990)

bahwa secara verikal konsentrasi nitrat (NO3) pada musim kemarau di laut

Banda dan Laut Arafura meningkat seiring dengan bertambahnya kedalaman

(Gambar 3). Hal ini disebabkan karena pada bagian permukaan nutrien banyak

digunakan untuk proses fotosintesis, sedangkan pada lapisan dalam fotosintesis

tidak berlangsung karena ketidaktersediaan cahaya (Lalli dan Parsons, 2006).

Ketersediaan dan transport nutrien di kolom perairan sangat dipengaruhi

oleh proses fisik seperti transport dari sungai, upwelling, dan percampuran

vertikal (Gambar 4). Percampuran vertikal memegang peranan penting untuk

mensuplai kebutuhan nutrien terutama pada daerah sill atau selat yang memiliki

nilai percampuran yang tinggi (Liu et al., 2010). Law et al. (2003) menambahkan

adanya korelasi linier antara nilai percampuran dengan tinggi rendahnya fluks

nutrien pada kolom perairan.

2.6 Pelayaran INDOMIX 2010

Pelayaran INDOMIX (Internal Tides and Mixing in The Indonesian

Throughflow) merupakan riset kerjasama antara Fakultas Perikanan dan Ilmu

Kelautan (FPIK) Institut Pertanian Bogor (IPB) dengan LEGOS dan LOCEAN

Prancis. Pelayaran ini menggunakan Kapal Riset Marion Dufresne dan diikuti

oleh 43 peserta yaitu 20 orang peneliti Perancis dan 23 orang peneliti Indonesia.

Gambar 3 Profil nutrien di Laut Banda (I), kedalaman Weber (II), dan Laut Arafura (III) (Wetsteyn et al., 1990).

15

Gambar 4 Proses-proses fisik yang mempengaruhi distribusi nutrien di kolom perairan (Liu et al., 2010)

Tujuan utama dari penelitian ini adalah :

a. Mengkarakterisasi pasut internal dengan menggunakan CTD/LADCP

b. Pengukuran langsung disipasi dan percampuran turbulent

c. Mengukur kontribusi pasut internal terhadap percampuran turbulen

menggunakan data CTD/LADCP dan Mikrostruktur

d. Investigasi dampak percampuran turbulen terhadap distribusi bio-

geokimia dan phytoplankton

e. Pengamatan burung dan mamalia laut.

Pelayaran ini dilakukan dari tangal 9 -22 juli 2010 dengan rute pelayaran

mulai dari Papua, Laut Halmahera, Laut Banda, Selat Ombai, Laut Sawu, Selat

Lombok dan berakhir di Surabaya (Gambar 5). Selama perlayaran berlangsung,

dilakukan pengukuran berbagai parameter. Pengukuran parameter oseanografi

fisika dilakukan dengan menggunakan Vertical Microstructure Profiler (VMP),

Conductivity Temperature Depth (CTD), Expendable Conductivity Temperature

Depth (XCTD), dan Lowered Acoustic Doppler Current Profiler (LADCP). Di Laut

Halmahera dilakukan pelepasan mooring untuk mengukur transport Arlindo yang

melalui lintasan timur. Pengukuran parameter atmosfer dilakukan dengan

menggunakan Radiosonde. Pada pelayaran ini juga dilakukan perekaman data

oleh Shipboard Acoustic Doppler Current Profiler (SADCP), pengambilan nutrien

(nitrat, posfat, silikat), klorofil-a, dan tracer (radio isotop) pada beberapa

16

kedalaman serta pengamatan nekton, burung dan mamalia laut selama

pelayaran.

Gambar 5 Rute pelayaran Indomix 2010, dimulai dari pelabuhan Sorong di Papua tanggal 9 Juli 2010, kemudian ke Laut Halmahera, Laut Seram, Laut Banda, Selat Ombai, Laut Sawu, Selat Lombok dan berakhir di pelabuhan Tanjung Perak Surabaya tanggal 22 Juli 2010.

17

3 BAHAN DAN METODE

3.1 Waktu dan Tempat

Studi tentang percampuran turbulen merupakan bagian dari pelayaran

INDOMIX yang dilaksanakan pada tanggal 9-22 Juli 2010 dengan menggunakan

Kapal Riset Marion Dufresne, sedangkan lokasi penelitian adalah di Selat Ombai

(Gambar 6). Untuk pengukuran konsentrasi nutrien dilakukan di Laboratorium

Prolink Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan (FPIK) IPB. Pengolahan data

dilakukan di Laboratorium Oseanografi Fisika dan Laboratorium Data Processing

FPIK IPB.

Gambar 6 Lokasi pengukuran yo-yo CTD selama 24 jam.

3.2 Metode Pengumpulan Data

Data yang diperlukan dalam penelitian ini adalah temperatur, salinitas,

tekanan, densitas, dan nutrien. Data temperatur, salinitas, dan tekanan diperoleh

dengan menggunakan sensor Conductivity Temperature Depth (CTD) Sea-Bird

Electronics (SBE) 911 Plus. Data nutrien (nitrat, fosfat, dan silikat) diperoleh dari

air yang diambil dengan menggunakan botol rosette yang diturunkan bersama

dengan CTD. Sampel air yang diambil sebanyak 22 sampel masing-masing pada

tekanan 5, 25, 50, 75, 100, 125, 150, 200, 300, 350, 450, 550, 650, 750, 800,

18

900, 1000, 1100, 1200, 1300, 1400, dan 1500 db. Air yang sudah diambil

kemudian disaring dengan kertas saring whatman 0,4 µm. Pada tiap tekanan

diambil air yang sudah disaring sebanyak 500 ml, kemudian diawetkan dengan

MgCO3 sebanyak 10 ml. Selama pelayaran sampel disimpan dalam lemari

pendingin.

Akuisisi data menggunakan perangkat lunak SEASAVE dengan frekuensi

pengoperasian 24 Hz yang artinya untuk mendapatkan satu data dilepaskan 24

gelombang dari alat pengambil data selama satu detik. Pengambilan data

dengan CTD dilakukan dengan kondisi kapal diam pada koordinat yang telah

ditentukan. CTD diturunkan sembilan kali penurunan (casts) selama 24 jam

dengan tekanan (kedalaman) yang berbeda-beda (Tabel 1). Untuk menjaga

stabilitas sensor konduktivitas dan temperatur di setiap penurunan CTD,

dilakukan perendaman terhadap sensor dengan menggunakan akuades. Data

mentah (raw data) yang sudah direkam CTD diunduh terlebih dahulu dan

kemudian dilakukan pengolahan lebih lanjut. Data angin sesaat diambil ketika

proses penurunan CTD berlangsung (Tabel 1).

Tabel 1 Data penurunan CTD

Ulangan Posisi Tanggal dan

waktu

Tekanan (db) Angin Sesaat

CTD Perairan Kecepatan

(m s-1

) Arah (o)

5-1 8,24967 LS; 125,3857 BT 16/07/2010 16:18 1509 1515 11,32 122

5-2 8,24967 LS; 125,3858 BT 16/07/2010 19:26 1491 1514 7,72 116

5-3 8,24983 LS; 125,3857 BT 16/07/2010 22:03 1517 1529 10,80 123

5-4 8,25000 LS; 125,3858 BT 17/07/2010 02:19 1429 1500 9,77 111

5-5 8,28383 LS; 125,2443 BT 17/07/2010 05:46 1549 1539* 7,20 106

5-6 8,28383 LS; 125,2440 BT 17/07/2010 08:21 1414 1538 7,72 118

5-7 8,28417 LS; 125,2440 BT 17/07/2010 11:54 1303 - 2,57 127

5-8 8,28433 LS; 125,2443 BT 17/07/2010 13:33 409**

1300 - -

5-9 8,28433 LS; 125,2445 BT 17/07/2010 14:09 1181 1300 6,69 97

* Error pada sensor batimetri ** Percobaan pengambilan data nitrat dengan sensor ISUS

3.3 Metode Pengukuran Nutrien

3.3.1 Nitrat

Pengukuran konsentrasi nitrat menggunakan metode Brucine dengan

tahapan sebagai berikut (Eaton et al., 2005) :

19

a. Mengambil 5 ml sampel yang sudah disaring, kemudian memasukkan air ke

tabung reaksi.

b. Menambahkan larutan brucin sebanyak 0,5 ml, lalu mengaduknya sampai

rata.

c. Menambahkan asam sulfat (H2SO4) pekat dengan konsentrasi 36 Normalitas

(N) sebanyak 5 ml lalu mengaduknya sampai rata.

d. Memanaskan selama 30 menit sampai mendidih pada hot plate dengan

temperatur 105oC.

e. Mengangkat dan mendinginkan air sampel yang sudah mendidih hingga

mencapai temperatur ruangan.

f. Membaca tingkat absorbansi nitrat pada spektrofotometer dengan panjang

gelombang (λ) 410 nm.

g. Untuk larutan blanko (akuades) dibuat dengan prosedur yang sama.

3.3.2 Fosfat

Pengukuran konsentrasi fosfat menggunakan metode Ascorbic Acid

dengan tahapan sebagai berikut (Eaton et al., 2005):

a. Memasukkan 50 ml air laut yang sudah disaring ke dalam gelas beker

b. Menambahkan 2 ml H2SO4 6 N dan memanaskan hingga volume air dalam

gelas beker menjadi kira-kira 15 ml.

c. Menambahkan 2 tetes phenolphtalin

d. Menambahkan NaOH hingga warna air menjadi merah muda

e. Menambahkan akuades hingga volume menjadi 50 ml

f. Mengambil 25 ml larutan dan menambahkan 4 ml larutan campuran

g. Membaca tingkat absorbansi fosfat pada spektrofotometer dengan panjang

gelombang (λ) 880 nm.

h. Untuk larutan blanko (akuades) dibuat dengan prosedur yang sama.

3.3.3 Silikat

Pengukuran konsentrasi silikat menggunakan metode Molybdosilicate

dengan langkah kerja sebagai berikut (Eaton et al., 2005):

a. Menuang masing-masing 10 ml sampel air yang sudah disaring ke dalam

tabung reaksi dari plastik.

b. Menambahkan larutan campuran sebanyak 0,3 ml dan mendiamkan air

sampel selama 10 menit.

c. Menambahkan 0,2 ml asam oksalat.

