## PROSES PERCAMPURAN TURBULEN DI KANAL LABANI, SELAT MAKASSAR

## TURBULENT MIXING PROCESSES IN LABANI CHANNEL, THE MAKASSAR STRAIT

## Yuli Naulita
Dept. Ilmu & Teknologi Kelautan, Fakultas Perikanan & Ilmu Kelautan, IPB, Bogor E-mail: naulita@ipb.ac.id

## ABSTRACT
Study on turbulent mixing processes in Labani Channel, the Makassar Strait, was conducted by using the INSTANT (International Nusantara Stratification And Transport) program dataset, in Juli 2005. The turbulent  mixing  process  was  evaluated  using  Thorpe  method,  where  the  overturning  eddies  were revealed  by  density  inversions  in  CTD  (Conductivity  Temperature  Depth)  profiles.  All  individual identified-overturn regions was validated by the GK’s test (Galbraith and Kelly test) where at first noise on CTD signals had been removed  by applying wavelet denoising.   A large number of overturn regions with Thorpe scale (L T ) less than 0.5 m were detected in the thermocline layer of Makassar Strait. Based on linear relationship between Thorpe and Ozmidov scale, order of magnitude of the turbulent energy kinetic  dissipation  rate  in  Labani  Channel  was  estimated  about  10 -11 -  10 -5 Wkg -1 and  density  eddy diffusivity K ρ (10 -6 – 10 -2 ) m 2 /s . The strong of turbulen mixing was found at the layer of  NPSW at 150 m depth and NPIW at 300 m depth, indicated by high values of K ρ (O = 10 -3 – 10 -2 m 2 s -1 ).  It reveals that turbulent mixing has an important role on determining ITF water mass character.
Keywoods:  turbulent  mixing,  wavelet  denoising,  overturn  region,  Thorpe  method,  Labani  Channel, Makassar Srait.

## ABSTRAK
Kajian mengenai proses percampuran turbulen di Kanal Labani, S. Makassar dilakukan dengan meng- gunakan arsip data INSTANT ( International Nusantara Stratification And Transport ) pada Juli 2005. Metode yang dipakai untuk mengkaji proses percampuran adalah metode Thorpe , dimana overturning eddies diindikasikan  oleh  inversi  yang  terjadi  pada  profil  densitas  CTD  ( Conductivity  Temperature Depth ).  Setiap  individu  wilayah overturn yang  teridentifikasi,  divalidasi  dengan  tes  massa  air  dari Galbraith  and  Kelly  dimana  sebelumnya noise pada  sinyal  CTD  telah  dihilangkan  dengan  aplikasi wavelet denoising .  Wilayah overturn dengan ukuran kurang dari 0,5 m banyak ditemukan pada lapisan termoklin S. Makassar.  Berdasarkan  relasi linier skala Thorpe dan skala Ozmidov , diketahui order of magnitude laju dissipasi energi kinetik turbulen  di perairan Kanal Labani berkisar 10 -11 - 10 -5 Wkg -1 dan  densitas diffusivitas eddy  K ρ (10 -6 – 10 -2 ) m 2 /s. Percampuran turburlen yang kuat ditemukan pada lapisan massa air NPSW pada kedalaman 150 m dan NPIW pada kedalaman 300 m, yang ditunjukkan oleh nilai K ρ yang tinggi (O = 10 -3 – 10 -2 m 2 s -1 ).  Hal ini mengindikasikan bahwa percampuran turbulen mempunyai peran penting dalam pembentukan karakter massa air ITF.
Kata kunci : percampuran turbulen, wavelet denoising, wilayah overturn , metode Thorpe , Kanal Labani, S. Makassar.

