9

I) Laboratorium Oseanografi Fisika, Pusat Penelitian Oseaoografi LIPI-Jakarta

Seeara vertikal, massa air memilikilapisan-Iapisan yang terbentuk dengankomposisi properti fisik tertentu, sepertitemperatur, salinitas, densitas, dan tekanan.Adanya fenomena pelapisan massa air ini akanmempengaruhi kestabilan massa air tersebut(pond & Pickard, 1983). Secara umum, densitasmassa air akan meningkat seiring denganbertambahnya kedalaman. Dalam kondisi tidakadanya gangguan, massa air yang memilikidensitas rendah akan selaJuberada di atas massaair yang berdensitas tinggi. Adanya gangguanakan berpotensi mendistorsi profit tersebut yangmengakibatkan ketidakstabilan struktur seearavertikal, di mana massa air dengan densitas

SIABll.ITAS DAN 1lJRBULENSIMASSA AIR

Kaj ian percampuran mass a airmerupakan topik penting dalam berbagai isu,seperti iklim regional yang berkaitan dengantransfer babang dan massa air tawar ke lapisantermoklin, yang pada gilirannya mempengaruhikesetimbangan radiatif-konvektif di atmosfer(Ffield & Gordon, 1992). Kajian percampuranmassa air juga penting untuk mendapatkao nilaifluks nutrien serta hubungao tidak langsungantara fluks nutrien dengan pertumbuhanfitoplankton (Cullen et al., 1983). Tulisan inimengkaj i konsep dasar pereampuran vel ;ikalmassa air, hal-hal yang memicunya, sertabeberapa manfaat kajiannya.

PENDAHULUAN

STUDY ON VERTICAL MIXING OF WATER MASSES AND ITS BENEFITS. Verticalmixing of water masses is occurred due to turbulence of water mass parcel with differentdensities. This parameter is quantified by vertical eddy diffusivity value. The turbulence isaffected by disturbance 0/ water mass parcel which is caused by internal wave and/orwhen its water mass passing topographic feature, such as sill. Study on vertical mixing isneeded to quantify transformation of Indonesian Through Flow water mass characteristics,and valuable to estimate the fertility of waters.

ABSTRACT

Adi Purwandana I)

Oleh

KAJIAN PERCAMPURAN VERTIKALMASSAAIR DANMANFAATNYA

ISSN 0216-1877Oseana, Volume xxxvrn, Nomor 3, Tahun 2013: 09- 22

10

Gambar 1. Pusaran overturningpada bidang batas dua densitas Massa air yang berbeda Pada (b­d), Massa air dengan densitas yang lebih rendah 'terusik' ke level di bawahnya danmassa air dengan densitas lebih tinggi terbawa ke atas. Efek keseluruhannya, terbentukeddy di mana pusat gravitasi fluida terangkat sehingga meningkatkan energi potensial(Thorpe, 2007).

(d)

(b)

',',,£0-----

perbedaan nilai densitas terhadap kedalamansemakin besar, maka lapisan perairan akansemakin stabil.

Stabilitas kolom air juga dipengaruhioleh kondisi stratifikasi (pelapisan) perairanyang dapat memodifikasi dinamika turbulensi.Turbulensi merupakan proses fisika dominandalam transfer momentum dan bahang, sertadispersi partikel zat terlarut, partikel organik dananorganik; bark di danau, lautan, samudera,maupun fluida yang menyelimuti burni danplanet lainnya. Turbulensi secara umumdipahami sebagai keadaan gerak yang aktif,rotasional, berpusar, dan tidak beraturan(Thorpe, 2007). Turbulensi di dekat dasar lautmempengaruhi deposisi, transfer momentum,resuspensi partikel organik dan inorganik, sertapergerakan sedimen. Air laut umumnyabergerak dalam aliran turbulen dan jarang sekalidalam aliran laminar.Secara sederhana, turbuleneddy dalam kondisiMassaair yang terstratifikasiharus dalam kondisi di mana fluida yang

(c)

(a)

tinggi berada di atas Massa air berdensitasrendah. Parsel Massa air dengan ketidakstabilanini selanjutnya akan berosilasi atau bergeraksecara vertikal (naiklturun) untuk mencari posisistabil (Pickard&Emery, 1990).Fluida dikatakantidak stabil apabila terjadi kecenderunganpergerakan atau perubahan posisi Massa airsecara vertikal dari kedudukan awalnya tanpakembali lagi ke posisi awalnya. Jika fluida tidakmemberikan hambatan secara berarti terhadapgerakan seeara vertikal maka fluida dikatakantetap netral. Fluida akan dikatakan stabil jikafluida tersebut memberikan perlawanan geraksecara vertikal (Pond &' Pickard, 1983).Kestabilan massa air ini dapat ditentukan denganpersamaan stabilitas (E) (Stewart, 2002):

lopE -;::--- (1)P Oz ,... ..

p adalah densitas (kg mol) dan z adalahkedalaman (m). Fluida dikatakan stabiljika £>0,netral jika E= 0 dan tidak stabil jika £<0. Jika

11

dengan g danP adaJab percepatan gravitasi bumi(9,79423 m s'2)dan densitas (kgm"), sedangkanPo merupakan densitas latar (background)perairan. Adapun u dan v berturut-turut adaLahkomponen zonal dan meridional dari arus(m s:').