20

d. Menambahkan 0,3 ml ascorbic acid (vitamin C), kemudian mengaduk air

sampel secara perlahan hingga merata dan membiarkan selama 30 menit.

e. Membaca tingkat absorbansi silikat menggunakan spektrofotometer dengan

panjang gelombang 810 nm.

f. Untuk larutan blanko (akuades) dibuat dengan prosedur yang sama.

3.4 Metode Akuisisi Data

Data yang didapatkan dari hasil pengukuran di lapangan dengan

menggunakan CTD tidak dapat dianalisis langsung, namun harus dilakukan

pengolahan data terlebih dahulu. Data yang diolah hanya berasal dari data

downcast yaitu pengukuran profil sewaktu CTD diturunkan ke kedalaman

(tekanan tertentu).

Pengolahan data CTD dilakukan dengan mengunakan perangkat lunak

SBE Data Processing 7.21a. Tahap pengolahan data sebagai berikut:

a. Konversi

Konversi data berfungsi untuk mengubah data mentah (format biner) ke

data dalam format ASCII (American Standard Code for Information Interchange)

dalam bentuk .CNV. Pengkonversian data ini bertujuan agar data hasil

perekaman CTD dapat diolah menggunakan berbagai perangkat lunak. Variabel

yang dikeluarkan dalam proses ini adalah scan count, lintang (deg), bujur (deg.),

tekanan (db), temperatur ITS-90 (oC), temperatur 2 ITS-90 (oC), konduktivitas (S

m-1), konduktivitas 2 (S m-1), oksigen SBE 43 (mg l-1), altimeter (m), fluorescence

(µg l-1), beam attenuation (m-1), dan beam transmission (%).

b. Align CTD

Align CTD berfungsi mensinkronkan semua parameter yang diukur berada

dalam waktu, tekanan, dan massa air yang sama. Proses Align hanya dilakukan

pada data oksigen sebesar 5 detik terhadap tekanan (McTaggaart et al., 2010).

Nilai align data oxygen berkisar 1-5 detik, tergantung dari tekanan CTD.

c. Wild edit

Wild edit berfungsi memperbaiki data yang memilikii nilai ekstrim setiap 100

scan bin. Proses perbaikan data dilakukan melalui dua tahap. Tahap yang

pertama dengan cara memperbaiki data yang nilainya lebih besar dari dua kali

standar deviasi rata-rata. Tahap yang kedua dengan cara memperbaiki data hasil

fase pertama yang lebih besar dari 20 kali standar deviasi rata-rata.

21

d. Cell thermal mass

Cell thermal mass berfungsi sebagai penapisan recursive untuk

mengoreksi temperatur pada sel konduktivitas pada saat pengukuran

berlangsung. Nilai yang digunakan adalah 0,03 untuk nilai alfa (anomali

amplitudo temperatur) dan 7 untuk nilai beta (anomali konstanta waktu

temperatur) (McTaggaart et al., 2010). Penapisan ini dilakukan hanya pada data

hasil pengukuran temperatur pada sensor temperatur primer dan sekunder.

e. Filter (Penapisan)

Penapisan yang digunakan adalah low pass filter yang berfungsi untuk

menghilangkan bias (noise) berupa frekuensi tinggi pada data tekanan. Cut-off

frekuensi yang digunakan adalah 0,03 detik pada low pass filter A dan 0,15 detik

pada low pass filter B. Hal ini berarti perekaman data yang lebih cepat dari cut-off

frekuensi akan dilemahkan/dihilangkan. Menurut McTaggaart et al. (2010) proses

penapisan hanya dilakukan pada data tekanan dengan menerapkan low pass

filter B.

f. Loopedit

Loopedit berfungsi untuk memperbaiki data CTD ketika penurunan CTD

bergerak kurang dari kecepatan minimum atau CTD bergerak naik turun akibat

adanya guncangan pada kapal. Kecepatan minimum yang dipakai adalah 0,25

m s-1 (McTaggaart et al., 2010).

g. Derive

Derive digunakan untuk menurunkan parameter selain yang sudah

dikeluarkan dikonversi data. Parameter yang turunkan yaitu densitas (sigma

theta) (kg m-3), salinitas primer (psu), salinitas sekunder (psu), kecepatan suara

(m s-1), dan temperatur potensial ITS-90 (oC).

h. Bin average

Bin average digunakan untuk merata-ratakan data pada tekanan yang

diinginkan. Ukuran bin yang dipakai adalah 1 bin tanpa mengikutkan bin

permukaan, sehingga selang tekanan pada data adalah 1 db.

i. Manual

Metode manual dilakukan dengan cara investigasi langsung data yang

sudah melalui proses pengolahan data. Hal ini dilakukan karena proses

pengolahan data tidak sepenuhnya menjamin data siap untuk diolah. Untuk

memperoleh nilai pada data yang mengalami error maka dilakukan interpolasi

22

linier. Data error umumnya berada pada semua ulangan terutama pada lapisan

tercampur dan lapisan dalam dengan rentang data error 1-3 m.

3.5 Metode Analisis Data

Analisis data dilakukan dengan menggunakan perangkat lunak Ocean Data

View (ODV) 4.1.3, Microsoft Excel 2007, dan Matlab versi R2010a. Program

ODV dan Matlab versi R2010a digunakan untuk menggambarkan karakteristik

massa air terutama temperatur, salinitas, potensial densitas, dan nutrien secara

vertikal. Perangkat lunak Microsoft Excel 2007 digunakan untuk melakukan

perhitungan matematik untuk menentukan nilai turbulensi dengan menentukan

nilai Thorpe displacement, skala Thorpe, skala Ozmidov, frekuensi Brunt Vaisala,

tingkat energi kinetik disipasi turbulen eddy, difusivitas vertikal eddy, dan estimasi

fluks nutrien (nitrat). Untuk menyajikan hasil perhitungan dalam bentuk gambar

dan grafik digunakan Program Microsoft excel 2007 dan Matlab R2010a. Secara

skematik, diagram alir analisis data dapat dilihat pada Gambar 7.

Untuk mengestimasi difusivitas vertikal eddy , terlebih dahulu

ditentukan nilai Thorpe displacement , skala Thorpe , skala Ozmidov

, frekuensi Brunt Vaisala , dan tingkat energi kinetik disipasi turbulen

eddy . Nilai didapat dengan cara menyusun ulang profil densitas yang

didapatkan dari data CTD ke dalam bentuk stabilitas statis, artinya densitas

disusun dengan posisi massa air densitas rendah berada di atas massa air

densitas tinggi (Gambar 8). Untuk lebih mudahnya, bayangkan profil densitas

vertikal dengan n buah sampel dan densitas yang diobservasi pada

kedalaman . Jika sampel pada kedalaman dipindahkan ke kedalaman

untuk membentuk kondisi stabilitas statis, maka Thorpe displacement dapat

dihitung dengan persamaan (Dillon, 1982; Finnigan et al., 2002; Thompson et al.,

2007):

Nilai positif menunjukkan bahwa massa air akan bergerak ke atas untuk

mencari kestabilan statis, kondisi ini terjadi bila massa air berdensitas rendah

berada di bawah massa air berdensitas tinggi. Nilai negatif menunjukkan

massa air bergerak ke bawah, hal ini terjadi bila massa air densitas tinggi berada

di atas massa air densitas rendah. Nilai merupakan nilai yang bukan nilai nol

sehingga jika profil densitas pada kondisi stabilitas statis , maka nilai

dari kedalaman tersebut tidak diikutsertakan untuk menghitung nilai .

23

Gambar 7 Diagram alir analisis data.

Gambar 8 Ilustrasi proses pencarian nilai Thrope displacement. Data densitas sebenarnya dengan kondisi instabilitas statis (kotak dengan garis titik-titik), disusun ulang untuk mencari densitas kondisi stabilitas statis (garis putus-putus merah). Jarak perpindahan dari kedalaman awal za ke kedalaman baru zb merupakan nilai Thorpe displacement.

za

zb

CTD (Conductivity, Temperature, Depth)

Botol Rosette Frekuensi Brunt

Vaisala Thorpe

displacment

Metode Galbraith dan Kelley (GK)

Skala Thorpe

Skala panjang

Ozmidov

Tingkat energi kinetik disipasi

turbulen eddy

Fluks nutrien

Nutrien Difusivitas vertikal

eddy

24

Setelah kalkulasi nilai , dilakukan estimasi ketebalan minimal

displacement dari resolusi vertikal CTD . Hal ini bertujuan agar nilai

merupakan nilai displacement yang sesungguhnya dan bukan berasal dari noise

CTD. Prinsip estimasi ini dilakukan berdasarkan pada kenyataan bahwa CTD

memiliki keterbatasan kemampuan untuk mendeteksi pembalikkan massa air.

Hal ini mengacu pada Teori sampling Nyquist, dimana bila pembalikkan yang

terjadi adalah dua kali lebih rendah dibandingkan resolusi vertikal , maka

pembalikkan tersebut tidak dapat diukur. Penentuan pembalikkan yang lebih kuat

dapat dilakukan jika terdapat jumlah sampel yang lebih banyak, berdasarkan

pada peraturan jumlah sampel minimum yaitu lima sampel (Koch et al., 1983)

atau 7-8 sampel (Levitus, 1982 in Galbraith dan Kelley, 1996). Solusi untuk

menyelesaikan perbedaan tersebut adalah dengan memungkinkan resolusi

vertikal untuk mendeteksi pembalikkan yang tidak lebih rendah dari (Galbraith

dan Kelley, 1996):

dimana adalah resolusi vertikal data CTD (m). Untuk penelitian ini digunakan

resolusi vertikal sebesar 1 m sehingga nilai sebesar 5 m. Hal ini berarti nilai

yang kurang (5 m) akan diabaikan dan tidak akan diikutkan untuk perhitungan

selanjutnya.

Selain solusi di atas, perlu juga batasan lain yang digunakan dalam

pengukuran pembalikkan berdasarkan perbedaan densitas Resolusi

densitas dapat mengukur pembalikkan bila memiliki nilai tidak lebih rendah

dari (Galbraith dan Kelley, 1996):

dimana adalah percepatan gravitasi bumi (9,79423 m s-2), adalah nilai

densitas rata-rata dari keseluruhan ulangan, dan adalah Frekuensi Brunt

Vaisala. Galbraith dan Kelley (1996) menjelaskan bahwa nilai yang digunakan

untuk perhitungan di laut lepas adalah 0.003 s-1. Dari perhitungan data

CTD Selat Ombai didapatkan nilai sebesar 2,12 m, hal ini berarti ketebalan

displacement yang kurang akan diabaikan dan tidak diikutsertakan dalam

perhitungan selanjutnya.