## I. PENDAHULUAN
Perairan Indonesia merupakan tempat satu-satunya terjadi arus lintas antar samudera di lintang rendah, yang dikenal dunia sebagai Indonesian  Throughflow (ITF)  atau  dalam
bahasa  Indonesia  disebut  Arus  Lintas  Indo- nesia  (Arlindo).  Untuk  melengkapi  penge- tahuan  dunia  mengenai the  great  conveyor belt dan  implikasinya  pada  perubahan  iklim dunia, banyak riset mengenai berbagai aspek dari ITF telah dilakukan. Salah satu hasil riset
menunjukkan bahwa percampuran turbulen di dalam  perairan  Indonesia  sangat  kuat,  dian- taranya  karena  kuatnya  pasut  dan  kompleks- nya  topografi  perairan  (Ffield  and  Gordon, 1992,  Hautala et  al .,  1996,  Koch-Larrouy et al .,  2008).    Pasut  internal,  yang    juga  mem- pengaruhi pembangkitan arus, sering teramati di perairan Indonesia. Menurut Koch-Larrouy et  al . (2007),  perairan  Indonesia merupakan satu-satunya  tempat  pembangkitan  pasut  in- ternal  yang  terjadi  di  dalam  basin  semi- terbuka. Sebagai akibatnya seluruh energi pa- sut  baroklinik  tetap  terperangkap  di  dalam perairan  internal  Indonesia,  menjadi  sumber energi utama proses percampuran.
Ada  dua  jalur  masuk  ITF  ke  dalam perairan internal Indonesia.  Jalur barat mela- lui  L.  Sulawesi,  dan  S.  Makassar,  L  Flores kemudian  ke  L.  Banda.    Jalur  kedua  sebagai jalur  sekunder  adalah  jalur  timur,  yaitu  me- lalui L. Maluku dan L. Halmahera dan masuk ke L. Banda.  Di sepanjang kedua jalur masuk ini,  massa  air  termoklin  S.  Pasifik  yang  di- bawa oleh ITF mengalami perubahan karakter. Dengan  menggunakan  model  termodinamik, Koch-Larrouy et al . (2008) menemukan sekit- ar 6 Sv aliran meninggalkan laut-laut Indone- sia dengan pengurangan densitas massa airnya. Percampuran  telah  merubah  massa  air  pada kedalaman  pertengahan  ( intermediate )  dan massa air permukaan. Densitas massa air per- tengahan  menjadi  lebih  ringan  sementara massa air permukaan menjadi lebih berat.
Sebagai  bagian dari jalur masuk uta- ma  ITF  di  bagian  barat,  proses  percampuran di  S.  Makassar  turut  menentukan  karakter massa air ITF. Ffield and Gordon (1992) me- nemukan kekuatan percampuran vertikal di S. Makassar  sangat  besar.  Dengan  mengguna- kan  arsip  data  CTD  ( Conductivity  Tempe- rature Depth ) dan persamaan 1-D persamaan adveksi  dan  difusi,  mereka  menemukan  arus pasut  sebagai  gaya  pembangkit  utama  per- campuran  menegak  yang  kuat  di  lapisan  ter- moklin  dengan  diffusivitas  menegak  lebih dari 10 -4 m 2 s -1 .  Kuatnya percampuran vertikal di S. Makassar juga dikemukakan oleh Hata- yama  (2004).  Dengan  menggunakan  model
2D non hidrostatik menghasilkan gelombang pasut  internal  yang  membangkitkan  percam- puran vertikal sebesar 6 x 10 -3 m 2 s -1 .
Untuk  memperoleh  gambaran  yang lebih rinci tentang kekuatan dan distribusi per- campuran  turbulen  di  dalam  kolom  perairan Kanal  Labani,  Selat  Makassar,  maka  dalam penelitian  ini  dilakukan  estimasi  kekuatan percampuran  turbulen  dengan  menggunakan profil densitas yang diperoleh dari data CTD. Penyempitan  selat  di  perairan  Kanal  Labani diharapkan membangkitkan percampuran tur- bulen  yang  besar.  Atmadipoera et  al. (2016) menemukan  lonjakan  drastis  nilai  energi  ki- netik (> 0,7 m 2 s 2 per unit massa) di sekitar Ka- nal  Labani  dimana kecepatan aliran  ITF me- ningkat  pesat  untuk  menjaga  keseimbangan volume  angkutan  ITF  di  perairan  ini.  Hasil penelitian  ini  diharapkan  dapat  memberikan informasi yang lebih rinci mengenai kekuatan dan distribusi kekuatan percampuran turbulen di  perairan  S.  Makassar  sehingga  dapat  me- lengkapi informasi tentang pembentukan mas- sa air ITF di dalam perairan internal Indonesia.