Gradien Richardson (Ri) meng­ekspresikan besaran relatif gaya-gaya yangmenstabiLkan stratifikasi densitas terhadappengaruh-pengaruh yang mengganggukestabilan shear arus (DeJpeche et al., 20 I0).Representasi niJai gradien Richardson~erupakan indikator turbuJensi daJamperairan,di mana nilai Ri yang tinggi menunjukkanterjaganya turbulensi. Adapun nilai Rt yangrendah menunjukkan ketertekanan atau kecilnyaturbulensi (pond &Pickard, 1983).Nilai Rijugadapat digunakan untuk mengidentifikasi secarakuantitatif percampuran antarmuka (interfacialmixing) (Delpeche et al., 2010). NilaiRi yang lebih besar dari 0,25 mengindikasikankolom air yang stabiJ(pickard & Emery, 1990).

N1 =_.L 8pPo az .................................... (3)

2 (au)1 (fJv)2S = - +-az az (4)

N dan S berturut-turut adalah frekuensibuoyancy, dan arus shear. Nilai frekuensibuoyancy at au yang juga dikenal sebagaifrekuensi Brunt VaisaIlidan shear berturut-turutditentukan melalui hubungan:

N1Ri = S2 (2)

berdensitas tinggi berada di atas fluida yangberdensitas rendah, sehingga menghasilkanpembalikan (overturn). Proses ini membutuhkanpeningkatan energi potensiaJ, di mana usabayang diJakukan melawan gaya apung untukdapat mengangkat atau menurunkan fluida,Berdasarkan hukurn kekekalan energi, padaakhirnya energi hams dipasok dan hilang darieddy dalam parse Ikolom air tersebut.

Turbulensi akan tertekan pada kondisistratifikasi yang kuat, sehingga dibutuhkanenergi turbulen yang lebih besar untuk melawanbesarnya gradien vertikaJ dari densitas (Fer etal., 2004). Dalam sudut pandang mendasar,transisi menuju turbulen dalam suatu aJiranyangterstratifikasi merupakan kajian yang pentinguntuk memahami percampuran dan prosesdinamik. Dinamika percampuran pada lapisanterstratifikasi stabil dikendalikan oleb kompetisiantara sesar (shear) arus vertikal, sebagai latardari aJiran dengan gaya apung yang dipengaruhioleh stratifikasi densitas (Martinez et al., 2006).Efek apung berperan dalam mereduksi lajupertumbuhan perturbasi/gangguan danmenunda transisi ke arab turbulen, sedangkanshear berperan memasok energi kinetik Lapisaopercampuran pada aliran terstratifikasiterbentuk pada bidang batas (interface) duaaliran horizontal fluida yang sejajar namundengan kecepatan dan densitas berbeda.Seiring meningkatnya stratifikasi, medankecepatan akan cenderung mengarah lebihhorizontal. Meskipun dernikian, adanya disipasigesekan dengan lapisan-lapisan horizontal disebelahnya, proses ini akan menguras energikomponen turbulensi terstratifikasi (Riley &Lelong,2000). Karakteristik stratifikasiMassa airdan kemungkinan terjadinya turbuJensi, seearakuantitatif dapat diestimasi daribilangan gradienRichardson (Ri). Gradien Ri diungkapkansebagai (Kitade et al., 2003; Yoshida& Oakey,1996):

12

sebagai variabel mendasar (Dillon, 1982).Terdapat dua skala panjang percampuran parselair yang saling berkaitan. Dua skala inimasing­masing merepresentasikan kondisi yangmemicunya, yakni Skala Thorpe yangberhubungan dengan medan densitas, dan SkalaOzmidov yang berhubungan dengan medanaliranlarus.

Teori seputar pengadukan turbulenseringkali bergantung pada asumsi-asumsitentang skala panjang/jarak eddy turbulen. Padamulanya, teori 'panjang percampuran' secaraeksplisit menggunakan 'ukuran' eddy turbulen

PENSKALAAN PERCAMPURANVERTIKAL MASSAAIR

67.56Time (UTe 1995)

Gambar 2. Plot kejadian overturning parsel massa air (tanda lingkaran hitam) yang relatif'seringterjadi pada oilai O<Ri<0,25. Titik-titik balus adalah plot pengukuran CTD (Alford&Pinkel,2(00).

210 O.""'.B--- ~O

en""'~220~

Zc::.._, 0..s ] 0.4g230..c:(.)

ii!0.2

terjadi secara reguler dalam suatu porsi kolomair. Pada kasus internal waves (gelombanginternal) dengan periode pendek, dapatmemungkinkan dibasilkannya nilai Ri di bawahnilai kritis, sehingga peran pasut internal(internal tides) menjadi kurang signifikan ataudapat diabaikan. Nilai Ri hanyamengindikasikan babwa percampuran antarmuka dapat terjadi dan tidak merefleksikanmekanisme khusus yang melatarbelakanginya(Delpecheetal.,2010).