Perhitungan skala Thorpe diperoleh dengan menggunakan persamaan

berikut (Dillon, 1982; Finnigan et al., 2002; Cisewski et al., 2005; Park et al.,

2008):

25

dimana adalah Thorpe displacement pada kedalaman dan adalah jumlah

sampel. Setiap nilai didapatkan dari hasil perata-rataan buah sampel pada

kedalaman yang diinginkan. Perata-rataan nilai pada penelitian ini dilakukan

dengan cara membagi kedalaman perairan menjadi tiga lapisan dengan

ketebalan masing-masing lapisan sebesar (m). Ketiga lapisan ini adalah

lapisan tercampur, lapisan termoklin, dan lapisan homogen di bagian dalam.

Kedalaman setiap lapisan pada setiap ulangan berbeda-beda tergantung dari

profil vertikal massa air.

Nilai skala Thorpe pada setiap lapisan digunakan untuk menghitung skala

Ozmidov dengan menggunakan persamaan (Dillon, 1982):

Sebelum menghitung tingkat energi kinetik disipasi turbulen eddy ,

dilakukan perhitungan frekuensi Brunt Vaisala pada tiap kedalaman

menggunakan persamaan (Park et al., 2008; Thompson et al., 2007):

adalah background densitas perairan dari hasil perata-rataan densitas seluruh

ulangan (1026,52 kg m-3), adalah perubahan (gradien) densitas terhadap

perubahan kedalaman (1 m), dan adalah percepatan gravitasi bumi

(9,79423 m s-2). Menurut Ferron et al. (1998) nilai densitas yang dipakai pada

Frekuensi Brunt Vaisala berasal dari data densitas yang sudah disusun dalam

kondisi stabilitas statis, ini berarti nilai yang didapat dari perhitungan ini akan

selalu bernilai positif.

Tingkat energi kinetik disipasi turbulen eddy pada tiap kedalaman

diperoleh dengan persamaan (Ozmidov, 1965 in Park et al., 2008):

Nilai difusivitas vertikal eddy pada tiap kedalaman diperoleh melalui

persamaan berikut (Cisewski et al., 2005; Park et al., 2008):

26

adalah efisiensi percampuran (0,2) (Osborn, 1980). Rata-rata difusivitas

vertikal eddy pada tiap lapisan dengan kedalaman dihitung dengan

persamaan (Ferron et al., 1998):

Fluks nutrien (nitrat, fosfat, dan silikat) dikalkulasi dengan menggunakan

persamaan (Horne et al., 1996; Law et al., 2003):

dimana adalah perbedaan konsentrasi nutrien pada selang kedalaman (m)

yang merupakan tempat pengukuran konsentrasi nutrien.

3.6 Metode Penentuan Lapisan Kolom Air

Pada penelitian ini dilakukan pemisahan kolom air menjadi tiga lapisan,

yaitu lapisan tercampur, lapisan termoklin, dan lapisan homogen di bagian

dalam. Penentuan lapisan ini didasarkan pada gradien densitas kolom

perairan. Menurut Lorbacher et al. (2005) pembagian lapisan berdasarkan

gradien lebih realistis dibandingkan dengan menggunakan temperatur, karena

profil temperatur tidak selalu memberikan stratifikasi vertikal secara tepat.

Lapisan tercampur ditentukan dengan menghitung gradien = 0,02 dengan titik

acuan densitas permukan. Bila gradien lebih dari 0,02 maka lapisan tersebut

dikategorikan sebagai lapisan termoklin (Cisewski et al., 2005). Batas antara

lapisan termoklin dan lapisan dalam yang homogen dilihat secara visual dari data

densitas yang di cross cek dengan data temperatur, batasnya adalah daerah

dimana nilai densitas tidak menurun tajam terhadap kedalaman.

27

4 HASIL DAN PEMBAHASAN

4.1 Profil Menegak Temperatur, Salinitas, dan Densitas

Selat Ombai merupakan perairan laut dalam, sehingga perbedaan

temperatur, salinitas, dan densitas sampai dasar perairan dapat dilihat dengan

jelas (Gambar 9). Profil menegak temperatur, salinitas, dan densitas (sigma

theta) masing-masing ulangan dapat dilihat pada Lampiran 1, 3, dan 5,

sedangkan profil menegak temperatur, salinitas, dan densitas yang diperbesar

sampai tekanan 500 db dapat dilihat pada Lampiran 2, 4, dan 6. Berdasarkan

temperatur, perairan Selat Ombai dapat dibedakan menjadi 3 lapisan yaitu

lapisan tercampur, lapisan termoklin, dan lapisan dalam. Penentuan lapisan

kolom perairan didasarkan pada gradien temperatur dan densitas

(Thomson dan Fine, 2002; Montegut et al., 2004). Kolom perairan dikategorikan

sebagai lapisan permukaan tercampur jika < 0,1oC dan < 0,02 kg m-3,

sedangkan dikategorikan sebagai lapisan termoklin ditentukan dengan melihat

> 0,1oC dan > 0,02 kg m-3 (Weller dan Pleudemman, 1996; Kara et al.,

2000; Cisewski et al., 2005). Penentuan lapisan dalam didasarkan pada

pengamatan visual pada profil densitas dan temperatur dimana pada lapisan ini

densitas dan temperatur tidak menurun tajam terhadap kedalaman.

Lapisan tercampur merupakan lapisan yang memiliki temperatur yang

hampir seragam dan paling tinggi. Ketebalan lapisan ini berkisar antara 21-71 db.

Lapisan paling tebal didapatkan pada ulangan 5-2 dan paling tipis pada ulangan

5-7 (Gambar 9a). Perbedaan ketebalan lapisan ini diduga dipengaruhi oleh

aktifitas gelombang internal di lokasi penelitian. Pada saat puncak gelombang

internal melewati kolom perairan, lapisan tercampur akan termampatkan dan

akan menjadi lebih tipis, namun lapisan tercampur akan menjadi lebih tebal bila

dilewati oleh lembah gelombang internal. Hal ini dijelaskan oleh Li et al. (2000)

bahwa gelombang internal merupakan salah satu penyebab perbedaan tingkat

ketebalan lapisan tercampur selain kecepatan tiupan angin. Hasil penelitian

menunjukkan perbedaan kecepatan tiupan angin memberikan kontribusi yang

kecil terhadap perbedaan ketebalan lapisan tercampur yang ditunjukkan dengan

korelasi linier cukup rendah (Gambar 10), walaupun dua data yang memiliki nilai

yang menyimpang diabaikan. Nilai korelasi yang rendah tersebut disebabkan

karena hubungan antara kecepatan angin dan ketebalan lapisan tercampur tidak

28

Gambar 9 Profil vertikal temperatur (a), salinitas (b), dan densitas (c) Selat Ombai.

(a)

(b)

(c)

29

Gambar 10 Korelasi linier antara kecepatan angin sesaat dan ketebalan lapisan tercampur

sepenuhnya berpola linier dan juga diduga karena pengukuran angin hanya

bersifat sesaat dan tidak berkelanjutan selama proses pengambilan data oleh

sensor CTD, sedangkan pengaruh angin membutuhkan jeda waktu (time leg)

untuk memberikan efek terhadap ketebalan lapisan tercampur.

Hasil pengukuran CTD menunjukkan kisaran temperatur lapisan tercampur

antara 28,13-28,51oC. Kisaran temperatur ini lebih tinggi dibandingkan dengan

yang didapat oleh Ilahude dan Gordon (1996) pada saat musim timur (Agustus-

September 1993) di Laut Flores, Laut Banda bagian barat dan Laut Timor yang

memiliki kisaran temperatur 26,10-27,50oC. Hal ini diduga karena terjadinya

anomali iklim seperti El Nino Southern Oscilaton (ENSO) yang akan

mempengaruhi transfer bahang dan transport Arlindo dari Samudera Pasifik ke

Samudera Hindia (Sprintall et al., 2003; Gordon, 2005). Pada tahun 1993 terjadi

fase El Nino yang kuat (Gordon, 2005) sehingga jumlah bahang yang ditransfer

dari Samudera Pasifik juga melemah dan temperatur lapisan tercampur menjadi

lebih rendah dibandingkan tidak terjadinya El Nino.

Salinitas dan densitas di lapisan tercampur berkisar 33,393-33,476 psu dan

21,03-21,21 kg m-3 (Gambar 11). Salinitas yang rendah di lapisan ini diduga

akibat adanya pengaruh sisa-sisa presipitasi yang mengencerkan salinitas

permukaan dan adanya anomali iklim seperti La Nina. Atmadipoera et al. (2009)

dari hasil model menjelaskan lapisan dekat permukaan Selat Ombai

mendapatkan suplai air laut yang lebih tawar dari Laut Jawa yang mengalir ke

arah timur setelah tiga bulan dari pucak musim hujan (Maret) dan sisa-sisa

0

2

4

6

8

10

12

0 10 20 30 40 50 60 70 80

Kecep

ata

n A

ng

in (

m/s

)

Ketebalan Lapisan Tercampur (m)

R2 = 0.499

30

Gambar 11 Profil vertikal temperature (a), salinitas (b), dan densitas (c) yang diperbesar sampai tekanan 500 db.

(a)

(b)

(c)

31

salinitas air laut yang lebih tawar di dekat permukaan masih terlihat sampai bulan

Juli di Selat Ombai. Laut Jawa sendiri memiliki salinitas 31,000-32,000 psu pada

saat musim hujan (Soeriaatmadja, 1956; Wyritki, 1961; Petit et al., 1996;

Atmadipoera et al., 2009).

Lapisan termoklin terletak di bawah lapisan tercampur dan merupakan

lapisan dimana temperatur turun secara drastis terhadap kedalaman. Lapisan

termoklin di Selat Ombai memiliki rata-rata penurunan temperatur > 0,1oC per

satu meter. Lapisan termoklin ini memiliki tekanan yang hampir sama

(berhimpitan) dengan tekanan lapisan pycnocline (Gambar 9) dengan tekanan

berkisar antara 22–254 db. tekanan lapisan atas termoklin memiliki variasi antara

22–72 db (Gambar 11), perbedaan ini diduga karena adanya aktivitas gelombang

internal dimana letak lapisan atas termoklin akan lebih dangkal atau dalam jika

pucak atau lembah gelombang internal melewati kolom perairan. Gelombang

yang terjadi di Selat Ombai dibuktikan dengan profil arus komponen meridional

dari hasil pengukuran LADCP (Gambar 12) (Atmadipoera AS 23 Agustus 2011,

komunikasi pribadi). Hasil observasi yang mirip didapatkan oleh Antony et al.

