ISSN Cetak         : 2087-9423
ISSN Elektronik : 2620-309X DOI: http://dx.doi.org/10.29244/jitkt.v10i2.21793

## DISIPASI ENERGI KINETIK PASANG SURUT BAROTROPIK DAN BAROKLINIK DI LAUT SULAWESI

## TIDAL BAROTROPIC AND BAROCLINIC KINETIC ENERGY DISSIPATION IN THE SULAWESI SEA
Hadi Hermansyah 1,2* , Dwiyoga Nugroho 3 , Agus S. Atmadipoera 4 , Tri Prartono 4 , Indra Jaya 4 , dan Fadli Syamsudin 5
1 Politeknik Negeri Balikpapan, Kalimantan Timur; *E-mail: hadi.hermansyah@poltekba.ac.id
2 Prodi Ilmu Kelautan, Sekolah Pasca Sarjana IPB
3 Pusat Riset Teknologi Kelautan, Balitbang KP-KKP, Jakarta
4 Departemen Ilmu dan Teknlogi kelautan, FPIK-IPB, Bogor
5 Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi (BPPT) RI, Jakarta

## ABSTRACT
Sulawesi  Sea  is  one  of  the  exit passages  of  Indonesian Throughflow  (ITF)  which  conveys  hotspot  of strong  internal  tidal  energy.  High  tidal  currents  that  interact  with  rough  topography  will  generate strong internal waves. Dissipation of internal tides will cause mixing that will have an important effect on  climate  change  systems  and  marine  resources.  The  purpose  of  this  research  was  to  quantify internal  wave  dynamics  and  energetics  in  the  Sulawesi  Sea  using  a  numerical  modeling  of  the NEMO's three-dimensional physical circulation model. The results showed that internal waves were generated  in  the  Sulu  and  Sangihe-Talaud  Island  Chains  with  an  energy  conversion  value  of  more than 10 -3 Wm -2 and propagated into the Sulawesi Sea basin area. The energy dissipation that occurred at the generation center was around 10.8 GW and propagateto the generation sites (near-fieldarea) and the far-field (basin area). Dissipation occurs in the generation sites approximately 25% (5 GW), there  is  an  increase  in  baroclinic  energy  dissipation when  internal  waves  propagate  away  from  the central generation area with values varying from 1.4 to 4.8 GW. In areas with a distance of 36 km to 54 km there is a decrease in baroclinic energy dissipation, a strong signal from the Sangihe-Talaud Islands gradually declined during propagation from 10 -2 to 10 -3 W/m 2 .
Keywords : INDESO, internal tides, mixing, NEMO, water masses transformation, normal modes

## ABSTRAK
Laut  Sulawesi  merupakan  salah  satu  jalur  penting  perlintasan  Arus  Lintas  Indonesia  (Arlindo)  yang memiliki  energi  pasang  surut  internal  yang  kuat.  Arus  pasang  surut  tinggi  yang  berinteraksi  dengan topografi  yang  kasar  akan  menciptakan  gelombang  internal  yang  kuat.  Disipasi  dari  pasang  surut internal akan menyebabkan terjadinya percampuran yang akan memberikan efek penting untuk sistem perubahan  iklim  dan  sumber  daya  laut.  Tujuan  dari  penelitian  ini  adalah  untuk  mengkuantifikasi dinamika dan energetik gelombang internal di Laut Sulawesi dengan pendekatan pemodelan laut tiga dimensi  NEMO.  Hasil  penelitian  menunjukkan  bahwa  gelombang internal  dibangkitkan  pada  daerah Kepulauan  Sulu  dan  Sangihe-Talaud  dengan  nilai  konversi  energi  lebih  dari  10 -3 Wm -2 dan berpropagasi  masuk  ke  area  basin  Laut  Sulawesi.  Disipasi  energi  yang  terjadi  pada  pusat pembangkitan berkisar 10,8 GW dan berpopagasi pada area dekat pusat pembangkitan dan area basin Laut Sulawesi. Sekitar 25% (5 GW) didisipasi terjadi dekat pusat pembangkitan, peningkatan disipasi energi  baroklinik  terjadi  pada  saat  gelombang  internal  berpopagasi  menjauhi  daerah  pusat pembangkitan  dengan  nilai  yang  bervariasi  antara  1,4  sampai  4,8  GW.  Daerah  dengan  jarak  36  km sampai 54 km terjadi penurunan disipasi energi baroklinik, signal yang kuat dari Kepulaun Sangihe- Talaud berangsur menurun pada saat propagasi dari 10 -2 sampai 10 -3 W/m 2 .
Kata kunci : INDESO, pasang surut internal, percampuran, NEMO, transformasi massa air, normal modes