200

Richardson (1920) menyatakan bahwanilai kritis di mana percampuran dapat terjadipada kondisi terstratifikasi adalah O<Ri <1.cNamun, dalam kajian teoritis selanjutnyamenempatkan nilai kritis ini dalam rentangO<Ric<0,25 untuk pertumbuhan ketidakstabilantercepat (Miles & Howard, 1964). Delpecbe etal. (2010) menggunakan batasan pertamaagarmencakup semua kondisi percampuran. Brunoet al. (2006) menggunakan batasan kedua, dimanajika nilaiRimendekati0,25 (nilaikritis) rnakamengindikasikan percampuran dimungkinkan

13

Secara umum, dataMikrostruktur lebihsering digunakan untuk mendapatkan skalaThorpe dibandingkan data CTD (Conductivity­Temperature-Depth) karena adanya efekgetaran kawat, goyangan kapal, danpereampuran oleh rangka CTD. Meskipundemikian, nilai-nilai yang diperoleh daripengukuran CTD dapat dinyatakan valid karenabeberapa alasan. Tingkat noise di perairan lautlebih kecil dibandingkan dalam skalalaboratorium. Kontaminasi dari rangka dangoyangan kapal dapat direduksi denganmenghilangkan bagian-bagian cast yangterdistorsi oleh gerakan balik ke atas (umumnyaketika CTD diturunkan perlahan ke dasarperairan). Jika penurunan CTP dilakukan terlalueepat, efek yang timbul adalah pembalikan(overturn)akan tampak tidak berubah terhadapwaktu. Dengan demikian, variasi keeepatanpenurunan CTD dan diskontinuitas data hanyaakan memiliki sedikit pengarub pada hasil yangdidapat (Sherwin & Turrell, 2005). Dengandemikian, data CTD dengan frekuensi standarpenurunan (downcast) 24 Hz masih dapatdigunakan untuk menghitung difusivitas eddyvertikal menggunakan skala Thorpe, denganprosedur pengolahan sebagairoana dinyatakanGalbraith&Kelley (1996)sertaGargett&Gamer(2008).

Seringkali sulit menentukan apakahinversi densitas merupakan overturn daridensitas parsel air yang tidak stabiL Terdapatdua kesulitan untuk menentukan hal tersebut:pertama, noiseacak pada sensor temperatur dankonduktivitas dapat meng'iasilkan error danmengbasilkan inversi nonfisis. Kondisi ini dapatterjadi pada daerah dengan gradien temperaturrendah, yaitu fluktuasi skala kecil yang masukke dalam sensor serupa dengan sensitivitassensor; kedua, spike salinitas dapatmemuneulkan inversispurious(tidak terkendali)pada nilai densitas (Alford & Pinkel, 2000).

dengan d adalah jarak di mana setiap segmendensitas bergerak naik atau turun; d, adalahperpindahan skala Thorpe pada kedalaman i;dan n adalah jumlah sampel rentang kedalaman.Setiap nilai LT diperoleh dari hasil perata-rataann buah sampel pada kedalaman atau lapisanyang diinginkan (Dillon, 1982; Finnigan et al.,2002; Cisewski et al., 2005; Parle et al., 2008).

1. Skala Thorpe (LJThorpe (1977) mengukur profil

temperatur di perairan danau dan memperolebketidakstabilan dinamik, yang kemudiandiasosiasikan sebagai inversi atau pembalikan(overturn), yang merupakan indikasi adanyapereampuran vertikal. Metode yang dirintisnyadimulai dengan melakukan penyusunan ulang(reorder) pada profil densitas yangmengandung inversi menjadi profil barn tanpainversi, atau profi1 yang monoton. Fluktuasiperpindahan ini merupakan representasi darieddy,di mana tajam pada batas atas dan bawah,dengan percampuran yang intensif di dalamnya.Dillon (1982) mengkonfirmasikan bahwa diperairan laut, ketidakstabilan ini berkaitandengan disipasi turbulen, yang kemudiandigunakan untuk memperkirakan koefisiendifusivitas (Kz atau K). Dengan demikian,perpindahan skala Thorpe sangat berguna untukmenggambarkan jangkauan vertikal peristiwapercampuran.

Secara teknis, data meotah tekanan dandensitas dirata-ratakan ke dalam segmentekanan (dbar) tertentu, dan disusun ulangsehingga perubahan densitas terjadi secaramonoton terhadap kedalaman sehinggamengbasilkan profil yang stabil seeara dinamik.Skala Thrope (LT) dibitung denganmenggunakan persamaan:

LT = (!... fd/)//2 (5)n #=/

14

Gambar 3. Perbandingan densitas (atas) dan temperatur (bawah) hasil pengukuran dengan setelahdisusun ulang (reorder) yang memperlihatkan adanya ketidakstabilan secara gravitasiparse I Massa air yang memicu turbulensi vertikal (tanda panah), yakni perpindahanparsel Massa air yang lebih berat (ringan) di bagian atas (bawah) menuju ke bawah (atas)(Purwandana, 20 12).

290

~~.; 300@_.; 305

! 310~

3et

320

32S

-T ......

3l~ . _.• _... -.- -- . _.-.... o_ •• II + .,

320

315 ......•..••...•.•.•.•.... ,.l:SO .• J ... ,,, ...

3305

~ 310...... I .