(1985) dari satelit radar bahwa terdapat variasi kedalaman (tekanan) lapisan

termoklin di Teluk Bengal karena adanya aktivitas gelombang internal.

Gambar 12 Arus komponen meridional yang diukur dengan LADCP di Selat Ombai. Warna merah sampai kuning menunjukkan arus bergerak ke utara dan biru sampai ungu ke arah selatan (Atmadipoera AS 23 Agustus 2011, komunikasi pribadi).

32

Pada Gambar 11 terlihat bahwa lapisan termoklin memiliki struktur mirip

dengan struktur step like terutama pada ulangan 5-2, 5-3, 5-4 dan 5-5 (Lampiran

2). Hal ini dijelaskan Matsuno et al. (2005) bahwa adanya struktur mirip struktur

step like pada lapisan termoklin disebabkan adanya proses percampuran

turbulen yang kuat sehingga struktur temperatur dan densitas di lapisan termoklin

tidak menurun tajam terhadap tekanan (kedalaman).

Salinitas dan densitas Selat Ombai pada lapisan termoklin menunjukkan

profil yang berlawanan dengan profil temperatur (Gambar 9), dimana pada

lapisan ini salinitas dan densitas perairan meningkat dengan tajam terhadap

tekanan. Kisaran salinitas dan densitas di lapisan termoklin masing-masing

adalah 33,406-34,545 psu dan 21,06-26,41(kg m-3). Nilai salinitas maksimum di

Selat Ombai hampir sama dengan yang didapatkan Ilahude dan Gordon (1996)

di Laut Flores (34,500 psu), namun lebih rendah dibandingkan yang didapat di

Selat Makassar (34,700 psu). Perbedaan salinitas ini disebabkan adanya

aktivitas percampuran yang kuat di Ambang Dewakang (Hatayama 2004)

sehingga massa air salinitas tinggi bercampur dengan massa air salinitas rendah.

Lapisan dalam merupakan lapisan paling bawah yang memiliki temperatur

paling rendah dan hampir homogen. Nilai temperatur, salinitas, dan densitas di

lapisan ini masing-masing berkisar antara 15,03–3,33oC; 34,615-34,494 psu; dan

27,55-25,61 kg m-3. Pada lapisan ini terjadi penurunan temperatur, namun

penurunannya tidak setajam seperti di lapisan termoklin (Gambar 9). Pada

Gambar 9 terlihat bahwa lapisan dalam ulangan 5-6 (ditandai dengan garis biru)

terdapat pola temperatur, salinitas, dan densitas yang berbeda dibandingkan

dengan ulangan lainnya. Hal ini diduga karena adanya pengadukan massa air di

lapisan bawah oleh aktivitas gelombang internal yang kuat.

4.2 Massa Air yang Melewati Selat Ombai

Beberapa massa air yang melewati Selat Ombai dapat diketahui dari

diagram TS (Gambar 13) dan tabulasi karaktersitik setiap massa air dapat dilihat

pada Tabel 2. Pada Gambar 13 terlihat bahwa terdapat massa air dengan

salinitas dan densitas ( ) yang rendah serta temperatur yang tinggi

dibandingkan lapisan lainnya, yang mencirikan massa air lapisan tercampur

(Tabel 2). Massa air ini diduga sebagai sisa-sisa dari massa air Laut Jawa yang

memasuki Selat Ombai dan mulai bercampur dengan massa air salinitas tinggi

yang berasal dari Selat Makassar. Hal ini dijelaskan Atmadipoera et al. (2009)

33

Gambar 13 Diagram TS di Selat Ombai tanggal 16-17 Juli 2010 (a). Tanda panah dan kotak merah menunjukkan massa air yang terdeteksi. Hasil pembesaran kotak merah pada Gambar (a) yaitu massa air NPSW (b) dan NPIW (c).

Tabel 2 Karakter massa air yang melewati Selat Ombai

Jenis Massa Air

Sifat Massa Air

Tekanan (db)

Temperatur Potensial (oC)

Salinitas (psu) Densitas (sigma theta) (kg m-3)

Laut Jawa 1-63 26,25-28,51 33,387-33,864 21,00-22,00

NPSW 118-198 15,45-21,35 34,364-34,541 24,00-25,50

NPIW 217-346 9,31-13,10 34,502-34,563 26,00-26,70

Massa air Laut Jawa

NPSW

NPIW

(a)

(b) (c)

34

yang melakukan pemodelan dan memperoleh hasil bahwa lapisan permukaan

Selat Ombai mendapatkan suplai massa air densitas rendah dari massa air Laut

Jawa yang bergerak ke arah timur. Ditambahkan pula bahwa hasil pemodelan

menunjukkan pergerakan massa air Laut Jawa menuju Selat Ombai ini mencapai

puncak pada bulan Maret. Sisa-sisa massa air rendah di dekat permukaan masih

terlihat di bulan Juni-Juli meskipun sudah mulai melemah. Pengambilan data

CTD pada pelayaran INDOMIX 2010 berlangsung pada bulan Juli dengan hasil

salinitas dan densitas yang sesuai dengan pemodelan tersebut. Lebih lanjut,

Molcard et al. (2001) menemukan salinitas dekat permukaan perairan Selat

Ombai lebih rendah di awal bulan Mei pada program survei Java-Australia

Dynamics Experiment (JADE).

Pada Gambar 13 terlihat terdapat massa air dengan 24,50 (kg m-3) dan

salinitas 34,413-34,509 psu yang mencirikan lapisan termoklin atas, massa air ini

diduga merupakan massa air North Pacific Subtropical Water (NPSW) yang

mengalir melalui Arlindo ke Samudera Hindia. Pada lapisan termoklin bawah

ditemukan massa air dengan 26,50 (kg m-3) dan salinitas 34,514-34,537 psu

yang diduga adalah massa air North Pacific Intermediate Water (NPIW). Hasil

yang sama didapatkan oleh Atmadipoera et al. (2009) bahwa massa air NPSW

dan NPIW dicirikan dengan masing-masing 24,50 dan 26,50 (kg m-3).

Ditambahkan juga bahwa massa air NPSW dan NPIW ini dicirikan dengan

salinitas masing-masing sekitar 34,530 dan 34,470 psu pada jalur keluar Arlindo.

Pada saat memasuki Arlindo massa air NPSW memiliki salinitas yang

tinggi yaitu 34,900 psu (Atmadipoera et al., 2009 ), sedangkan hasil observasi di

Selat Makassar dan Laut Flores menunjukkan NPIW memiliki salinitas yang

rendah yaitu 34,400 psu (Ilahude dan Gordon, 1996). Pada penelitian ini

ditemukan salinitas NPSW menjadi lebih rendah dan salinitas NPIW menjadi

lebih tinggi (Tabel 2), hal ini diduga disebabkan oleh proses percampuran vertikal

yang kuat pada jalur Arlindo sehingga terjadi perubahan karakter massa air.

Hasil analisis pada diagram TS (Gambar 11) menunjukkan bahwa sinyal

massa air South Pacific Subtropical Lower Thermocline Water (SPSLTW) sangat

lemah (tidak terdeteksi). Atmadipoera et al. (2009) menjelaskan bahwa massa air

SPSLTW dicirikan dengan antara 26,00 dan 27,00 (kg m-3) serta salinitas

34,250 psu di jalur keluar Arlindo. Tidak terdeteksinya massa air ini diduga

disebabkan oleh adanya variasi musiman massa air Samudera Pasifik Selatan

yang masuk ke jalur Arlindo. Hal ini dijelaskan oleh Ilahude dan Gordon (1996)

35

massa air Samudera Pasifik Selatan masuk ke perairan Indonesia dominan pada

saat bertiup Angin Muson Barat Laut dan melemah saat bertiup Angin Muson

Tenggara. Hal ini sejalan dengan hasil penelitian, mengingat pengambilan data

penelitian ini dilakukan pada bulan Juli saat bertiup Angin Muson Tenggara.

4.3 Stabilitas Statis

Hasil pehitungan nilai frekuensi Brunt Vaisala untuk semua CTD di

Selat Ombai dapat dilihat pada Gambar 14. Profil vertikal sangat ditentukan

oleh profil vertikal temperatur dan . Lapisan tercampur ulangan 5-1 sampai

ulangan 5-9 memiliki nilai yang yang hampir mendekati 0-0.0025 s-2. Nilai

di lapisan termoklin berkisar antara -7,2 x 10-4-4,8 x 10-3 s-2. Lapisan termoklin

memiliki nilai yang paling tinggi dibandingkan dengan lapisan tercampur dan

lapisan dalam yang homogen. Lapisan dalam yang homogen memiliki nilai

berkisar antara -3,98 x 10-4–1,02 x 10-3 s-2. Profil yang mirip dengan Gambar

14 didapatkan juga oleh Park et al. (2008) dan Lee et al. (2009) yang melakukan

penelitian masing-masing di Kerguelen Plateau dan Submarine Canyon, Taiwan.

Menurut Pond dan Pickard (1983) nilai yang tinggi pada lapisan termoklin

disebabkan karena pada lapisan ini terdapat lapisan pycnocline yang merupakan

lapisan dimana gradien densitas meningkat secara tajam terhadap kedalaman

(tekanan). Dikatakan juga bahwa semakin tinggi nilai pada suatu lapisan,

maka stabilitas statis (massa air densitas rendah di atas massa air densitas

tinggi) dari lapisan tersebut semakin besar, sebaliknya bila nilai semakin

negatif maka kolom perairan semakin tidak stabil atau berada dalam kondisi

instabilitas statis. Hal ini mengindikasikan bahwa lapisan termoklin merupakan

lapisan yang paling stabil dibandingkan dengan lapisan tercampur dan lapisan

dalam yang hampir homogen.