## I. PENDAHULUAN
Lautan  mencakup  sekitar  71% permukaan  bumi,  sehingga  menjadikan  laut sebagai  pengumpul  energi  terbesar  di  dunia. Sisi  lain,  air  laut  bergerak  secara  konstan pada skala yang berbeda mulai dari arus laut skala  besar  hingga  sentrifugal  turbulen. Gerakan-gerakan  ini  menciptakan  banyak energi  kinetik  di  lautan  (Kang  dan  Fringer, 2012).  Oleh  karena  itu,  pemahaman  yang lebih baik tentang proses fisik yang mengatur pergerakan  laut  sangat  penting  untuk  me- manfaatkan energi laut secara lebih efisien.
Pasang surut adalah salah satu sumber utama  energi  untuk  percampuran  di  dalam lautan. Energi pasang surut barotropik diubah menjadi  baroklinik  melalui  serangkaian proses  pencampuran  yang  penting.  Ketika aliran  pasang  surut  barotropik  mengalir  di atas fitur topografi yang kasar, sebagian dari energi  barotropik  akan  langsung  melalui pencampuran  lokal,  sementara  bagian lainnya  diubah  menjadi  energi  baroklinik melalui  pembangkitan  pasang  surut  internal (baroklinik).  Energi  baroklinik  yang  di- hasilkan  ini  didisipasi  baik  secara  lokal  atau memancar  ke  laut  terbuka,  dan  kemudian mengalir  ke  skala  yang  lebih  kecil  di sepanjang  spektrum  gelombang  internal  dan akhirnya  berubah  menjadi  turbulensi  laut dalam.
Beberapa  dekade  terakhir  upaya signifikan  telah  dilakukan  untuk  memahami proses  pencampuran  pasang  surut  dan distribusi  energi  yang  terkait.  Munk  dan Wunsch (1998) menjelaskan budget fluksenergi  pasangsurut  global,  dari  3,5  TW (1  TW  =  1012W)  total  energi  pasang  surut yang  hilang  di  lautan,  sekitar  2,6  TW didisipasikan  di  laut  yang  dangkal  melalui gesekan  dasar,  sementara  sisanya  sebagian hilang di laut dalam. Egbert dan Ray (2000, 2001) telah mengkonfirmasi bahwa sekitar 1 TW,  atau  25-30%  dari  total  energi  pasang surut  global  hilang  di  laut  dalam.  Mereka menemukan  bahwa  gelombang  tersebut kehilangan  lebih  banyak  energi  di  lautan
terbuka,  umumnya  di  daerah-daerah  dengan fitur  topografi  yang  kasar.  Observasi lapangan  juga  menunjukkan  bahwa  pen- campuran turbulen mempunyai nilai beberapa  kali  lebih  besar  pada  topografi kasar  daripada  di  atas  dataran  abyssal  yang halus  (Polzin et  al .,  1997).  Bukti  ini  cukup mampu  menjelaskan  bahwa  arus  internal sebagai  sumber  utama  energi  untuk  pen- campuran  laut  dalam.  Investigasi  baik analitik  maupun  numerik  juga  telah dilakukan  untuk  memperkirakan budget energi  pasang  surut  (Carter,  2010;  Jachec et al ., 2006; Niwa dan Hibiya, 2004; St Laurent and  Garrett,  2002).  Konversi  energi  dari pasang  surut  barotropik  ke  gelombang internal  di  laut  dalam  diperkirakan  sekitar 1TW-1,25  TW  (Egbert  dan  Ray,  2001). Gelombang  internal  dapat  mentransfer energinya  ke  skala  yang  lebih  kecil  (skala turbulen)  dan  menyebabkan  pencampuran  di lautan.
Kajian  mendalam  tentang  energetik pasang surut telah dilakukan oleh Le Provost (2003)  yang  menjelaskan  bahwa  laju  lokal disipasi pasang surut dari input energi pasang surut hilang terutama akibat adanya gesekan dasar  dan  sisanya  adalah  ditransfer  ke  arus internal.  Proses  ini  juga  dapat  dijelaskan dengan  baik  dalam  model spectral  baro- tropic boussinesq inviscid menggunakan data FES2004 (Lyard et al., 2006).
Kajian dengan pendekatan pemodelan pasang  surut  tiga  dimensi Ocean  Global Circultaion  Model (OGCM)  telah  dilakukan oleh Arbic et al. (2010); Carter et al. (2012); Kang  dan  Fringer  (2012);  Niwa  dan  Hibiya (2001a);  Nagai  dan  Hibiya  (2015);  Zilber- man et  al. (2009).  Pengembangan  lanjutan secara  komputasi  memungkinkan  perhitung- an  energi  pasang  surut  dilakukan  dalam model resolusi tiga dimensi yang lebih halus. Input  pasang  surut  barotropik  akan  ke- hilangan  energinya  terutama  karena  adanya gesekan  dasar  dan  diubah  menjadi  arus internal  ketika  aliran  barotropik  melalui variasi topografi seperti ridge (puncak bukit) dan  berpropagasi  jauh  ke  lautan  terbuka
(Bell, 1975; Garret and Kunze, 2007; Carter et al ., 2012).
Sangat  menarik  untuk  dicatat  bahwa meskipun  kajian  transfer  energi  dari barotropik  ke  gelombang  internal  dapat secara  eksplisit  dipecahkan  di  OGCM, namun  model  ini  juga  menghasilkan  energi palsu  karena  viskositas  dan  difusi  numerik, selanjutnya  profil  stratifikasi  tiga  dimensi dalam  model  memungkinkan  pembangkitan pasang  surut  internal  merambat  dan  meng- hilang  dalam  arah  vertikal  dan  horizontal sehingga  peran  energetik  dan  pencampuran pasang surut tidak dapat dilihat dengan jelas. Sementara  dalam  model  INDO12  yang mencakup  perairan  Asia  Tenggara,  banyak penelitian  telah  dilakukan  dan  fokus  pada pembangkitan,  propagasi,  dan  disipasi gelombang  internal  misalnya  di  Selat  Luzon yang  melintasi  Laut  Cina  Selatan  (Alford et al ., 2015; Jan et al ., 2007a; 2008b; Wang et al., 2016)  dan  di  Laut  Indonesia  (Robertson dan Ffield, 2008).
Secara khusus, fokus kajian ini adalah untuk  mengevaluasi  mekanisme  pembang- kitan dan propagasi gelombang internal pada area Laut Sulawesi, serta kuantifikasi disipasi energi  pasang  surut  dengan  menggunakan model  numerik Nucleus  for  European Modelling  of  the  Ocean (NEMO).  Ber- dasarkan  beberapa  hal  tersebut  tujuan  dari penelitian  ini  adalah  mengkuantifikasi  di- namika  dan  energetik  gelombang  internal  di Laut Sulawesi dengan pendekatan pemodelan numerik.

## II. METODE PENELITIAN

## 2.1. Lokasi dan Waktu Penelitian
Penelitian  ini  dilakukan  pada  bulan November  2017-Maret  2018  dengan  domain model  berada  di  laut  Sulawesi  dengan koordinat  0,5°N  hingga  7°N  dan  117°E hingga  127°E  (Gambar  1).  Domain  model dipilih  berdasarkan  daerah  yang  mencakup wilayah pembangkitan dan propagasi Gelombang  Internal.  Pemrosesan  data  di- laksanakan  di  Laboratorium  Oseanografi
Fisika,  Departemen  Ilmu  dan  Teknologi Kelautan,  Fakultas  Perikanan  dan  Ilmu Kelautan, Institut Pertanian Bogor dan Pusat Riset  Teknologi  Kelautan,  Balitbang  KP- KKP.

## 2.2. Sumber Data
Penelitian  ini  menggunakan  konfi- gurasi model INDESO modifikasi Tranchant et  al .  (2016).  Resolusi  horizontal  adalah 1/12°  dan  domain  meliputi  perairan  Laut Sulawesi  yang  diketahui  sebagai  wilayah pembangkitan  pasang  surut  internal  yang kuat (gambar 1). Model ini memiliki 50 level vertikal  dari  resolusi  beberapa  meter  pada lapisan  permukaan  dan  250  m  pada  lapisan bawah.  Kondisi  awal  dan  kondisi  batas terbuka  diperoleh  melalui  “ Mercator - Ocean Global Ocean Forecasting System ” pada 1/4° (PSY3V3R3).  Kondisi  ini  meliputi  tem- peratur,  salinitas,  arus  dan Sea  Surface Height (SSH).  Kondisi  batas  terbuka  berada pada  10  grid  point  (~1°).  Data  Pembangkit atmosfir  diperoleh  dari European  Center (ECMWF) dengan frekuensi tinggi (3h).

## 2.3. Pengaturan Model
Model Output NEMO (Madec, 2008) digunakan  untuk  simulasi  dalam  konfigurasi tiga dimensi. Simulasi menggunakan domain yang sama dengan INDO12 (Tranchant et al., 2016;  dan  Nugroho et  al .,  2017).  Grid numerik  dibangun  dari  grid  ORCA12 (Konfigurasi Global 1/12°) dan resolusi grid hampir seragam ∼ 9 km dalam arah x dan y .
Model yang digunakan dalam penelitian ini menampilkan tiga simulasi dan dilakukan  dalam  konfigurasi  tiga  dimensi. Model  dijalankan  selama  31  hari  dengan pertimbangan  sebagai  waktu  ideal  2n+1 siklus  pasang  surut.  Persamaan  model  dan konfigurasi  yang  digunakan  sesuai  dengan Tranchant et al. (2016).