100

Densitlu (cr.,q.-J)21 1: 13 ::.4 25 26 :7 28

T•• p.ramr ('C)9,5 10.0 10,5

T•• penulll' ('C)10 1~ :0 ~ 30

15

Ferron et al. (1998) menemukan niJai a =0,95(±O,6) di zona patahan Romanche. Adapunkajian terakbir yang dilakukan oleh Stansfieldet 01. (2001) menemukanZg H" 1,06Lrdi SelatJuan de Fuca.

Percampuran massa air dapat terjadi baik secaraisopiknal ataupun secara diapiknal. Percampuranyang mentransfer properti fluida antarpermukaan isopiknal yang berdensitas konstandisebut dengan percampuran diapiknal,sedangkan percampuran yang mentransferproperti fluida (temperatur dan salinitas) sejajarpermukaan isopiknal (tanpa perubabandensitas) disebut dengan percampuranisopiknal.Kendati demikian, percampuran secaradiapiknal pada tahap selanjutnya akanmenimbulkan ketidakseimbangan medantekanan, yang pada akhirnya juga menghasiIkancol/apse dan penyebaran properti fluida secaraisopiknal (Thorpe, 2007).

La=_Q_=08L I (8)r

untuk mengubah semua energi kinetiknya.menjadi energi potensial, dapat dinyatakandengan skala Ozmidov (Ozmidov, 1965 in Parket 01.,2008):

Lo -(;, f' (6)

e adalah disipasi energi kinetik turbulen persatuan massa, dan N adalah frekuensi apungatau frekuensi Brunt Vaisala.Dillon (1982) menguji hubungan antara skalaThorpe dengan skala Ozmidov, dan menemukanpola:

La =aLr n (7)

dengan koefisien regresi 0,98 untuk n "'"0,95.Selanjutnya, dengan melihat babwa nilai nyangtidak jauh berbeda dengan I, diperoleh rasiorata-rata konstanta proporsionalitas:

2. Skala Ozmidov (LJPenggunaan data mikrostruktur atau

CTO untuk menghitung difusivitas eddy vertikalmemerlukan variabel yang mengkompensasikondisi medan arus yang melatarbelakangiturbuJensi yang terjadi. Adakalanya terdapatperbedaan resolusi vertikal pengukuran antaradata hidrografi (temperatur, salinitas, densitas)dengan pengukuran arus. Permasalahan inidapat diatasi dengan menggunakan SkalaOzmidov, yang telah memperhitungkankontribusi medan arus yang turutmengendalikan turbulensi. Skala Thorpememiliki karakteristik yang hampir sarna denganskala Ozmidov. Pada fluida terstratifikasi, suatuparsel fluida yang bergerak dalarnjarak vertikal

Spike dapat dideteksi dengan mengujikarakteristik Massa airpada area daerah inversikaitannya dengan keeratan (tightness)hubungan TS (Temperatur-Salinitas) (Galbraith& Kelley, ]996); atau dengan mensyaratkanperpindahan skala Thorpe yang nonzero padadata temperatur dandensitas (peters et 01., 1995).Galbraith & Kelley (1996) menyatakan bahwapercampuran turbulen pada daerah yangmemiliki gradien TS liniertidak akan mengubahkarakteristik TS. Sehingga parsel Massa air padasuatu daerah yang mengalami overturnmeskipun berubah posisi kedalaman, baik yangmengalami percampuran maupun tidak, tetapakan terletak di sepanjang Iinearitas diagram TS.Fenomena loop yang keluar dari hubungan IinierTS merupakan indikasi ketidaktepatanpengukuran sensor temperatur-konduktivitasyang menghasilkan error pada data salinitas.Namun demikian, metode non zero perpindahanskala Thorpe dari data densitas dan temperaturlebih umum digunakan, di samping karena masihberkembangnya isu relativitas visual, jugakarena adanya kesulitan memantaupercampuran berdasarkan keeratan 1S pada polahubungan yang tidak linier (Gargett & Garner,2008).

16

2. Konfigurasi Topografi Dasar PerairanBerdasarkan kaj ian model yang

dilakukan Ezer (2006), topografi ambangberperan vital pada percampuran karena

1.GelombanglnternaJPergerakan-pergerakan dengan skala

mulai dati beberapa milimeter hingga beberapakilometer dalam arab vertikal di lautan biasanyadikaitkan dengan gelombang internal danturbulensi dalam tiga dimensi (Riley & Lelong,2000). Gelombang internalmemiliki peran YMgsangat penting baik dari sisi oseanografi flsikmaupun ekosistem laut, meialui mekanismeseperti percampuran massa air dan transferbahang dan nutrien kepada lapisan-lapisan yangaktif secara biologis. Fenomena ini dapatmengantarkan pada pereampuran massa air,khususnya di mana terdapat interaksi antaragel ombang ini dengan topografi, sehinggamenghasilkan pantulan dan pecahangelombang, yang berpotensi bagi redistribusibahang, garammineral, maupun nutrien-nutrien(Wallace et al., 2008).