Pada Gambar 14 terlihat bahwa lapisan dalam merupakan lapisan yang

memiliki tingkat kestabilan yang paling rendah, hal ini dindikasikan dengan

banyaknya yang bersifat negatif. Pada lapisan dalam ulangan 5-2 (900-1300

db) dan ulangan 5-6 (1100-1400 db) terlihat bahwa massa air didominasi oleh

massa air dalam kondisi instabilitas statis (Gambar 14b dan 14f) dibandingkan

dengan ulangan lain (Gambar 14a, 14c, 14d, 14e, 14g, 14h, dan 14i). Profil

vertikal ini memiliki keterkaitan yang erat dengan profil vertikal temperatur,

salinitas, dan densitas (Lampiran 1, 3 dan 5), dimana di lapisan dalam ulangan

36

Gambar 14 Frekuensi Brunt Vaisala (garis biru) yang ditumpang tindih dengan temperatur (garis merah) pada ulangan 5-1 (a), 5-2 (b), 5-3 (c), 5-4 (d), 5-5 (e), 5-6 (f), 5-7 (g), 5-8 (h), dan 5-9 (i).

(a) (b)

(c) (d)

(e)

(i)

(h) (g)

(f)

37

5-2 dan 5-6 profil vertikal temperatur, salinitas dan densitas berbentuk zigzag dan

tidak beraturan (Gambar 9). Fenomena ini diduga akibat adanya aktivitas

gelombang internal yang sangat kuat sampai pada dasar perairan sehingga

terjadi proses pengadukan massa air di lapisan bawah.

4.4 Gelombang Internal

Hasil plot melintang data selama 24 jam mengindikasikan adanya

rambatan gelombang internal (Gambar 15a). Pada Gambar 15a terlihat

gelombang internal terdapat pada lapisan interface antara lapisan tercampur

dengan lapisan termoklin yaitu pada garis isopycnal 22,00-25,00 kg m-3.

Dijelaskan oleh Garrett (2003) bahwa pada lapisan interface densitas tidak jauh

berbeda, dengan adanya gangguan sedikit saja (misalnya oleh arus yang

melewati ambang) menyebabkan massa air densitas tinggi mengalami

pemindahan ke massa air densitas rendah di bagian atas. Adanya osilasi massa

air yang mengalami displacement untuk mencari titik semula yang stabil

menyebabkan timbulnya gelombang internal di lapisan interface ini. Ditambahkan

Robertson dan Ffield (2005) bahwa Ambang Selat Ombai merupakan salah satu

penyebab timbulnya gelombang internal di Perairan Indonesia.

Gelombang internal yang terdeteksi di Selat Ombai merupakan gelombang

internal dengan periode pasut semidiurnal. Hal ini ditandai dengan terbentuknya

2 lembah dan 3 puncak gelombang yang ditunjukkan dengan anak panah pada

Gambar 15a. Periode gelombang internal pertama dan kedua hampir sama yaitu

masing-masing 9 jam 51 menit dan 9 jam 45 menit. Puncak gelombang internal

terdeteksi pada isopycnal 22,00 kg m-3 yang berada di tekanan sekitar 47, 52,

dan 57 db, sedangkan lembah gelombang berada di isopycnal 25,00 kg m-3 yang

terdeteksi di tekanan 162 dan 185 db. Keberadaan gelombang pasut internal

dengan periode semidiurnal di Selat Ombai sesuai dengan yang dapatkan oleh

Robertson dan Ffield (2005) bahwa perairan Indonesia umumnya didominasi

oleh pasut internal M2 (semidiurnal). Periode pasut internal ini hampir mirip

dengan prediksi pasut di Pelabuhan Dili (Gambar 15b) walaupun pada jam

08:00-11:00 tanggal 17 Juli 2010 terjadi sedikit penyimpangan pada isopycnal

22,00-26,00 kg m-3. Adanya time lag efek pasut pada lembah kedua

menyebabkan efek surut pada gelombang internal ulangan 5-5 jelas terlihat

memberikan pengaruh pada lapisan dalam ulangan 5-6.

38

Gambar 15 Rambatan gelombang internal dari data CTD Selat Ombai dengan puncak dan lembah gelombang ditunjukkan dengan anak panah (a). prediksi pasut di Pelabuhan Dili pada tanggal 16-17 Juli 2010 (b).

Pada Gambar 15a terlihat perubahan tekanan garis isopycnal mengikuti

pola dari gelombang internal (kecuali pada garis isopycnal 26,00 kg m-3). Pada

saat pasang, garis isopycanal massa air di lapisan bawah akan terdorong

(terinduksi) ke tekanan yang lebih rendah (kedalaman yang lebih dangkal) (jelas

terlihat pada ulangan 5-4), namun sebaliknya pada saat surut garis isopycnal

massa air akan terdorong (tertekan) ke lapisan yang lebih dalam. Contoh efek

surut (lembah gelombang) paling jelas terlihat pada ulangan 5-2 dan 5-6 dimana

efek gelombang internal sampai di dekat dasar perairan. Adanya perubahan

garis isopycnal sesuai dengan pola gelombang internal menunjukkan bahwa efek

Puncak 1 Puncak 2 Puncak 3

Lembah 1 Lembah 2

(a)

(b) 5-1 5-9 5-8 5-2 5-3 5-4 5-5 5-6 5-7

39

dari gelombang internal sangat kuat terhadap strukutur vertikal kolom perairan.

Prasad dan Rajasekhar (2006) menjelaskan bahwa aktvitas gelombang internal

pada suatu kolom perairan akan sangat mempengaruhi profil vertikal

(temperatur, salinitas, dan densitas) perairan. Hal ini sejalan dengan yang

didapatkan pada profil vertikal temperatur, salinitas, dan densitas kolom perairan

dimana pada saat gelombang internal sampai di dekat dasar, profil vertikal

salinitas, dan densitas menjadi tidak beraturan (Gambar 9) serta menyebabkan

ketidakstabilan pada kolom air di lapisan dalam (Gambar 14). Pada Gambar 15a

terlihat bahwa efek dari gelombang internal lebih kuat ke arah bawah

dibandingkan ke arah atas, hal ini diduga karena pada bagian bawah lebih

seragam dibandingkan dengan lapisan atas.

4.5 Estimasi Skala Thorpe

Hasil pengukuran CTD menunjukkan bahwa profil menegak densitas

perairan Selat Ombai (Gambar 9c) dicirikan oleh data yang bersifat instabilitas

(ketidakstabilan) statis artinya kondisi suatu perairan dimana kemungkinan masih

terjadi proses displacement akibat massa air densitas tinggi berada di atas

massa air densitas rendah. Data instabilitas statis akan jelas terlihat pada saat

terjadi surut (lembah gelombang internal) (Gambar 16), sedangkan pada saat

terjadi pasang (puncak gelombang) data lebih cenderung berada dalam kondisi

stabilitas statis (Gambar 17). Hal ini diduga karena pada saat surut efek dari

gelombang internal sampai mendekati dasar sehingga pengadukan massa air

lebih kuat, sedangkan pada saat pasang efek dari gelombang internal menjauhi

dasar dan pengadukan menjadi lebih lemah. Contoh ketidakstabilan untuk

seluruh tekanan disajikan pada Gambar 16a, jika kotak hijau pada Gambar 16a

diperbesar maka akan didapatkan gambar ketidakstabilan yang lebih jelas

(Gambar 16b). Pada Gambar 16b terlihat bahwa massa air densitas tinggi (kotak

hitam garis putus-putus) berada di atas massa air densitas rendah (kotak hitam

garis titik-titik). Pada Gambar 16 terlihat juga bila densitas awal (garis biru)

massa air disusun ulang (reordering) ke kondisi densitas stabilitas statis (garis

merah) maka banyak massa air yang berubah posisinya dari posisi awal ke

posisi baru (ditunjukkan dengan anak panah di Gambar 16b). Jarak perpindahan

massa air dari posisi awal ke posisi baru menghasilkan Thorpe displacement

(Gambar 8).

40

Gambar 16 Perbandingan antara densitas awal dengan densitas stabilitas statis untuk seluruh tekanan pada saat surut (a) di ulangan 5-2 (atas) dan ulangan 5-6 (bawah). Bila kotak hijau pada gambar (a) diperbesar maka akan terlihat bahwa massa air densitas rendah (kotak hitam garis titik-titik) berada di bawah massa air densitas tinggi (kotak hitam garis putus-putus) (b).

(a) (b)

(a) (b)

41

Gambar 17 Perbandingan antara densitas awal dengan densitas stabilitas statis untuk seluruh tekanan pada saat pasang (a) di ulangan 5-4. bila kotak hijau pada gambar (a) diperbesar maka akan terlihat bahwa massa air pada saat pasang cenderung dalam kondisi stabilitas statis (b).

Adanya noise pada instrumen CTD (Galbraith dan Kelley, 1996) dan

gerakan naik turun kapal selama pengambilan data (Johnson dan Garrett, 2004)

mengakibatkan timbulnya bias pada nilai . Data bias ini dihaluskan dengan

metode GK (Galbraith and Kelley method). Pada perhitungan metode GK

didapatkan bahwa nilai minimum displacement yang dapat dideteksi oleh CTD

adalah > 5 m. Hal ini berarti displacement yang kurang dari 5 m akan dihilangkan

(Gambar 18). Pada Gambar 18a terlihat nilai masih tersusun dari data

displacement yang kurang dari 5 m (contoh lebih jelas terlihat pada kotak garis

titik-titik), sedangkan di Gambar 18b nilai yang kurang dari 5 m sudah

dihilangkan (contoh lebih jelas terlihat pada kotak garis putus-putus). Data yang

dipakai untuk perhitungan selanjutnya adalah data yang sudah dihaluskan oleh

metode GK.

Nilai untuk keseluruhan data CTD Selat Ombai disajikan pada Gambar

19. Pada Gambar 19 terlihat nilai negatif dan positif. Nilai positif

menunjukkan bahwa massa air akan bergerak ke atas untuk mecari kestabilan

42

statis, kondisi ini terjadi bila massa air densitas rendah berada di bawah massa

air berdensitas tinggi. Nilai negatif menunjukkan massa air bergerak ke bawah,

hal ini terjadi bila massa air densitas tinggi berada di atas massa air densitas

rendah.

Pada Gambar 19 terlihat bahwa lapisan tercampur memiliki nilai

berkisar antara -51 m sampai 31 m. Tinggi rendahnya nilai lapisan tercampur

diduga berkaitan dengan kecepatan bertiupnya angin di lokasi penelitian. Hal ini

dijelaskan oleh Cisewski et al. (2005) yang mendapatkan adanya korelasi positif

sebesar 0,83 antara kecepatan tiupan angin dan nilai lapisan tercampur.