## 2.3.1. Kasus Realistik
Kajian  ini  kasus  realistik  di- representasikan  oleh  geometri  garis  pantai yang kompleks,  kekuatan  pasang surut,  dan
Gambar 1. Domain model Laut Sulawesi (A = Rangkaian Kepulauan Sulu, B = Rangkaian Kepulauan Sangihe-Talaud).
pembalikan  musiman  dari  angin  monsoon. Pemodelan sirkulasi yang realistis di perairan Indonesia  membantu  memahami  peran penting  dari  ARLINDO  dalam  skala  global. ARLINDO  membawa  air  dari  Pasifik  tropis ke  Samudera  Hindia  di  wilayah  di  mana  (i) batimetri dasar Laut Sulawesi yang kompleks (lihat Gambar 1), (ii) banyak selat sempit dan interior  basin  yang  dalam  (semi-tertutup) dengan ke kedalaman mencapai 5900 m dan (iii)  pencampuran  pasang  surut  me- mungkinkan  transformasi  sumber  air  Pasifik masuk ke dalam massa air yang berbeda.
Model  menggunakan  nilai  awal  dari potensial  suhu  dan  salinitas  dalam  tiga dimensi  yang  merepresentasikan  stratifikasi musim panas dan diatur untuk menjadi sama dengan  stratifikasi  INDO12  pada  30  Juni 2010. Densitas dihitung dari persamaan yang sudah  ditetapkan.  Seluruh  permukaan  dan forcing densitas  diambil  sama  seperti  dalam simulasi  INDO12  selama  periode  Juli  2010. Hasil  keluaran  model  tiga  dimensi  yang ditetapkan  yaitu  kecepatan  (U,  V  dan  W), potensial  densitas  insitu  (T,  S),  dan  vertikal difusivitas  dari  model  GLS,  sedangkan
keluaran  model  dua  dimensi  diatur  untuk kecepatan  rata-rata  horisontal  ( u , v )  dan tinggi  permukaan  laut  (SSH).  Persamaan potensial pasang surut dalam model INDO12 untuk  pasang  surut  semidiurnal  diberikan melalui persamaan:
𝜂 #$ = 𝐻 ' 𝑐𝑜𝑠 + 𝜙 cos(𝜔 ' 𝑡 + 2𝜒 + 𝑉 ' ) . . . . (1)
Pasang surut diurnal diberikan oleh:
𝜂 #$ = 𝐻 ' sin 2𝜙 cos(𝜔 ' 𝑡 + 𝜒 + 𝑉 ' ) . . . . (2)
Keterangan: 𝜒 dan 𝜙 masing-masing  di- definisikan  sebagai  derajat  bujur  dan  derajat lintang, 𝜔 adalah frekuensi, dan V n merupakan  sudut  fase  argumen  astronomi. Kondisi  batas  dalam  dua  dan  tiga  dimensi menggunakan  kondisi  yang  sama.  Kondisi batas ini adalah yang paling cocok di wilayah di  mana  gelombang  gravitasi  permukaan menjadi  dominan  (Nugroho et  al .,  2017). Berbeda  dengan  operasional  model  global lainnya yang tidak memperhitungkan gesekan  dasar  topografi.  Model  ini,  pasang surut  internal  secara  penuh  dibangkitkan
K al im an tan Sulawesi Area basin Laut Sulawesi A B Mindanao
melalui  penyelesaian  persamaan  permukaan bebas non-linear.
Model  difusi  lateral  pada  momentum menggunakan  operator bi-laplacian dengan konstanta  waktu  horizontal  konstan  1,25x 10 10 m 2 s -1 . Parameterisasi fisik secara spesifik untuk  skema  skala  sub  grid  menggunakan model turbulensi GenericLength Scale (GLS) dan  menerapkan  persamaan  non-linear  pada tegangan  bawah.  Gesekan  dasar Cd diatur menggunakan  koefisien  gesekan  non-linear yang  ditentukan  dengan  menggunakan  per- samaan:
𝐶𝐷 = 𝑀𝐴𝑋 @ A B (CD(E FGH /E FJG )) B , 𝑏 MNOP Q ……… (3)
Keterangan  : K =  0,4  adalah  konstanta  von Karman, ℎ STU adalah  ketebalan  grid  bawah. ℎ SNT adalah  panjang  kekasaran  dan b fric adalah  koefisien  gesekan.  Nilai 𝑏 MNOP dan ℎ SNT diambil 2,5 e − 3 m 2 /s 2 dan 3e − 3 m. Forcing Astronomi  digunakan  dalam  domain  dan forcing pasang surut diletakkan di sepanjang batas  terbuka  di  arah  barat,  timur,  utara  dan selatan. Forcing pasang  surut  geopotensial untuk  M 2 ,  S 2 ,  N 2 dan  K 2 (empat  konstituen semidiurnal  terbesar)  dan  untuk  K 1 ,  O 1 ,  P 1 dan  Q 1 (empat  konstituen  diurnal  terbesar) serta dua periode panjang gelombang Mf dan Mm  dan  satu  konstituen  non-linear  M 4 diekstraksi dari TPXO7 (Egbert dan Erofeeva 2002).  Penelitian  ini,  masih  menggunakan TPXO7  sebagai  batas forcing pasang  surut dari  resolusi  grid  1/4  karena  secara  eksplisit pasang  surut  dibangkitkan  di  dalam  domain (Tranchan et al ., 2016).

## 2.3.2. Kasus Barotropik
Pasang  surut  barotropikyang  dihasil- kan  dalam  kasus  realistic  dibandingkan dengan  kasus  barotropik  (BT)  tiga  dimensi. Dalam  hal  ini,  suhu  air  diatur  20°C  dan salinitas  adalah  32  PSU.  Densitas  dihitung menggunakan fungsi linear dari suhu:
𝜌 = 𝜌 W ∗ (0,028 − 𝑟 ] ∗ 𝑇) + 𝜌 W …..….… (4)
adalah densitas dasar dengan nilai 1020 kgm - 3 dan 𝑟 ] = 2 × 10 ab .  Empat  komponen pasang  surut  (M 2 ,  K 1 ,  S 2 ,  O 1 )  diekstrak  dari TPXO7  dan  digunakan  sebagai forcing pasang surut. Model dijalankan untuk periode waktu  yang  sama  (31  hari)  dengan forcing pasang  surut  hanya  pada  bagian  batas. Keluaran  model  seperti  resolusi  horizontal dan  vertikal  dan  gesekan  dasar  adalah  sama seperti pada kasus realistik.

## 2.3.3. Kasus Baroklinik
Pasang  surut  Internal  dan  pasang surut barotropik yang dihasilkan dalam kasus realistik  dibandingkan  dengan  konstanta  tiga dimensi dalam densitas pada kasus baroklinik (BC). Dalam hal ini, profil suhu dan salinitas awal  menggunakan  stratifikasi  rata-rata  5 tahun dari model INDO12, densitas awal dari model  pasang  surut  baroklinik  secara  hori- zontal  homogen  dan  secara  vertikal  ter- stratifikasi.  Empat  komponen  pasang  surut (M 2 ,  K 1 ,  S 2 ,  O 1 )  diekstrak  dari  TPXO7  dan digunakan  sebagai forcing pasang  surut. Model  dijalankan  untuk  periode  waktu  yang sama  (31  hari)  dengan forcing pasang  surut hanya pada bagian batas.
Gambar 2. Profil salinitas dan temperaturlaut Sulawesi  yang  digunakan  dalam simulasi BC (periode 2008-2013).