Interaksi antara gelombang internaldengan dasar perairan dapat memicuterpeeahnya gelombang, terbentuknya areadengan shear'tinggi yang bersifat lokal danmemicu rurbulensi: yang mengarah padaterdisipasinya energl gelornbang internaltersebut (Polzin et al., 1997). Sehingga,gelombang internal memainkan peranan pentingdalam termodinamika lautan.Gelombang internalakan. menjalar seeara· spasial danmempertukarkan energi dengan gelombang­gelombang lain melalui interaksi-interaksigelombang non linier. Proses ini menghasilkantransfer energi dari skala besar ke skala keeil(Winters & D' Asaro, 1997). Proses-prosesserupa juga banyak dijumpai pada perairanlandas benua (Rippeth & Inall, 2002).

FENOMENAYANGMEMPENGARUIDPERCAMPURANMASSAAIR

di mana frekuensi buoyancy lokal atau frekensiBrunt Vllisalll(N)diturunkan dari profil densitashasil penyusunan ulang . Efisiensi percampuran(y) mengindikasikan efisiensi konversi darienergi kinetik turbulen ke energi potensialsistem, sehingga dapat bervariasi tergantung. pada dinamika turbulensi. Fer et al. (2004)menetapkan y = 0,15 dalaro perhitungannya,sedangkan Osborn (1980) menetapkan y = 0,2.

K - r&p - N2 (10)

Wunsch & Ferrari (2004) menyatakan bahwatidak semua energi kinetik turbulen digunakaosecara aktual untuk meneampur massa air.Sebagian besar energi kinetik turbulen ini akanterdisipasi oleh gesekan kekentalan, Hanyasejumlah fraksi y yang digunakan untukmencampur secara vertikal densitas fluida, danmenaikkan pusat massa. Dengan demikian,menurut Park et al. (2008) koefisien difusivitasvertikal dihitung sebagai:

~

Perairan pesisir atau batas-batas lautandengan daratan merupakan area-area utamapercaropuran massa air (Munk, 1966). Gregg(1987) menyatakan bahwa adanya percampurandifusif berkaitan erat dengan disipasi energi,sehingga merupakan implikasi adanyakeseimbangan antara transfer energi danmodifikasi massa air.Pada perairan landas benua,di mana terdapat tebing dasar laut, terbentuknyagelombang internal dapat disebabkan olehmeningkatnya intensitas arus yang menujutebing (Bruno et al., 2006). Denganmenggunakan nilai konstanta proporsionalitasa, maka nilai koefisien difusivitas dati skalaThorpe dapat diperoleh dari persamaan semiempirik, laju disipasi energi kinetik turbulen persatuan massa (e) (Ozmidov, 1965 in Park et al.,2(08): .

e =L02 N3 (9)

17

merupakan jalur transpor utamaArlindo (llahude&Gordon, 1996). Jalur kedua adalah jalur timur,melalui Laut Maluku dan Laut Halmaheraditeruskan ke Laut Banda. Dari perairan dalamlautan Indonesia, massa air akan keluar menujuSamudera Hindia melalui selat-selat utama,seperti SeJat Lombok dan selat antara Alor danTimor (Fieux et al., 1996).Jalur barat merupakanjalurutamayang membawasekitar 11,6+3,3 Sv(1 Sv = 106m' S·I) massa air lapisan termoklin

1. Kuantifikasi Perubahan KarakteristikMassaAir Arlindo

Arlindo membawa massa air SamuderaPasifikmemasuki perairan Indonesiamelalui duajalur, yaitumelaluijalur barat,masukmelaluiLautSulawesi diteruskan ke Selat Makassar, LautFlores, dan Laut Banda. Jalur ioi dikenal

BEBERAPA MANFAATKAJIANPERCAMPURANMASSAAJR

Gambar4. Distribusi nilai difusivitas eddyvertikal (K;) di Sill Dewakang (skala dalamrn' S·I). Nilaidifusivitas vertikal yang tinggi (tanda panah) terjadi di dekat area sill (Hatayama et al.,2004).

50 100X (lan)

,....._ 10.2S.._..c 500~0..Q.)

10.3'"0

10.1

et al. (2003) menguji pengaruh sill (ambang)Dewakaog, di bagian selatan Selat Makassarterhadap percampuran vertikal yang terjadi danmenemukan bahwa nilai difusivitas eddy vertikalyang tinggi terjadi pada area illdekat ambang(Gam"OOr4).

o

turbulensi aliran dan dinamika arus bawah(downstream). Fenomena ini berkaitan dengansistem kanal sempit dan asosiasinya dengangesekan dasar dan shear. Pad a akhirnya,terdapatnya fenomena percampuran ini jugamemungkinkan adanya pertemuan antarmassaair secara tiba-tiba di lokasi tersebut. Hatayama

18

Massa air Pasifik Barat bagian tengahdan tropis atau yang biasa disebut denganMassa air subtropis bawah (subtropical lowerwater) dikarakterisasi oleh salinitas maksimumyang dangkal (Wyrtki, 1961). Modifikasi Massaair dari Pasifik barat secara kuantitatifmerupakan representasi dari percampuranvertikal. Ffield & Gordon (1992) menggunakanmodel adveksi-difusi daJammemverifikasi peranpercampuran vertikal ini dan menemukan bahwalautan Indonesia secara spesifik didominasioleh Massa air Pasifik Barat bagian utara,meskipun pada beberapa lokasi seperti diperairan Halmahera bagian timur, Seram, danBanda dijumpai pula Massa air Pasifik Selatan.Jalur utama Arlindo adalah melalui perairansebelah barat, yakni Laut Sulawesi, LautMakassar, dan Laut Flores.