Lapisan termoklin Selat Ombai memiliki nilai yang paling rendah

dibandingkan dengan lapisan tercampur dan lapisan dalam yang hampir

homogen (Gambar 19). Pada Gambar 19 terlihat nilai lapisan termoklin

berkisar antara -10 m sampai 27 m. Hal ini diduga karena lapisan termoklin

merupakan lapisan yang memiliki tingkat stabilitas statis yang paling tinggi

dibandingkan lapisan tercampur dan lapisan dalam yang hampir homogen

(Gambar 14).

Gambar 18 Perbandingan data Thorpe displacement sebelum diterapkan metode GK (a) dan sesudah diterapkan metode GK (b). Contoh data noise lebih jelas terlihat di kotak garis titik-titik dan yang sudah dihaluskan di kotak garis putus-putus.

(a) (b)

43

Gambar 19 Thorpe displacement seluruh ulangan.

44

Nilai yang paling tinggi ditemukan di lapisan dalam yang hampir

homogen. Pada Gambar 19 terlihat bahwa massa air pada lapisan ini bergerak

turun sampai 240 m dan massa air lainnya bergerak ke atas hingga 342 m.

Kisaran nilai lapisan dalam yang hampir homogen ini lebih tinggi dibandingkan

dengan lapisan termoklin dan lapisan permukaan tercampur. Tingginya nilai di

lapisan dalam yang hampir homogen diduga karena nilai stabilitas statis lapisan

ini relatif kecil dibandingkan dengan lapisan termoklin (Gambar 14). Pada

Gambar 19 terlihat juga bahwa nilai displacement yang paling besar berada pada

ulangan 5-2 dan 5-6 dibandingkan dengan ulangan lainnya. Hal ini diduga karena

adanya efek dari aktivitas gelombang internal pada saat surut yang sampai ke

dekat dasar perairan (Gambar 15a) sehingga menimbulkan pengadukan yang

mengakibatkan rendahnya kestabilan massa air pada ulangan ini. Efek dari

pengadukan oleh gelombang pada ulangan 5-2 dan 5-6 terlihat juga pada profil

vertikal temperatur, salinitas, dan densitas yang menjadi zigzag dan tidak

beraturan (Gambar 9). Ditambahkan oleh Polzin et al. (1997) bahwa

displacement yang tinggi di dasar laut disebabkan karena adanya interaksi

antara topografi dasar dengan arus yang melintas diatasnya. Ditambahkan oleh

Robertson dan Ffield (2005) bahwa Selat Ombai merupakan salah satu daerah di

perairan Indonesia yang memiliki kecepatan arus pasut yang paling tinggi yaitu

mencai 0,5 m s-1.

Nilai skala Thorpe dari tiap penurunan CTD berbeda-beda tergantung

dari besar kecilnya nilai dan jumlah massa air yang mengalami displacement

(Gambar 20). Secara keseluruhan nilai skala Thorpe tinggi pada lapisan

tercampur, menurun pada lapisan termoklin dan meningkat kembali pada lapisan

dalam yang homogen. Pada lapisan tercampur memiliki nilai paling tinggi

sebesar 24,41 m, yang diduga disebabkan rendahnya tingkat stabilitas statis,

sehingga displacement massa air menjadi lebih mudah terjadi. Nilai lapisan

termoklin paling rendah dibandingkan dengan lapisan lainnya dengan kisaran

nilai 5-16,97 m. Hal ini disebabkan karena rendahnya nilai dan jumlah air yang

mengalami displacement (Gambar 17). Lapisan dalam merupakan lapisan yang

memiliki nilai paling tinggi dengan kisaran 20,19-106,89 m. Tingginya nilai

pada lapisan dalam ini sangat terkait dengan profil vertikal temperatur dan

densitas kolom perairan (Gambar 9a dan 9c) yang berbentuk zigzag dan tidak

beraturan. Profil vertikal massa air acak pada lapisan dalam ini juga diperkuat

dengan nilai stabilitas statis yang paling rendah dibandingkan lapisan tercampur

45

Gambar 20 Nilai skala Thorpe Selat Ombai.

dan termoklin (Gambar 14). Ditambahkan juga oleh Polzin et al. (1997) bahwa

tingginya nilai pada lapisan dalam disebabkan scattering gelombang dari

topografi dasar dan intensitas lokal pemantulan gelombang.

4.6 Estimasi Energi Kinetik Disipasi Turbulen Eddy dan Difusivitas Vertikal

Eddy

Nilai rata-rata estimasi energi kinetik disipasi turbulen eddy Selat Ombai

pada semua lapisan adalah 4,22 x 10-6 W kg-1, sedangkan untuk nilai pada setiap

lapisan disajikan pada Gambar 21. Hasil perata-rataan nilai menunjukkan

bahwa nilai di lapisan termoklin paling kecil (1,36 x 10-6 W kg-1) dibandingkan

dengan lapisan tercampur dan lapisan dalam yang hampir homogen. Rendahnya

nilai pada lapisan termoklin menunjukkan semakin sedikit energi kinetik yang

berada dalam aliran tubulen yang akan mengalami pemecahan menjadi bentuk

yang lebih kecil (dissipation) yang akan berfungsi untuk mentransfer energi

ke media yang lain. Lapisan termoklin merupakan lapisan yang cenderung

berhimpitan dengan lapisan pycnocline dan halocline (Gambar 9), hal ini

menyebabkan lapisan ini memiliki tingkat kestabilan yang paling tinggi (Gambar

14). Tingkat kestabilan ini akan sangat mempengaruhi rendahnya nilai

displacement dan nilai skala Thorpe yang memiliki korelasi linier dengan nilia .

Nilai energi kinetik tertinggi (12,24 x 10-6 W kg-1) berada pada lapisan dalam yang

hampir homogen, hal ini menunjukkan bahwa lapisan dalam merupakan lapisan

dimana energi kinetik mengalami pemecahan yang paling tinggi yang nantinya

46

Gambar 21 Grafik nilai energi kinetik disipasi turbulen eddy dengan standar deviasi di Selat Ombai

akan berkontribusi untuk terjadinya proses percampuran. Dijelaskan oleh

Finnigan et al. (2002) bahwa peningkatan nilai percampuran di daerah dekat

ridge disebabkan makin mendekatnya kolom air dengan topografi dasar.

Nilai difusivitas vertikal eddy dengan rataan tiap 10 m disajikan pada

Gambar 22. Dari nilai antar ulangan, dapat dilihat bahwa nilai pada

ulangan 5-2 dan 5-6 lebih tinggi dibandingkan dengan ulangan lain, sedangkan

nilai terendah didapatakan pada ulangan 5-4. Tinggi rendahnya nilai ini

diduga terkait dengan aktivitas gelombang internal yang ada di ulangan tersebut

(Gambar 15a), dimana pada ulangan 5-2 dan 5-6 gelombang sedang mengalami

fase surut dan pada ulangan 5-4 gelombang sedang mengalami fase pasang.

Aktivitas gelombang internal juga akan mempengaruhi besar kecilnya nilai

displacement (Gambar 19), skala Thorpe (Gambar 20), dan energi kinetik

disipasi turbulen eddy (Gambar 21) yang nantinya semua nilai ini akan

mempengaruhi tinggi rendahnya nilai pada tiap lapisan kolom perairan.

Tabulasi untuk lapisan tercampur, termoklin, dan dalam di Selat Ombai

disajikan pada Tabel 3. Nilai rata-rata Selat Ombai untuk seluruh pengukuran

CTD adalah 7,56 x 10-2 (+ 2,83 x 10-1) m2 s-1. Sebagai gambaran hasil penelitian

Koch-Larrouy et al. (2007) mendapatkan nilai rata-rata sebesar 1,5 x 10-4

m2 s-1 untuk perairan Indonesia. Diduga tingginya nilai di Selat Ombai ini

sangat terkait dengan kuatnya gelombang internal yang ada di daerah ini. Hal ini

dijelaskan oleh Robertson dan Ffield (2005) bahwa Selat Ombai merupakan

47

Gambar 22 Nilai difusivitas vertikal eddy dengan rataan tekanan 10 db.

48

Tabel 3 Nilai rata-rata difusivitas vertikal eddy ( ) di Selat Ombai

Lapisan Rata-rata (m2 s-1) Standar deviasi

Tercampur 9,17 x 10-3 + 9,67 x 10-3

Termoklin 9,33 x 10-4 + 1,34 x 10-3

Dalam 2,17 x 10-1 + 4,75 x 10-1

daerah yang meiliki pasut internal yang paling kuat di perairan Indonesia dan

Ambang Ombai merupakan salah satu daerah pembangkit pasut baroklinik.

Nilai paling rendah di Selat Ombai ditemukan pada lapisan termoklin

(Tabel 3), rendahnya nilai ini diduga karena pada lapisan ini terdapat lapisan

pcynoclin dan halocline (Gambar 9) sehingga tingkat stabilitas statisnya juga

menjadi tinggi (Gambar 14). Nilai lapisan termoklin ini lebih tinggi dari yang

didapatkan Ffield dan Gordon (1992) sebesar 1 x 10-4 m2 s-1, namun lebih kecil

dibandingkan dengan nilai yang didapatkan Hatayama (2004) di Ambang

Dewakang yang mencapai 6,0 x 10-3 m2 s-1. Ditambahkan Hatayama (2004)

bahwa tingginya nilai di Ambang Dewakang disebabkan oleh adanya arus M2

yang sangat intensif dan adanya interaksi antara gelombang lee dan gelombang

permukaan. Walapun nilai di lapisan termoklin rendah, namun proses

percampuran turbulen yang terjadi pada daerah ini diduga menjadi pemicu yang

menyebabkan struktur step like pada lapisan termoklin (Lampiran 2).

Rata-rata nilai pada lapisan dalam disajikan pada Tabel 3, nilai ini

hampir sama dengan yang didapatkan oleh Hatayama (2004) pada dasar Sill

Dewakang (2,0 x 10-1 m2 s-1). Fenomena yang sama didapatkan juga oleh Lukas

et al. (2001) bahwa tingginya nilai pada daerah ambang diduga karena

adanya interaksi gelombang internal dan shear dengan topografi dasar perairan.