## 2.3.4. Persamaan Energi Pasang Surut Internal
Pasang surut Barotropik didefinisikan sebagai  mode-0  dan  pasang  surut  internal
adalah  jumlah  dari  mode  eigen  vertikal  dari mode-1.  Komponen  semidiurnal  dan  diurnal (bagian  perturbasi  harmonik)  dihitung menggunakan  perangkat  lunak toolbox pasang  surut.  Keluaran  model  3D  dari kecepatan  dan  densitas  rata-rata  31-hari  dari setiap  simulasi  dipasang  pada  frekuensi komponen  semidiurnal  (M 2 ,  S 2 )  dan  diurnal (K 1 ,  O 1 )  menggunakan  metode  kuadrat  ter- kecil  ( Least  Square ).  Tekanan  total  di- dekomposisi  menjadi  tekanan  permukaan P s dan perturbasi densitas ( P hyd ):
𝑃 = 𝑃 d + 𝑃 Eef …..….…………………… (5)
𝑃 d = 𝜌 W 𝑔𝜂 …..….……………...………… (6)
Keterangan: 𝑃 d dan 𝑃 Eef adalah  tekanan permukaan dan hidrostatik.
Tekanan  hidrostatik  dapat  ditentukan dari gradient tekanan hidrostatik:
𝑃 Eef = ∫ 𝜌′𝑔𝑑𝑧′
l f …..….…..…………… (7)
Suatu  model  tidak  terstratifikasi, variasi dari tekanan adalah konstan, sehingga tekanan  hidrostatik  sama  dengan  tekanan permukaan. Disipasi baroklinik dapat diestimasi  dari  relasi  energi  pasang  surut rata-rata periode (Nugroho 2017):
𝐸𝑘 oU pppppp = ∫ ∇ E 𝒗′𝑝 pppp − (𝒗t𝑝′) uvaE ∇ w 𝑑 l f + 𝐷 OU ….. (8)

## 2.4. Validasi Model
2.4.1. Semimajor Axis Velocity
Propagasi  pasang  surut  barotropik dalam INDO12 memiliki perbandingan yang bagus dengan titik crossing antara TPX/J1/J2 dan Finite  Elemen  Solution (FES2012), kesesuaian  tersebut  terlihat  pada  hasil frekuensi  signal  pasang  surut  yang  diambil pada  3  titik  lokasi  (Tranchant et  al .,  2016). Pasang  surut  barotropik  yang  dihasilkan dalam simulasi realistik dibandingkan dengan perhitungan  dari  FES2014,  hal  ini  terlihat pada  hasil  perbandingan semimajor  axis velocity seperti  yang  ditunjukkan  pada
Gambar  3  untuk  pasang  surut  barotropik komponen  M 2 dan  K 1 antara  simulasi  kasus realistik  dari  INDESO  dan  FES2014. FES2014  menggunakan  semua forcing pasang  surut  M 2 dan  K 1 seperti  potensial pasang  surut  dan  proses  pergerakannya, tetapi  dalam  simulasi  realistik  hanya  di- bangkitkan  melalui  potensial  pasang  surut dan forcing pasang  berada  di  bawah  batas terbuka.  Kecepatan  arus  yang  tinggi  pada kedua  model  mengindikasikan  bahwa  ter- dapat  disipasi  bagian  bawah  yang  kuat  yang ditemukan  pada  suatu  area.  Disipasi  pasang ditemukan  lebih  tinggi  dalam  FES  2014 untuk  area  Sangihe-Talaud.  Disipasi  pasang bisa dihubungkan dengan gesekan dasar atau pembangkitan pasang surut internal.
Langkah  validasi  selanjutnya  adalah menghitung  komponen tidal  ellipse yang ditentukan  melalui  analisis  harmonik  dari arus  barotropik  pada  setiap  titik  model  dan pengamatan  (Tabel  1).  Komponen  pasut  M 2 dan  K 1 menjadi  komponen  yang  dominan pada signal arus barotropik.
Ekstrak  hasil  NEMO  pada  masing- masing titik dan membandingkannya dengan data  lapangan  (FES2014).  Komponen harmonik pasut M2 dari model dan observasi untuk  kecepatan  pasang  surut  barotropik dibandingkan  melalui  perhitungan Root- Mean-Square
Error
(RMSE) dengan menggunakan  rumus  (Cummins  and  Oey 1997):
𝑅𝑀𝑆𝐸 = z0,5(𝐴 T + + 𝐴 | + ) − 𝐴 T 𝐴 | cos(𝐺 T − 𝐺 | ) …. (9)
Keterangan: 𝐴 T dan 𝐴 | adalah  amplitudo observasi  dan  model, 𝐺 T dan 𝐺 | adalah phase observasi dan model.
Berdasarkan  (Tabel  2)  terlihat  bahwa nilai  RMSE  perbandingan  antara  data INDESO  dan  FES2014  memiliki  nilai  yang sangat  kecil  dengan  rata-rata  0,002845,  hal ini menunjukkan bahwa hasil estimasi model yang  dihasilkan  semakin  tepat  bila  di- bandingkan dengan pengamatan.
Gambar  3.  Perbandingan semimajor  axis  velocity M 2 dan  K 1 antara  simulasi  INDESO  (kiri) dan FES2014 (kanan).
Tabel 1. Nilai Tidal Ellipse yang diturunkan dari analisis harmonik arus pasang surut barotropik.
Komponen Pasut Major Axis (cm/s) Minor Axis (cm/s) PHASE INC INDESO FES 2014 INDES O FES 2014 INDES O FES 2014 INDE SO FES 2014 M 2 61,16 68,12 15,57 16,63 139,16  143,33  73,93 74,41 K 1 59,60 56,03 2,22 8,35 229,21  235,89  60,71 67,56 Tabel 2. Nilai root mean square error (RMSE). Jarak Amplitudo Phase RMSE x (km) y (km) INDESO FES 2014 INDESO FES 2014 330 285 0,26 0,27 265,18 265,18 0,0054 345 285 0,00 0,01 43,73 43,73 0,0003 355 294 0,00 0,00 37,27 37,27 0,0001 365 273 0,01 0,01 71,69 71,69 0,0004
INDESO FES2014
M 2 K 1 ms -1
Jarak Amplitudo Phase RMSE x (km) y (km) INDESO FES 2014 INDESO FES 2014 379 261 0,02 0,02 59,42 59,42 0,0029 386 309 0,01 0,01 77,63 77,63 0,0004 400 291 0,01 0,01 58,17 58,17 0,0006 414 267 0,01 0,01 44,64 44,64 0,0005 426 267 0,05 0,07 223,98 223,98 0,0097 436 255 0,01 0,01 216,75 216,75 0,0003 441 309 0,05 0,05 73,81 73,81 0,0026 445 330 0,00 0,00 65,71 65,71 0,0004