Reduksi Massa air salinitas maksimumPasifik Barat berkaitan dengan efektivitas flukssalinitas cross-isopycnal.Berger et al. (1988)mengestimasi K~pada slope dan ambang dilautan Indonesia sebesar 5 x 10-3m1s". Ffield &Gordon (1992) menggunakandata CTD dari basilpengukuran National Oceanic Data Center(NODC) untuk mengestimasi nilai percampuranlapisan termoklin perairan Indonesia danmenghasilkan nilai sebesar 1,0 x 10" m2 S·I.

Hatayama (2004) menggunakan pemodelannumerik dan menghasilkan nilai maksimumdifusivitas vertikal sebesar 6,0 x 10-3m1 S·I diambang Dewakang. Koch-Larrouy et al. (2007)menemukan rata-rata difusivitas vertikalperairan kepulauan Indonesia sebesar 1,5x 10"ml S·Imenggunakan model pasang-surut. Suteja(2011) mengidentifikasi difusivitas vertikal rata­rata berdasarkan data observasi di Selat Ombaisebesar 7,56 x 10.2m2 S·I.sedangkan identifikasidifusivitas vertikal rata-rata berdasarkan dataobservasi di Selat Alor memiliki orde hingga10'] m2 S·I (Purwandana, 2012). Dengandiketahuinya nilai difusivitas eddy vertikal padajalur Arlindo, maka pada tahap selanjutnya akanmemudahkan di antaranya dalam mengestimasi

Subtropis SamuderaPasifik Utara (NorthPacificSubtropical Water, NPSW) dan lapisanPertengahan Samudera Pasifik Utara (NorthPacific Intermediate Water,NPIW) (Gordon,2005; Gordon et al., 2008). Sebagian kecilMassaair dari jalur barat selanjutnya keluar keSamudera Hindia melalui Selat Lombok sekitar2,6 Sv (Sprintall eI aI.,2009), sedangkan sebagianbesar berbelok ke arab timur menuju Laut Floreskemudian ke Laut Banda dan keluar menujuSamudera Hindia melalui Selat Ombai dan CelahTimor. Adapun padajalurtimur, hasil pengukuranyang dilakukan Van Aken et al, (2009) diLifamatola menyebutkan bahwa jalur inimembawa sekitar 2,5 Sv Massa air yang berasaldari Samudera Pasifik selatan dari lapisan yanglebih dalam (South Pacific SubtropicalLowerThermocline Water, SPSLTW) melalui LautMaluku menuju Laut Banda. Meskipundemikian, belum dapat diestimasi dengan baikjumlah Massa air yang dibawa melaJuijalur timurini karen a adanya masukan Massa air lain padajalur timur, yakni melalui Laut Halmahera(Gordon, 2005). Massa air dari jalur barat danjalur timur seJanjutnya bergabung di Laut Bandadan keluar menuju Samudera Hindia melalui SelatOmbai sebanyak 4,9 Sv dan Celah Timorsebanyak 7,5 Sv (Sprintall et al.,2009).

Massa air yang mengalir dari SamuderaPasifik ke Samudera Hindia rnelalui Arlindomengalami perubahan karakter di sepanjangperjalanannya di perairan dalam (interiorseas)Indonesia. Hasil pengukuran salinitas Massa airArlindo menunjukkan perubahan pada aliranmasuk dan keluar, yakni salinitas Massa airNPSW dari 34,90 PSU menjadi 34,54 PSU; danmassaairNPIW dari 34,35 PSU,menjadi 34,47PSU. Perubahan salinitas ini mengindikasikanadanya proses percampuran vertikal yangsangat kuat di perairan Indonesia (Atmadipoeraet al., 2009). Proses percampuran vertikal yangterjadi dapat disebabkan oleh topografi yangkasar seperti sill (ambang), selat, dan aktivitasgelombang internal.

19

Cisewski, B., V.H.Strass &H.Prandke. 2005.Upper-ocean vertical mixing in tbeAntarctic polar front zone. Deep-SeaRes. /152:1087-1108.

Bruno, M., A. Vazquez, J. Gomez-Enri, I.M.Vargas, 1. Garcia Lafuente, A. Ruiz­Canavate, L. Mariscal & 1.Vidal. 2006.Observations of internal waves andassociated mixing phenomena in thePortimao Canyon area. Deep-Sea Res. II53: 1219-1240.

Berger, G W., A. J. Van Bennekom & H. 1.Kloosterhuis. 1988. Radon profiles in theIndonesian archipelago. Neth. J. Sea Res.22: 395-402.

Atmadipoera, A., R. Molcard, G. Madec, S.Wijffels, 1. Sprintall, A. Koch-Larrouy,I. Jaya & A. Supangat. 2009.Characteristics and variability of theIndonesian Throughflow water at theoutflow straits.Deep-Sea Res. 156: 1942-1954.

Alford, M. H. & R. Pinkel. 2000. Observationsof overturning in the thermocline: Thecontext of ocean mixing. J. Phys.Oceanogr: 30: 805-832.