4.7 Nutrien Selat Ombai

4.7.1 Profil Vertikal Nutrien

Hasil pengukuran nutrien (nitrat, fosfat, dan silikat) pada ulangan 5-3

disajikan pada Gambar 23. Pola sebaran nutrien menunjukkan konsentrasi

nutrien cenderung meningkat dengan bertambahnya tekanan. Lalli dan Parsons

(2006) menjelaskan rendahnya konsentrasi nutrien pada lapisan tercampur

akibat adanya penggunaan nutrien yang tinggi oleh fitoplankton untuk melakukan

proses fotosintesis, sedangkan pada lapisan termoklin dan lapisan dalam

49

ketidaktersediaan cahaya (zona afotik) untuk proses fotosintesis membuat

nutrien pada kolom air tidak termanfaatkan dan akhirnya meningkat. Miller (2004)

menambahkan bahwa fitoplankton hanya hidup pada lapisan yang memiliki

ketersediaan cahaya yang cukup untuk melakukan proses fotosintesis. Pola

sebaran nutrien secara vertikal yang mirip didapatkan juga oleh Prommas et al.

(2004) di Teluk Bengal dan Montojo (1999) di Laut Cina Selatan.

Gambar 23 Profil vertikal nitrat (a), fosfat (b), dan silikat (c) di Selat Ombai.

(a) (b)

(c)

50

Hasil pengukuran nutrien menunjukkan konsentrasi fosfat paling rendah (0-

0,88 µmol.l-1) dibandingkan nitrat dan silikat pada semua tekanan. Pada lapisan

tercampur (0-125 m) konsentrasi fosfat bahkan tidak terdeteksi (0 µmol l-1),

sedangkan konsentrasi nitrat tidak terdeteksi pada tekanan 5 dan 75 db (Gambar

21). Hal ini dijelaskan oleh Riley dan Chester (1971), bahwa kandungan fosfat

lebih kecil dibandingkan nitrat akibat sumber fosfor yang lebih kecil dibandingkan

nitrogen. Konsentrasi nitrat dan fosfat maksimum didapatkan pada tekanan 1400

db masing-masing sebesar 25,65 dan 0,88 µmol l-1.

Silikat memiliki konsentrasi paling tinggi dibandingkan nitrat dan fosfat

(Gambar 23), menurut Chester (1990) hal ini disebabkan sumber silikat yang

lebih banyak dari nitrat dan silikat, ditambahkan juga oleh Lalli dan Parsons

(2006) bahwa nitrat dan fosfat merupakan nutrien utama yang dibutuhkan oleh

organisme biologis (fitoplankton) untuk melakukan proses fotosintesis sehingga

konsentrasinya rendah di kolom perairan. Millero dan Sohn (1992) juga

menjelaskan bahwa silikat terdapat pada hampir seluruh batuan dan mudah

mengalami pelapukan. Sumber alami utama silikat adalah mineral kuarsa dan

feldspar. Konsentrasi silikat cenderung meningkat seiring dengan bertambahnya

tekanan dengan konsentrasi paling tinggi pada tekanan 1400 db (70,93 µmol l-1)

dan paling rendah di tekanan 25 db (5,10 µmol l-1). Menurut Miller (2004), pada

lapisan tercampur (eufotik), silikat digunakan oleh fitoplankton (Diatom,

Radiolaria, dll) untuk pembentukan cangkang, sedangkan silikat pada lapisan

dalam merupakan hasil pengendapan dengan pemanfaatan yang sangat rendah.

4.7.2 Fluks Nutrien

Hasil perhitungan fluks nutrien Selat Ombai disajikan pada Gambar 24.

Nilai fluks nutrien berbanding lurus dengan nilai difusivitas vertikal eddy (Gambar

22) dan konsentrasi nutrien (Gambar 23). Pada lapisan termoklin tidak terdapat

fluks nutrien (nitrat, fosfat, dan silikat) karena pada lapisan termoklin ulangan 5-3

tidak terjadi percampuran (ditunjukkan dengan nilai sebesar 0 m2 s-1) (Gambar

24). Meskipun pada lapisan termoklin ini terdapat konsentrasi nutrien lebih tinggi

dibandingkan lapisan tercampur, tidak adanya proses percampuran

mengakibatkan nutrien tidak mengalami perpindahan secara vertikal. Tidak

terjadinya percampuran ini disebabkan oleh tingkat stabilitas yang tinggi pada

lapisan termoklin ulangan 5-3 (Gambar 14c). Lapisan tercampur memiliki nilai

fluks (8,42 x 10-5 -1,32 x 10-3 m2 µmol l-1 s-1) yang lebih rendah dibandingkan

51

lapisan dalam namun lebih tinggi dibandingkan lapisan termoklin. Fluks nutrien

yang rendah di lapisan tercampur disebabkan karena konsentrasi nutrien pada

lapisan ini rendah (Gambar 23) sehingga jumlah nutrien yang dipindahkan

(mengalami fluks) juga sedikit. Fluks nutrien paling tinggi ditemukan di lapisan

dalam (8,28 x 10-5-165,56 x 10-5 m2 µmol l-1 s-1). Hal ini disebabkan karena

adanya kombinasi antara konsentrasi nutrien yang tinggi (Gambar 23) dan nilai

percampuran turbulen yang besar (Gambar 22), sehingga fluks yang dihasilkan

juga besar. Law et al. (2003) menjelaskan bahwa pada umumnya fluks nutrien

akan semakin tinggi dengan bertambahnya tekanan, namun ditambahkan oleh

Horne et al. (1996) bahwa nilai fluks nutrien sangat ditentukan oleh besar

kecilnya nilai percampuran dan konsentrasi nutrien yang ada pada tiap tekanan.

Secara keseluruhan fluks fosfat paling rendah (0-8,42 x 10-5 m2 µmol l-1 s-1),

kemudian diikuti oleh fluks nitrat (0–1,18 x 10-3 m2 µmol l-1 s-1) dan paling tinggi

fluks silikat (0-1,32 x 10-3 m2 µmol l-1 s-1) (Gambar 24). Tinggi rendahnya fluks ini

sangat ditentukan oleh konsentrasi masing-masing nutrien (Gambar 23) dan

besarnya nilai percampuran turbulen yang terjadi (Gambar 22). Fluks nitrat pada

Selat Ombai ini lebih rendah bila dibandingkan dengan fluks nitrat di daerah

Front Georges Bank yang mencapai 210 x 10-5 m2 µmol l-1 s-1 (Horne et al., 1996),

hal ini diduga disebabkan oleh konsentrasi nutrien yang tinggi di Georges Bank.

Nilai standar deviasi pada masing-masing nutrien dapat dilihat dari error bars

yang tampak pada grafik (Gambar 24). Standar deviasi ini menunjukkan kisaran

nilai fluks masing-masing nutrien, dimana semakin tinggi error bars maka kisaran

nilai fluks akan semakin lebar.

Gambar 24 Fluks Nutrien Selat Ombai (x 10-5 m2 µmol l-1 s-1).

52

53

5 KESIMPULAN DAN SARAN

5.1 Kesimpulan

Perairan Selat Ombai memiliki nilai difusivitas vertikal eddy yang cukup

tinggi, selain itu ditemukan juga bahwa terdapat variasi nilai difusivitas vertikal

eddy antar lapisan kolom perairan. Nilai difusi vitas vertikal eddy yang tertinggi

didapatkan pada lapisan dalam yang hampir homogen, lalu diikuti oleh lapisan

permukaan tercampur, dan paling rendah di lapisan termoklin. Adanya aktivitas

gelombang internal diduga menjadi pemicu terjadinya percampuran yang tinggi

di lapisan dalam.

Nilai percampuran turbulen di setiap lapisan sangat mempengaruhi besar

kecilnya fluks nutrien. Pada lapisan termoklin tidak terdapat fluks nutrien (nitrat,

fosfat, dan silikat) karena pada lapisan termoklin tempat pengukuran nutrien tidak

terjadi percampuran turbule. Fluks nutrien tertinggi terdapat pada lapisan dalam.

Hal ini disebabkan karena tingginya konsentrasi nutrien dan nilai percampuran

turbulen.

5.2 Saran

Pada penelitian selanjutnya perlu dilakukan pengukuran data angin secara

berkelanjutan selama proses pengambilan data oleh sensor CTD dan perlu

pengukuran nutrien (nitrat, fosfat, dan silikat) secara deret waktu bersamaan

dengan penurunan CTD sehingga nantinya akan lebih jelas diketahui efek dari

gelombang internal (saat surut maupun pasang) terhadap fluks nutrien.

54

55

DAFTAR PUSTAKA

Antony MK, Murty CS, Reddy GV, Rao KH. 1985. Sub-surface temperature oscillations and associated flow in the Western Bay of Bengal. Estuar Coast Shelf S 21:832-834.

Atmadipoera A, R Molcard, G Madec, S Wijffels, J Sprintall, A Koch-Larrouy, I Jaya, A Supangat. 2009. Characteristics and variability of the Indonesian Throughflow water at the outflow straits. Deep-See Res I 56:1942-1954.

Brown E, A Colling, D Park, J Phillips, D Rothery, J Wright. 2004. Seawater: Its Composition, Properties and Behavior. United Kingdom: Butterworth-Heinemann and The Open University.

Carrere L, F Lyard. 2003. Modeling the barotropic response of the global ocean to atmospheric wind and pressure forcing - comparisons with observations. Geophys Res Lett 30:8.1-8.4.

Chester R. 1990. Marine Geochemistry. London: Unwin Hyman.

Cisewski B, VH Strass, H Prandke. 2005. Upper-ocean vertical mixing in the Antarctic polar front zone. Deep-Sea Res II 52:1087-1108.

Dillon TM. 1982. Vertical overturns: a comparation of Thorpe and Ozmidov length scale. J Geophys Res 87:9601-9613.

Eaton AD, Clesceri LC, Rice EW, Greenberg AE, editor. 2005. Standard Method fo the Examination of Water and Wastewater. Ed ke-21. United State of America: American Public Health Association.

Emery WJ, LD Talley. 2007. Descriptive Physical Oceanography. Amsterdam: Elsevier.

Ferron B, H Mercier, K Speer, A Gargett, K Polizin. 1998. Mixing in the Romanche Fracture Zone. J Phys Oceanogr 28:1929-1945.

Ffield A, AL Gordon. 1992. Vertical mixing in the Indonesian thermocline. J Phys Oceanogr 22:184-195.