## 2.4.2. Fluks Energi
Energi M 2 yang berasal dari Samudra Hindia  diarahkan  ke  utara,  melintasi  pulau- pulau  nusa  tenggara  melalui  Makassar  dan Selat  Sibutu  (Egbert  and  Erofeeva  2002). Simulasi  realistis,  energi  fluks  di  wilayah tersebut  memiliki  tanda  yang  berlawanan. Energi fluks  pasang  surut  sangat  bergantung pada  kondisi  topografi  bawah.  Perbedaan resolusi grid dan input topografi bawah dapat menghasilkan  besaran  fluks  energi  yang berbeda. Jackson (2007) melakukan penelitian  dengan  menggunakan  metode Survei  Citra  Satelit  aqua  MODIS  dan ditemukan aktivitas gelombang internal yang signifikan dari Februari sampai Desember di Laut  Sulawesi.  Gelombang  tersebut  me- nampakkan  diri  sebagai  gelombang  soliter
sebanyak  3  sampai  5  paket  gelombang  yang mengalami  propagasi  melewati  laut  bagian tenggara  dan  barat.  Perbandingan  fluks energi  dapat  ditunjukkan  melalui  hasil pengamatan dengan data satelit sebagaimana yang dilakukan oleh Jackson (2007) dan juga Snapshots Model  kecepatan  vertikal  pada kedalaman  1000  m  seperti  yang  disajikan pada Gambar 4.
Hasil  penelitian  Jackson  (2007)  yang disajikan  dalam  Gambar  4.  menjelaskan bahwa propagasi gelombang bagian tenggara berasal  dari  Kepulauan  Sulu  sedangkan propagasi  gelombang  Barat  berasal  dari  tepi timur  laut,  kemungkinan  besar  di  dekat Kepulauan Sangihe-Talaud. Gelombang terjadi  secara  semidiurnal  dengan  kecepatan propagasi  sekitar  3,0  m/s  melewati  area (a) (b)
Gambar 4. Perbandingan antara fluksenergi antara (a) Pengamatan Citra MODIS (Jackson, 2007), (b) Snapshots Model Kecepatan Vertikalpada kedalaman 1000 m. Group 1 Group 2 Group 3 [cm/s]
basin  Laut  Sulawesi  yang  dalam. Snapshot model  kecepatan  vertikal  yang  disimulasi pada  kedalaman  1000  m  menunjukkan  pola propagasi  gelombang  yang  sama,  yaitu sumber  pembangkitan  gelombang  internal berasal  dari  Kepulauan  Sangihe-Talaud  dan Kepulauan Sulu, group 1 dan 2 berpropagasi menuju  ke  arah  barat  mendekatai  Pulau Kalimantan,  sedangkan  group  3  berpro- pagasi menuju pesisir Pulau Sulawesi.

## III. HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1. Pembangkitan Gelombang Internal
Konversi  pasang  surut  barotropik  ke baroklinik  terjadi  terutama  di  Kepulauan Sulu  dan  Sangihe-Talaud  (Gambar  5).  Pada beberapa  area  yang  jauh  dari  pusat pembangkitan dalam hal ini area basin Laut Sulawesi,  konversi  energi  yang  terjadi sangat  lemah  yaitu  kurang  dari  10 -3 Wm -2 . Nilai  negatif  dari  tingkat  konversi  energi  di beberapa  lokasi  menunjukkan  bukti  adanya pembangkitan  gelombang  internal,  yang merupakan  hasil  dari  perbedaan  fase  antara gelombang  internal  yang  dihasilkan  secara internal dan dari area yang jauh (Zilberman et  al .,  2009).  Berdasarkan  Gambar  5 konversi  energi  tinggi  terjadi  pada  area Kepulauan  Sulu  dan  Sangihe-Talaud, konversi energi bernilai negatif menandakan pada  area  tersebut  terjadi  pembangkitan
gelombang  internal.  Namun  terlihat  bahwa konversi  energi  pada  komponen  M 2 lebih besar  dibandingkan  dengan  konversi  energi pada  komponen  S 2 .  Konversi  negatif  yang signifikan terjadi dalam area Kepulauan sulu dan  Sangihe-Talaud  kemungkinan  terjadi karena  adanya  tarikan  energi  baroklinik yang  dihasilkan  secara  lokal  berinteraksi dengan  yang  dihasilkan  di  wilayah  Utara Kepulauan
Sangihe-Talaud di Laut
Mindanao.
Tingkat  konversi  energi  yang  di- sajikan  pada  Gambar  5  memperlihatkan bahwa  komponen  K 1 memliki  nilai  yang lebih  tinggi  dari  pada  komponen  O 1 untuk komponen  pasut  diurnal.  Sama  halnya dengan  komponen  M 2 dan  S 2 ,  pada komponen  K 1 dan  O 1 konversi  energi barotropik  ke  baroklinik  tinggi  pada  daerah Kepulauan Sulu dan Sangihe-Talaud. Hal ini sejalan  dengan  hasil  penelitian  yang  di- lakukan Egbert and Erofeeva (2002), bahwa rata-rata  konversi  barotropik  di  Laut Sulawesi didominasi oleh komponen M 2 dan K 1 .  Tingkat  konversi  energi  barotropik sebesar  85,5  GW  di  Kepulauan  Indonesia setara  dengan  sekitar  8%  dari  tingkat konversi  global  dari  pasang  semidiurnal yang  diperkirakan  oleh  Niwa  dan  Hibiya (2014)  dan  sekitar  4%  dari  kekuatan  yang diperlukan  untuk  mempertahankan  sirkulasi thermohalin  global  (Munk  dan  Wunsch, 1998).
(a) M 2 (b) K1
Gambar 5. Konversi energi terintegrasi kedalaman dan rataan-waktu (Ct) dalam satuan
𝑊𝑚 a+ untu kModel M 2 (a) dan K 1 (b).
Konversi  barotropik  ke  baroklinik terjadi  terutama  di  celat  sempit  Kepulauan Sulu  dan  Pulau  Sangihe.  Di  banyak  daerah yang jauh dari lokasi pembangkitan, konversi energi  lemah  kurang  dari  10 -3 Wm -2 ditemukan.  Perhatikan  bahwa  nilai  negatif dari  tingkat  konversi  energi  di  beberapa lokasi  menunjukkan  bukti  untuk  beberapa areapembangkitan,  karena  adanya  hasil  dari perbedaan  fase  antara  gelombang  internal yang dihasilkan secara internal dan jarak jauh (Zilberman et al., 2009).