DAFfAR PUSI'AKA

perairan. Kuantifikasi parameter ini dapatdilakukan dengan menganalisis data hidrografi.Kajian percampuran vertikal massa air bergunauntuk mengidentifikasi seberapa besar tingkatperubahan karakteristik massa air pada suatuperairan. Oi samping itu, kaitannya dengankesuburan perairan, kajian ini bermanfaat untukmengetahui laju fluks nutrien yang terangkatdari lapisan dalam di suatu perairan.

Terjadinyapercampuran vertikal massaair dilatarbelakangi oleh ketidakstabilan parselmassa air akibat dari aktivitas gelombanginternal dan/atau aliran massa air yangberinteraksi dengan konfigurasi topografi dasar

PENUTUP

2. Estimasi Tingkat Kesuburan PerairanTingkat kesuburan suatu perairan

berkaitan dengan jumlah nutrien yang beradadi dalam kolom air. Pergerakan fluida secaravertikal mengakibatkan tluks nutrien dari lapisanbawah ke lapisan atas yang menyebabkanproses percampuran memiliki peranan yangsangat penting bagi kehidupan fitoplanktonuntuk menopang pasokan nutrien yang sangatdibutuhkan untuk melakukan prosesfotosintesis (Thorpe, 2007). Fluks nutrien yangditimbulkan oleh proses percampuran dapatdihitung dengan menggunakan persaman (Lawel al., 2003):

Flukstlutrien =K, : (ll)

dimana An merupakan perbedaan konsentrasinutrien pada selang kedalaman Az (m). Semakintinggi nilai percampuran vertikal maka akansemakin besar tluks nutrien yang akan terangkatdari lapisan dalam, di mana tipikal nilai nutrienpada lapisan dalam lebih tinggi dibandingkanpada lapisan atas. Suteja (20 11) berhasilmenghitung laju fluks nutrien pada lapisandalam di Selat Ombai dengan nilai difusivitasvertikal, K~sebesar2,17 x 10" :4,75 x 10" m' s', menghasilkan nilai fluks nutrien 8,28 x 10"-165,56 x 10"m1umol l'' s''.

transfer bahang antarlautan, di mana kajian iniakan berguna untuk mempelajari perubahaniklim, dispersi polutan di lautan, dinamika arussecara global, dan perubahan komposisi massaair.

Kitade, Y.,M. Matsuyama & 1.Yoshida 2003.Distribution of overturn induced byinternal tides and Thorpe scale inUchiura Bay. J. Oceanography 59: 845-850.

I1ahudeA.G &A. L.Gordon. 1996.Thermoclinestratification within the Indonesian Seas..!.Geophys. Res. 101:12401-12409.

Hatayama, T. 2004. Transformation of theIndonesian Throughfow water by verticalmixing and it relation to tidal generatedinternal wave.J. Oceanogr. 60:569-585.

Gregg, M. C. 1987. Diapycnal mixing in thethermocline: Areview . .!. Geophys. Res.92:5249-5286.

Gordon A. L., R. D. Susanto, A. Ffield, B. A.Huber, W. Pranowo, & S. Wirasantosa2008. Makassar Strait throughflow, 2004to 2006. Geophys. Res. Lett. 35: 1-5.

Gordon, A. L. 2005. Oceanography of theIndonesian Seas and their Throughflow.Oceanography 18: 14-27.

Gargett, A., & T. Gamer. 2008. DeterminingThorpe scales from ship-lowered CTDdensity profiles. J. Atmos. Oceanic.Technol.25: 1657-1670.

Galbraith, P.S.&D. E. Kelley. 1996.Identifyingoverturns in CTD profiles. J. Atmos. andOcean. Tech. 13:688-702.

Ffield,A.&A.LGordon. 1992.Verticalmixing inthe Indonesian thermocline. J. Phys.Oceanogr. 22: 184-195.

Finnigan, T. D., D. S. Luther & R.Lukas. 2002.Observation of enhanced diapycnalmixingneartbe Hawaiian Ridge.J. Phys.Oceanogr. 32:2988-3002.

Fieux, M., C.Andrie, E. Charriaud, A. G llahude,N. Metzl, R. Molcard & J. C.Swallow. 1996. Hydrological andcblorofluoromethane measurements ofthe Indonesian throughflow entering theIndian Ocean. .!.Geophys. Res. 101 (C5):12433-12454.

Ferron, B., H..Mercier, K. G Speer,A. Gargett&K. L. Polzin. 1998. Mixing in theRomanche fracture zone. J. Phys.Oceanogr: 28: 1929-1945.

Fer, I., R.Skogseth&P.M. Haugan. 2004. Mixingof the Storfjorden overflow (SvalbardArchipelago) inferred from densityoverturns.J. Geophys. Res. (109):CO1005,doi: 10.1029/l003JCOO1968.

Ezer,T. 2006. Topographic influenceon overflowdynamics: Idealized numericalsimulations and the Faroe Bank Channeloverflow. Geophys. Res. Lett. Ill,C02002,doi:10.1029/l005JCOO3195.

Dillon, T. M. 1982. Vertical overturns: acomparison of Thorpe and Ozmidovlength scales . .!. Geophys. Res. 87 (CI2):9601-9613.

Delpeche, N. C., T. Soornere, & M. J. Lilover.2010. Diapycnal mixing and internalwaves in the Saint John River Estuary,New Brunswick, Canada with adiscussion relative to the Baltic Sea.EstonianJ. Eng. 16(2): 157-175.