Ffield A, AL Gordon. 1996. Tidal mixing signature in the Indonesian Seas. J Phys Oceanogr 26:1924-1936.

Finnigan TD, DS Luther, R Lukas. 2002. Observation of enhanced diapycnal mixing near the Hawaiian Ridge. J Phys Oceanogr 32:2988-3002.

Galbraith PS, E Kelley. 1996. Identifying overturn in CTD profiles. J Atmos Ocean Tech 13:688-702.

Garrett C. 2003. Internal tides and ocean mixing. Science 31:1858-1859.

Gordon AL. 2005. Oceanography of the Indonesian Seas and their Throughflow. Oceannography 18:14-27.

56

Gordon AL, RD Susanto, A Ffield, BA Huber, W Pranowo, S Wirasantosa. 2008. Makassar Strait throughflow, 2004 to 2006. Geophys Res Lett 35:1-5.

Hatayama T. 2004. Transformation of the Indonesian Throughfow water by vertical mixing and it relation to tidal generated internal wave. J Oceanogr 60:569-585.

Hautala S, JL Reid, NA Bray. 1996. The distribution and mixing of Pacific water masses in the Indonesian Seas. J Geophys Res 101:375-390.

Horne EPW, JW Loder, CE Naimie, NS Oakey. 1996. Turbulent dissipation rates and nitrate supply in the upper water column on Georges Bank. Deep-Sea Res Pt II 43:1683-1712.

Ilahude AG, A Gordon. 1996. Thermocline stratification within the Indonesian Seas. J Geophy Res 101:12401-12409.

Johnson HL, C Garrett. 2004. Effects of noise on Thorpe scale and run lengths. J Phys Oceanogr 34:2359 – 2372.

Kara AB, PA Rochford, HE Hurlburt. 2000. An optimal definition for ocean mixed layer depth. J Geophys Res 105:16803-16821.

Koch-Larrouy A, G Madec, P Bouruet-Aubertot, T Gerkema. 2007. On the transformation of Pacific Water into Indonesian Throughflow water by internal tidal mixing. Geophys Res Lett 34:1-6.

Koch-Larrouy A, M Lengaigne, P Terray, G Madec, S Masson. 2010. Tidal mixing in the Indonesian Seas and its effect on the tropical climate system. Clim Dyn 34:891-904.

Koch SE, M DesJardins, PJ Kocin. 1983. An interactive Barnes objective map analysis scheme for use with satellite and conventional data. J Climate Appl Meteor 22:1487-1503.

Lalli CM, TR Parsons. 2006. Biological Oceanography. Ed ke-2. Amsterdam: Elsevier.

Law CS, ER Abraham, AJ Watson, MI Liddicoat. 2003. Vertical eddy diffusion and nutrient supply to the surface mixed layer of the Antarctic Circumpolar Current. J Geophys Res 108:28.1-28.14.

Lee IH, RC Lien, JT Liu, WS Chuang. 2009. Turbulent mixing and internal tide in Gaoping (Kaoping) Submarine Canyon, Taiwan. J Mar Sys 76:383-396.

Lesieur M. 2008. Turbulence in Fluids. Ed ke-4. Netherland: Springer.

Li X, P Clemente-Colon, KS Friedman. 2000. Estimating oceanic mixed-layer depth from internal wave evolution observed from radarsat-1 SAR. J Hopkins Apl Tech D 21:130-135.

Liu KK, L Atkinson, R Quinones, L Talaue-McManus. 2010. Carbon and Nutrient Flukss in Continental Margin. Berlin: Springer.

Lorbacher K, D Dommenget, PP Niiler, A Kohl. 2005. Ocean Mixed Layer Depth: a Subsurface Proxy of Ocean-Atmosphere Variability. San Diago: The ECCO Report Series.

57

Lukas R, F Santiago-Mandujano, F Bingham, A Mantyla. 2001. Cold bottom water events observed in the Hawaii Ocean time series: implication for vertical mixing. Deep-Sea Res 48:995-1021.

Matsuno T, M Shimizu, Y Morri, H Nishida, Y Takaki. 2005. Measurements of the turbulent energy dissipation rate around the shelf break in the East China Sea. J Oceanogr 61:1029-1037.

McTaggart KE, GC Johnson, MC Johnson, FM Delahoyde, JH Swift. 2010. Notes on CTD/O2 data acquisition and processing using Sea-Bird hardware and software (as available). Go-Ship IOCCP Rep 14:1-10.

Miller CB. 2004. Biological Oceanography. United State of America: Blackwell Publishing.

Millero FJ, ML Shon. 1992. Chemical Oceanography. London: CRC Pres.

Molcard R, M Fieux, F Syamsudin. 2001. The Througflow within Ombai Strait. Deep-Sea Res Pt I 48:1237-1253.

Monin AS, RV Ozmidov. 1985. Turbulence in the Ocean. Netherlands: D Reidel Publishing Company.

Montegut CDB, G Madec, AS Fishcer, A Lazar, D Ludicone. 2004. Mixed layer depth over the global ocean: an examination of profile data and a profile-based climatology. J Geophys Res 109:C12003.

Montojo, UM. 1999. Dissolved nutrients in the South China Sea, area III: Western Philippines. Di dalam: Proceedings of the SEAFDEC Seminar on Fishery Resources in the South China Sea, Area III: Western Philippines; Bangkok, 13-15 Juli 1999. Bangkok: SEAFDEC. hlm. 251-273.

Neumann G, WJ Pierson Jr. 1966. Principles of Physical Oceanography. United States of America: Prentice-Hall, Inc.

Osborn, T.R. 1980. Estimates of the local rate of vertical diffusion from dissipation measurement. J Phys Oceanogr 10:83-89.

Park YH, JL Fuda, I Durand, ACN Garabato. 2008. Internal tides and vertical mixing over the Kerguelen Plateau. Deep-Sea Res Pt II 55:582-593.

Petit D, P Cotel, D Nugroho. 1996. The seasonal variations of salinity in the java sea. Proceeding of Acoustics 2; Bandung 27-29 Mei 1996. Bandung:[penerbit tidak diketahui]. hlm 42-29.

Pickard GL, WJ Emery. 1990. Descriptive Physical Oceanography. An Introduction. Oxford: Pergamon Press.

Polzin KL, JM Toole, JR Ledwell, RW Schmitt. 1997. Spatial variability of turbulent mixing in the Abyssal Ocean. Science 276:93-96.

Pond S, GL Pickard. 1983. Introductory Dynamical Oceanography. Ed ke-2. Oxford: Pergamon Press.

58

Prasad KVSR, M Rajasekhar. 2006. Observations of oceanic internal waves in Bay of Bengal using Synthetic Aperture Radar. Proceedings of SEASAR; Frascati Italia, 23-26 Januari 2006. Italia:[penerbit tidak diketahui]. hlm 1-6.

Prommass, R, P Naimee, N Sukramongkol. 2004. Distribution of nutrients in the Bay of Bengal. The Ecosystem-Based Fishery Management in the Bay of Bengal; Bhutan. 31 Juli 2004. [tempat tidak diketahui]: [penerbit tidak diketahui].

Ray RD, GD Egbert, AY Erofeeva. 2005. A brief overview of tides in the Indonesian Seas. J Oceanogr 18:74-79.

Riley JP, R Chester. 1971. Introduction to Marine Chemistry. London: Academic Press.

Robertson R, A Ffield. 2005. M2 baroclinic tides in the Indoensian Seas. J Oceanogr 18:62-73.

Schneider N. 1998. The Indonesian Throughflow and the global climate system. J Clim 11:676-689.

Soeriaatmadja RDE . 1956. Seasonal fluctuations in the surface salinity off the North Coast of Java. Mar Res Indo I:1-19.

Sprintall J, SE Wijffels, R Molcard, I Jaya. 2009. Direct estimation of the Indonesian Throughflow entering the Indian Ocean: 2004-2009. J Geophys Res 114:1-19.

Stewart RH. 2002. Introduction to Physical Oceanography. Texas A & M University: Departement of Oceanography.

Thompson AF, ST Gille, JA MacKinnon, J Sprintall. 2007. Spatial and temporal patterns of small-scale mixing in Drake Passage. J Phys Oceanogr 37:572-592.

Thomson RE, IS Fine. 2002. Estimating mixed layer depth from oceanic profile data. J Atmos Ocean Tech 20:319-329.

Thorpe SA. 1977. Turbulence and Mixing in a Scottish Loch. Philos Trans R Soc 286:125-181.

Thorpe SA. 2007. An Introduction to Ocean Turbulence. Cambridge: Cambridge University Press.

Van Aken HM, IS Brodjonegoro, I Jaya. 2009. The deep-water motion through the Lifamatola Passage and its contribution to the Indonesian Throughflow. Deep-Sea Res 56:1203-1216.

Webster PJ, AM Moore, JP Loschnigg, RR Leben. 1999. Coupled ocean-atmosphere dynamic in the Indian Ocean during 1997-98. Nature 401:356-360.

59

Weller RA, AJ Plueddemann. 1996. Observations of the vertical structure of the oceanic boundary layer. J Geophys Res 101:8789–8806.

Wyrtki K. 1961. Scientific Results of Marine Investigations of the South China

Sea and the Gulf of Thailand. Naga Report Volume 2. California:

University of California.

Wetsteyn FJ, AG Ilahude, MA Baars. 1990. Nutrient distribution in the upper 300

m of the eastern Banda Sea and northern Arafura Sea during and after

the upwelling season, August 1984 and February 1985. Nether J Sea Res

25:449-464.

60

61

LAMPIRAN

62

63

Lampiran 1 Profil vertikal temperatur

64

65

66

Lampiran 2 Profil vertikal temperatur yang diperbesar sampai kedalaman 500 m

67

68

69

Lampiran 3 Profil vertikal salinitas

70

71

72

Lampiran 4 Profil vertikal salinitas yang diperbesar sampai kedalaman 500 m

73

74

75

Lampiran 5 Profil vertikal densitas (sigma-theta)

76

77

78

Lampiran 6 Profil vertikal densitas (sigma theta) yang diperbesar sampai

kedalaman 500 m

79

80

Documents

Percampuran turbulen akibat pasang surut internal dan … · 2015-08-28 · Turbulen Akibat Pasang Surut Internal dan Implikasinya ... memiliki kecepatan arus dan energi pasut internal