## 3.2. Propagasi
Proses  propagasi  dan  disipasi  dalam '‘ far-field ’ ’(di  luar near-field )  dapat  dengan jelas  dilihat  dalam snapshot dari  tingkat disipasi  energi  baroklinik  rata-rata  ke- dalaman  di  Laut  Sulawesi.  Disipasi  energi gelombang  internal  berasal  dari  Kepulauan Sulu  dan  Sangihe-Talaud  menjadi  lebih signifikan  seperti  radiasi  yang  menjalar menjauhi  pulau.Hal  ini  sejalan  dengan  apa yang  dijelaskan  oleh  Nagai et  al .  (2015) bahwa hasil propagasi gelombang internal ini berangsur-angsur berevolusi menjadi gelombang  yang  mirip  soliter  sambil  me- ningkatkan jumlah gelombang horizontalnya, dan  tingkat  disipasi  energi  yang  terkait dengan  gelombang  soliter  mencapai  lebih dari  10 -8 W  kg -1 yang  hanya  1  atau  2  kali lebih  kecil  dari  yang  ada  di near-field (area pusat  pembangkitan).  Paket  gelombang internal  yang  mirip  soliter  ini  dipancarkan
dari Kepulauan Sulu dan Sangihe-Talaud dan terlihat  menyebar  secara  bebas  tanpa berinteraksi satu sama lain.
Fluk  senergi  barotropik  yang  tinggi terlihat  dekat  celah  Kepulauan  Sangihe- Talaud  seperti  pada  Gambar  6.  fluks  energi M 2 dominan  melewati  area  yang  dangkal. Dalam  simulasi  kasus  realistik,  fluks  energi dalam  wilayah  ini  memiliki  tanda  yang berlawanan. Fluks energi pasang surut sangat bergantung  pada  kondisi  topografi  dasar. Perbedaan  resolusi  grid  dan  input  topografi dasar  bisa  membangkitkan  besaran  yang berbeda dari fluks energi.
Fluks  energi  barotropik  di  Laut Sulawesi oleh komponen M 2 dan K 1 , Gambar 6  memperlihatkan  bahwa  untuk  komponen M 2 masuk  melalui  celah  bagian  selatan Kepulauan Sangihe-Talaud dan berpropagasi sebagian  menuju  kearah  barat  daya  menuju ke arah Kepulauan Sulu dan sebagian lainnya masuk  ke    wilayah  perairan  Selat  Makassar, sedangkan  komponen  K 1 ,  fluks  barotropik masuk melalui celah bagian utara Kepulauan Sangihe-Talaud dan berpropagasi menuju ke arah  utara  mendekati  area  Kepulauan  Sulu, sebagian  yang  lain  berpropagasi  menuju  ke arah  barat  mendekati  Pulau  Borneo  dan masuk  ke  wilayah  perairan  Selat  Makassar. Hasil  penelitian  ini  sejalan  dengan  apa  yang ditemukan oleh Egbert and Erofeeva (2002), bahwa  fluks  energi  barotropik  M 2 berasal dari  Samudera  Hindia  sehingga  mendekati laut  Sulawesi  masuk  melalui  celah  bagian
M 2 K 1
Gambar 6. Perbandingan fluks barotropik antara komponen M 2 dan K 1 .
500 kW/m 100 kW/m
selatan, sedangkan komponen K 1 berasal dari Samudera  Pasifik  sehingga  arus  barotropik masuk melalui celah bagian utara Kepulauan Sangihe-Talaud.

## 3.3. Struktur Spasial
Gambar 7 mengilustrasikan distribusi horizontal dari vektor fluks energi baroklinik terintegrasi-kedalaman.  Fluks  yang  tinggi terlihat  di  sekitar  dua  fitur  topografi,  yang meliputi  wilayah  Kepulauan  Sulu  dan Sangihe-Talaud.  Energi  baroklinik  yang besar  dapat  dilihat  memancar  (radiasi)  dari Kepulauan  Sulu  dan  Sangihe-Talaud.  Efek ini juga ditunjukkan oleh Nagai et al. (2015). Disipasi energi baroklinik yang besar terjadi di dekat lokasi pembangkitan pasang internal yang kuat.
Aliran  energi  baroklinik  yang  kuat diidentifikasi terjadi pada Rangkaian Kepulauan  Sangihe-Talaud,  sebagian  besar energi  tersebut  didisipasi  menjadi  per- campuran  lokal.  Hal  ini  sejalan  dengan penelitian  Nagai et  al .  (2015)  bahwa  lebih dari  10  kW/m  energy  berasal  dari  daerah  di mana  konversi  energi  signifikan  di- identifikasi  (Rangkaian  Kepulauan  Sangihe- Talaud  dan  Kepulauan  Sulu).  Lebih  lanjut Nagai et  al .  (2015)  menjelaskan  bahwa sebagian  besar  energi  baroklinik  yang
dihasilkan  dibuang  di  daerah  dekat  pantai pulau-pulau  di  kepulauan  Indonesia,  me- ninggalkan  hanya  sebagian  kecil  energi  (3,6 GW)  memancar  keluar  dari  Kepulauan Indonesia.
Gambar  8  memperlihatkan  divergen dari fluks energi baroklinik yang terintegrasi kedalaman. Nilai divergen yang besar terjadi pada  area  dimana  lokasi  pembangkitan gelombang  internal  terjadi  yaitu  pada  area Kepulauan Sulu dan Sangihe-Talaud . Peningkatan  fluks  yang  tinggi  ini  kemung- kinan  terjadi  karena  adanya  proses  konversi energi  dari  barotropik  ke  baroklinik  yang besar pada area pusat pembangkitan.
Laut  Sulawesi,  struktur  seperti  sinar diidentifikasi di sekitar rangkaian Kepulauan Sangihe-Talaud  (500  km  <  x  <  620  km), meskipun  akhirnya  menghilang  setelah adanya  beberapa  pantulan  (refleksi)  dari permukaan  dan  dasar  laut,  yang  dihasilkan dari disipasi oleh mode vertikal yang tinggi. Sangat menarik untuk dicatat bahwa, di Laut Sulawesi  gelombang  internal  yang  energik ini  berevolusi  secara  berangsur-angsur menjadi  gelombang  yang  menyerupai  soliter ketika  berpropagasi  jauh  dari  lokasi pembangkitan.  Fenomena  ini  juga  sudah dideteksi  oleh  Jackson  (2007)  melalui pengamatan  satelit  Citra  Aqua  MODIS.
(a) (b)
M 2 K 1 kWm -1
(a) (b)
Gambar  8.  Divergen  fluks  energi  baroklinik  (Wm -2 )  untuk  (a)  komponen  M 2 dan  (b) Komponen K 1 .