Cullen, J. J., E. Stewart, E. Renger, R. W. Eppley&C. D. Winant. 1983.Vertical motion ofthe thermocline, nitracline, andchlorophyll maximum layers in relationto currents on the Southern CaliforniaShelf. J. Mar.Res. 41: 239-262.

21

Sprintall, 1.,S. E. Wij£fels,R.Molcard, &I.Jaya.2009. Direct estimates of the IndonesianThroughflow entering the Indian Ocean:2004-2006.J. Geophys. Res. 114.C0700)'

Sherwin, T. J.& W. R. Turrell. 2005. Mixing andadvection of a cold water cascade overthe Wyville Thomson Ridge. Deep-SeaRes.152: 1392-1413.

Rippeth, T. P.&M. E. Inall. 2002. Observationsof the internal tide and associated mixingacross the Malin Shelf. J. Geophys. Res.107(C4):8687-8705.

Riley,J. J.&M.P.Lelong. 2000. Fluid motions inthe presence of strong stablestratification. Annual Review of FluiaMechanics 32: 613-657.

Richardson, L. F. 1920. The supply of energyfrom and to atmospheric eddies. Proc.Roy.Soc. LondonA97 (686): 354-373.

Purwandana, A. 2012. Transformasi danPercampuran Massa Air di PerairanSelat Alorpada Bulan Juli 201/. Thesis.Institut Pertanian Boger,

Pickard G. L. &W. J. Emery. 1990. DescriptivePhysical Oceanography. AnIntroduction. Oxford: Pergamon Press.

Polzin K. L., J. M. Toole, J. R. Ledwell &R. W.Schmitt. 1997. Spatial variability ofturbulent mixing in the Abyssal Ocean.Science 276: 93-96.

Pond, S. & G. L. Pickard. 1983. Introductorydynamical oceanography. 2nd edition.Pergamon Press. Toronto.

Peters, H., M. C. Gregg & T. B. Sanford. 1995.On the parameterization of equatorialturbulence: Effect of fine-scale variationsbelow the range of the diurnal cycle. J.Geophys. Res. 100(C9):18333-18348.

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

Park, Y. H. J. L. Fuda, I.Durand, & A. C. N.Garabato. 2008. Internal tides and verticalmixing over the Kerguelen Plateau. Deep­Sea Res. 1155:582-593.

Munk, W. 1966.Abyssal recipes. Deep-Sea Res.13:707-30.

Miles, J. & L. N. Howard. 1964. Note onheterogeneous shear flow. J. FluidMechanics, 20: 331-336.

Martinez, D. M. v.,E. B. C. Schettini & J. H.Silvestrini. 2006. The influence of stablestratification on the transition toturbulence in a temporal mixing layer. J.of the Braz. Soc. of Mech. Sci. & Eng.XXVIII (2):242-252.

Law, C. S, E. RAbraham, A. J Watson & M. 1.Liddicoat. 2003. Vertical eddy diffusionand nutrient supply to the surface mixedlayer of the Antarctic CircumpolarCurrent. J Geophys Res 108:28.1-28. 14.

Koch-Larrouy A., G. Madec, P. Bouruet­Aubertot & T. Gerkema. 2007. On thetransformation of Pacific Water intoIndonesian Throughflow water byinternal tidal mixing. Geophys. Res. Lett.34: 1-6.

22

Yoshida, J.&N. s.Oakey. 1996. Cllaracterizatjonof vertical mixing at a tidal-front onGeorge Bank. Deep-Sea Res. //43 (7-8): 1713-1744.

Wunsch, C. & R.Ferrari. 2004. Vertical mixingenergy and the general circulation of theoceans. Ann. Rev. Fluid Mech., 36:281-314.

Wyrtki, K. 1961. Scientific Results of MarineInvestigations of the South China Seaand the Gulf of Thailand /959-/961.Naga Report Volume2.

Winters, K. B. & E. A. D'Asaro. 1997. Directsimulation of internal wave energytransfer. J. Phys. Oceanogr. 27: 1937-1945.

Wallace, M. I., M. P.Meredith, M.A. Brandon,T. J. Sherwin, A. Dale &A.Clarke. 2008.On the characteristics of internal tidesand coastal upwelling behaviour inMarguerite Bay, west AntarcticPeninsula Deep-Sea Res.n55:2023-2040.

VanAken, H. M., I.S. Brodjonegoro & I.Jaya.2009. The deep-water motion through theLifamatola Passage and its contributionto the Indonesian Throughflow. Deep­Sea Res. 56:1203-1216.

.2007. An Introduction to Ocean-----Turbulence. Cambridge: CambridgeUniversity Press. .

Thorpe, S.A. 1977. Turbulence and mixing in aScottish Loch. PhilosophicalTransactions of the Royal Society ofLondon Series,A, 286: 125-181.

Suteja, Y. 20 II. Percampuran Turbulen AkibatPasang Surut Internal dan ImplikasinyaTerhadap Nutrien di Selat Ombai.Thesis. Institut Pertanian Bogor.

Stewart, R. H. 2002. Introduction to PhysicalOceanography. TexasA& M University:Departement of Oceanography.