## 3.4. Disipasi
Konversi energi yang tinggi terjadi di area Sangihe-Talaud, daerah dimana terdapat sill (ambang)  dengan  kedalaman  1350  m (Gordon,  2003a)  dan  juga  pada  celah Kepulauan  Sulu  yang  memungkinkan  ter- jadinya  proses  disipasi  (pelepasan  energi), disipasi  yang  tinggi  pada  area sill (ambang) tersebutsangat  berpengaruh  penting  terhadap proses  pencampuran  massa  air.  Gambar  9 menyajikan  disipasi  energi  melalui  gesekan dasar  ( drag ).  Distribusi  tingkat  disipasi energi  baroklinik  terintegrasi-kedalaman ditunjukkan  pada  Gambar  9,  disipasi  energi yang  signifikan  terjadi  di  dekat  Kepulauan Sulu  dan  Sangihe-Talaud,  yaitu  sekitar
setengah  panjang  gelombang  horizontal  dari gelombang internal modus terendah (65 km) dari lokasi pembangkitannya (“ near-field ”). Proses  propagasi  dan  disipasi  dalam “ far-field ”(di  luar  area  pembangkitan)  dapat dengan  jelas  dilihat  dalam  Gambar  9dari tingkat.  Disipasi  energi  gelombang  internal berasal  dari  Kepulauan  Sulu  dan  Sangihe- Talauddan menjadi lebih signifikan pada saat berpropagasi  dan  terlihat  seperti  radiasi (sinar) yang menjalar menjauhi pulau. Hal ini karena  gelombang  internal  ini  berangsur- angsur  berevolusi  menjadi  gelombang  yang mirip  soliter  sambil  meningkatkan  jumlah gelombang  horizontalnya.  Hal  ini  sejalan dengan  penelitian  Nagai et  al .  (2015)  yang
Gambar 9. Total disipasi energi yang disebabkan oleh gesekan dasar untuk (a) M 2 , (b) K 1 .
Wm -2
Tabel 3. Total disipasi energi pada area lokal, near-field , dan far-field dari pusat pembangkitan gelombang internal (GW).
Jarak (Km) 9 18 27 36 45 54 Lokal 10,8 10,8 10,8 10,8 10,8 10,8 Far-field 4,8 3,5 2,6 2,1 1,8 1,4 Near-field 3,9 5,2 6,1 6,5 6,9 7,2 Total 19,5 19,5 19,5 19,5 19,5 19,5
menjelaskan  bahwa  tingkat  disipasi  energi yang  terkait  dengan  gelombang  soliter mencapai lebih dari 10 -8 W kg -1 yang hanya 1 atau  2  kali  lipat  lebih  kecil  dari  yang  ada  di area  pusat  pembangkitan.  Paket  gelombang internal  yang  mirip  soliter  ini  dipancarkan dari  Pulau  Sulu  dan  Pulau  Sangihe-Talaud terlihat  menyebar  secara  bebas  tanpa  ber- interaksi  satu  sama  lain.  Meskipun  masing- masing  paket  gelombang  internal  bertahan dan  berpropagasi  menjauhi  pulau,  itu memberikan  sejumlah  besar  energi  untuk disipasi selama propagasi. Hal ini disebabkan karena  tingginya  radiasi  yang  terjadi  dari energi  pasang  surut  baroklinik  menjadi gelombang  internal.  Keberadaan sill di wilayah Sangihe-Talaud yang curam kemungkinan  juga  menjadi  faktor  utama kuatnya  konversi  dan  radiasi  energi baroklinik yang terjadi.
Total  energi  disipasi  pada  area  lokal, area pusat pembangkitan gelombang internal ( near-field ),  dan  area  basin  Laut  Sulawesi disajikan  pada  Tabel  3  (Nugroho,  2017). Disipasi  energi  yang  terjadi  pada  pusat pembangkitan  berkisar  10,8  GW  dan berpopagasi  pada  area near-field dan far- field . Disipasi yang terjadi dalam area “ near field ”  didefinisikan  dalam  jarak  6  titik  dari pusat  pembangkitan  atau  sekitar  54km. Sekitar 25% (5 GW) didisipasi dekat dengan pusat  pembangkitan  ( near-field ),  terjadi peningkatan  disipasi  energi  baroklinik  pada saat gelombang internal berpopagasi menjauhi daerah pusat pembangkitan dengan fitur  topografi  yang  kasar  ( Sill ).  Total disipasi  energi  pada  area  “ far  field ” bervariasi  antara  1,4  sampai  4,8  GW,  pada daerah  dengan  jarak  36  km  sampai  54  km
terjadi  penurunan  disipasi  energi  baroklinik. Signal  utama  dari  disipasi  bagian  selatan Laut  Sulawesi,  dengan  nilai  10 -2 W/m 2 , dengan  pasang  surut  internal  datang  dari Selat  Sibuttu  dan  Kepulauan  Sangihe- Talaud.  Signal  yang  kuat  dari  Kepualaun Sangihe  berangsur  menurun  pada  saat propagasi  dan  nilainya  berkisar  antara  10 -
2 sampai 10 -3 W/m 2 .

## IV. KESIMPULAN
Konvesi  energi  sangat  kuat  terjadi pada  area  Kepulauan  Sangihe-Talaud  dan Sulu,  hal  ini  terjadi  karena  adanya  interaksi yang kuat antara arus pasang surut barotropik dengan sill yang  curam  pada  kedua  area tersebut.  Sedangkan  pada  area  basin  Laut Sulawesi  nilai  konversi  energi  barotropik  ke baroklinik  menjadi  lemah.  Paket  gelombang internal  hasil  dari  radiasi  pasang  surut internal  ini  berpropagasi  menjauhi  area pembangkitan dan masuk ke area basin Laut Sulawesi,  paket  gelombang  internal  yang dibangkitkan  pada  area  Sangihe-Talaud berpropagasi  menuju  ke  arah  barat  dan mendekati  Pulau  Kalimantan  dan  sebagian- nya  menuju  ke  arah  utara  mendekatai Kepulauan  Sulu,  sedangkan  hasil  propagasi gelombang  internal  yang  dibangkitkan  di Sulu  menuju  ke  arah  Selatan  mendekati Pulau  Sulawesi.  Kuatnya  energi  yang dikoversi  dan  diradiasi  dari  baroklinik  dan juga keberadaan sill yang curam di Sangihe- Talaud  kemungkinan  memicu  terjadinya transformasi  paket  gelombang  internal menjadi  gelombang  soliter  yang  cukup  kuat sehingga  merambat  sampai  mendekati Pulau Kalimantan dan Sulawesi.
Disipasi pasang surut bisa dihubungkan dengan  gesekan  dasar  atau  pembangkitan pasang  surut  internal.  Distribusi  tingkat disipasi energi baroklinik signifikan terjadi di dekat  Kepulauan  Sangihe-Talaud  dan  Sulu, yaitu  sekitar  setengah  panjang  gelombang horizontal  dari  gelombang  internal  modus terendah  (65  km)  dari  lokasi  pembangkitan- nya.  Hasil  disipasi  dari  energi  pasang  surut barotropik dan baroklinik ini akan memberikan  implikasi  yang  cukup  besar terhadap  proses  percampuran  yang  terjadi khususnya  pada  area  Sangihe-Talaud  dan Sulu,  percampuran  akibat  disipasi  pasang surut  internal  terjadi  tepat  di  atas slope topografi.  Selain  itu,  percampuran  juga terjadi  setelah  gelombang  internal  yang berpropagasi  pecah,  hal  ini  terjadi  akibat adanya  vertikal shear  instability ,  dimana gelombang  internal  merambat  sepanjang isopycnal dan  mengangkat  massa  air  yang lebih berat ke atas.

## DAFTAR PUSTAKA
Alford,  M.H.,  T.  Peacock,  J.A.  MacKinnon, J.D.  Nash,  M.C.  Buijsman,  L.R. Centuroni,  Chao  S-Y,  M.H.  Chang, D.M. Farmer, and O.B. Fringer. 2015. The  formation  and  fate  of  internal waves  in  the  South  China  Sea.
Nature, 521:65–69.  http://dx.doi.org/ 10.1038/nature14399.
Arbic,  B.K.,  A.J.  Wallcraft,  and  E.J. Metzger. 2010. Concurrent simulation of the eddying general circulation and tides in a global ocean model. Ocean Mod., 32(3-4):175–187.  http://dx.doi. org/10.1016/j.ocemod.2010.01.007.
Bell, T.H. 1975b. Topographically generated internal  waves  in  the  open  ocean. J. Geophys.  Res .,  80:320–327.  http://d x.doi.org/10.1029/JC080i003p00320.
Carter, G.S. 2010. Barotropic and baroclinic M2 tides in the Monterey Bay region.
J.  Phys.  Oceanogr .,  40:1766-1783. doi:10.1175/2010JPO4274.1
Carter, G.S., O. Fringer, and E. Zaron. 2012.
Regional  Models  of  Internal  Tides.
Oceanogr., 25(2):56–65.
Cummins,  P.F.  and  L.Y.  Oey.  1997.
Simulation of barotropic and baroclinic  tides  off  northern  British Columbia, J.  Phys.  Oceanogr., 27(5):762–781.  http://dx.doi.org/10. 1175/1520-0485(1997)027<0762:SO BABT>2.0.CO;2. Egbert, G.D. and R.D. Ray. 2000. Significant dissipation of tidal energy in the deep ocean inferred from satellite altimeter data. Nature, 405:775–778. Egbert, G.D. and R.D. Ray. 2001. Estimates of  M2  tidal  energy  dissipation  from TOPEX/Poseidon  altimeter  data. J. Geophys. Res., 106(C10): 475–502. Egbert,  G.D.  and  S.Y.  Erofeeva.  2002. Efficient  inverse  modeling  of  baro- tropic ocean tides. J. Atmos. Oceanic Technol., 19(2):183–204.    http://dx. doi.org/10.1175/1520-0426(2002)019 <0183:EIMOBO>2.0.CO;2.
Garrett, C. and E. Kunze. 2007. Internal tide generation  in  the  deep  ocean. Annu. Rev. Fluid Mech., 39:57–87.
http://dx.doi.org/10.1146/annurev.flui d.39.050905. 110227.
Jachec,  S.M.,  O.B.  Fringer,  M.G.  Gerritsen, and  R.L.  Street.  2006.  Numerical simulation  of  internal  tides  and  the resulting  energetics  within  Monterey Bay  and  the  surrounding  area. Geophys.  Res.  Lett .,  33:L12605. http://dx.doi.org/10.1029/2006GL02 6314.
Jackson,  C.  2007.  Internal  wave  detection using  the  Moderate  Resolution Imaging  Spectroradiometer  (MO DIS). J. Geophys. Res ., 112(C11012). http://dx.doi.org/10.1029/2007JC004 220.
Jan, S., C.S. Chern, J. Wang, and S.Y. Chao. 2007.  Generation  of  diurnal  K1 internal  tide  in  the  Luzon  Strait  and its  influence  on  surface  tide  in  the South  China  Sea. J.  Geophys.  Res.
Oceans, 112(6):1–13.  http://dx.doi. org/10.1029/2006JC004003.
Jan,  S.,  R.C.  Lien,  and  C.H.  Ting.  2008. Numerical study of baroclinic tides in Luzon  Strait. J.  Oceanogr., 64(5): 789–802.
Jhon,  C.,  R.  Christopher,  Sherwood,  G. Hernan,  Arango,  P.  Richard,  and Signell.  2005.  Performance  of  four turbulence  closure  models  imple- mented  using  a  generic  length  scale method. Ocean  Mod .,  8:81-113. http://dx.doi.org/10.1016/j.ocemod.20 03.12.003.
Kang, D. and O. Fringer. 2012. Energetics of Barotropic  and  Baroclinic  Tides  in the  Monterey  Bay  Area. J.  Phys. Oceanogr., 42(2):272–290.  http://dx. doi.org/10.1175/ 2010JPO4274.1.
Le  Provost,  C.  2003.  Ocean  tides  after  a decade  of  high  precision  satellite altimetry. Presentation in Swt JASON 1, Arles November 18-21 . Lyard, F., F. Lefevre, T. Letellier, O. Francis. 2006.  Modelling  the  global  ocean tides:  Modern  insights  from  FES 2004. Ocean  Dyn., 56(5-6):394–415. http://dx.doi.org/10.1007/s10236-006 -0086-x.
Madec  G.  2008. NEMO  ocean  engine . Perancis  (FR):  Note  du  Pole  de modelisation,  Institut  Pierre-Simon Laplace (IPSL). 242 p.
Munk, W.H. and C. Wunsch. 1998. Abyssal recipes  II:  Energetics  of  tidal  and wind  mixing. Deep  Sea  Res., 45:1977–2010.  http://dx.doi.org/10. 1016/S0967-0637(98)00070-3.
Nagai, T. and T. Hibiya. 2015. Internal tides and  associated  vertical  mixing  in  the Indonesian  Archipelago. J.  Geophys. Res.  Oceans, pages  3373–3390. http://dx.doi.org/10.1002/2014JC010
592.
Niwa,  Y.  and  T.  Hibiya.  2001.  Numerical study of the spatial distribution of the M2 internal tide in the Pacific Ocean. J.  Geophys.  Res., 106:22441–22449.
http://dx.doi.org/10.1029/2000JC000 770.
Niwa,  Y.  and  T.  Hibiya.  2004.  Three- dimensional  numerical  simulation  of M2  internal  tides  in  the  East  China Sea. J.  Geophys.  Res., 109:C04027. http://dx.doi.org/10.1029/2003JC001
923.
Niwa, Y. and T. Hibiya. 2014. Generation of baroclinic  tide  energy  in  a  global threedimensional  numerical  model with different spatial grid resolutions.
Ocean  Mod .,  80:59–73.  http://dx.doi. org/10.1016/j.ocemod.2014.05.003. Nugroho, D. 2017. The tides in a generalized circulation model in Indonesian Seas. Perancis (FR). Universite de Toulouse. 161 p.
Nugroho, D., A. Koch-Larrouy, P. Gaspar, F. Lyard, G. Reffray, and B. Tranchant. 2017.  Modelling  explicit  tides  in  the Indonesian seas: an important process for  surface  sea  water  properties,  in revision. Mar  Poll  Bul .,  131:7-18. http://dx.doi.org/10.1016/j.marpolbul. 2017.06.033.
Polzin,  K.L.,  J.M.  Toole,  J.R.  Ledwell,  and R.W.  Schmitt.  1997.  Spatial  varia bility  of  turbulent  mixing  in  the Abyssal  Ocean. Science, 276:93-96. http://dx.doi.org/10.1126/science.276. 5309.93.
Robertson, R. and A. Ffield. 2008. Baroclinic tides  in  the  Indonesian  seas:  Tidal fields  and  comparisons  to  obser- vations. J.  Geophys.  Res.  Oceans,
113(7):1–22.  http://dx.doi.org/10.10 29/2007JC004677.
St. Laurent, L. and C. Garrett. 2002. The role of  internal  tides  in  mixing  the  deep ocean. J.  Phys.  Oceanogr., 32:2882– 2899.  http://dx.doi.org/10.1175/1520- 0485(2002)032<2882:TROITI>2.0.C O;2. Tranchant,  B.,  G.  Reffray,  E.  Greiner,  D.
Nugroho,  A.  Koch-Larrouy,  and  P. Gaspar.  2016.  Evaluation  of  an operational
ocean model
configuration at 1/12 spatial resolution  for  the  Indonesian  seas.
Ocean  Phys .,  pages  1–49.  http://dx. doi.org/10.5194/gmdd-8-6611-2015.
Wang, X., S. Peng, Z. Liu, R.X. Huang, Qian Y-K, and Y. Li. 2016. Tidal mixing in the  South  China  Sea:  zn  estimate based  on  the  internal  tide  energetics.
J.  Phys.  Oceanogr., 46(1):107–124.
http://dx.doi.org/10.1175/JPO-D-15- 0082.1.
Zilberman,  N.V.,  J.M.  Becker,  M.A. Merrifield,  and  G.S.  Carter.  2009.
Model  estimates  of  M2  internal  tide generation  over  mid-atlantic  ridge topography. J.  Phys.  Oceanogr.,
39:2635–2651.    http://dx.doi.org/10.1 175/2008JPO4136.1. Diterima : 23 April 2018 Direview : 02 Mei 2018 Disetujui : 05 Juli 2018