## II. METODE PENELITIAN

## 2.1.  Waktu dan Tempat Penelitian
Kegiatan  penelitian  dilaksanakan  di Laboratorium Oseanografi Fisik, Departemen ITK, FPIK-IPB dengan wilayah studi di Kanal Labani, perairan S. Makassar pada posisi 2,6 o - 5 o LS  dan  118,1 o –  118,8 o BT.  Pelaksanaan penelitian  dilakukan  mulai  12  Maret  sampai 30 Oktober 2015.

## 2.2. Analisis Data

## 2.2.1. Data CTD dan Arus
Data yang digunakan dalam penelitian ini  merupakan  hasil  ekspedisi International Nusantara  Stratification  And  Transport (INSTANT) ROTATION  Cruise 2005 , tang- gal  1-19  Juli  2005  pada  saat recovery  moo- ring  INSTANT  leg 3.  Instrumen  CTD  yang digunakan  adalah  CTD SBE  911  plus  dan luaran  ( output )  CTD  diproses  menggunakan program Sukondal-Pro .
Ada  12  stasiun  CTD  dan  2  stasiun moored -ADCP, yaitu “Makassar East” (MAK east)  dan  “Makassar  West”  (MAKwest) (Gambar  1).  Kedua  sistem mooring ini  di- pasang  di  sisi  timur  dan  barat  Kanal  Labani (berjarak 45 km), segaris dengan stasiun CTD 6,7,  dan  8.  Untuk  keperluan  studi  ini,  data CTD yang digunakan dibagi dalam 3 transek
Gambar  1.  Lokasi  perairan  wilayah  studi  di Kanal  Labani,  S.  Makassar  serta posisi  stasiun  CTD  dan  ADCP program INSTANT 2005.
melintang  timur-barat  ( section 1,  2  dan  3) sepanjang Kanal Labani. Section 1 terdiri dari 4 stasiun yaitu stasiun 9,10,11 dan 12. Section 2 terdiri dari 3 stasiun, yaitu stasiun 8,7 dan 6. Section 3 terdiri dari 4 stasiun, yaitu stasiun 2, 3, 4 dan 5. Jarak antar stasiun CTD sekitar ~ 20 km. (BRKP-DKP, 2005). Posisi setiap sta- siun  CTD  dan  kedalaman  perairan  disajikan pada Tabel 1.
Tabel 1.  Posisi stasiun CTD di perairan Kanal Labani, S. Makassar.
Stasiun Bujur ( o BT) Lintang ( o LS) Kedalaman (m) 1 118,5018722 -4,9995 557 2 118,1035306 -3,4984 781 3 118,3205083 -3,4963 1683 4 118,5422694 -3,5007 1967 5 118,7505861 -3,4958 1787 6 118,700325 -2,8506 1256 7 118,5314611 -2,8424 1804 8 118,3533528 -2,8492 787 9 118,1992667 -2,5998 850 10 118,4013833 -2,5956 2167 11 118,6000972 -2,5985 1814 12 118,8006361 -2,5995 771
Data arus yang digunakan dalam pene- litian  ini  diambil  dari  rekaman  data mooring Makwest  pada  posisi  2°51,888’LS,  118°27, 276’  BT.  Instrumen  yang  digunakan  dalam untaian mooring adalah currentmeter Sortek pada kedalaman 200m, Aquadopp pada keda- laman  400m,  RCM  pada  kedalaman  750m, ACM  pada  kedalaman  1500m,  dan  RDI LongRanger 75 kHz ADCP ( Acoustic Dopp- ler Current Profiler ) pada kedalaman 300 m. Rekaman  data  arus  dicatat  setiap  30  menit. Luaran  data mooring melewati  beberapa  tes Quality  Control (QC)  antara  lain,  kelengka- pan ( completeness ), pemotongan ( truncation ), echo  intensity ,  persentase  kualitas  ( percent good ) 70%, correlation magnitude antar seti- daknya  tiga beam sebesar  80%,  dan  mem- buang data-data outlier . Data ADCP juga di- koreksi  terhadap  rotasi  batimetri  perairan Kanal Labani.
Dari mooring MAKwest diperoleh re- kaman data arus selama 3 tahun (Juni 2004 - November  2006),  tetapi  sayangnya  karena observasi CTD dilakukan pada saat recovery dan redeployment ,  tidak  ada  data  arus  yang tersedia pada 6 - 9 Juli 2005. Oleh karena itu, kondisi  dinamik  perairan  Kanal  Labani  dije- laskan melalui kondisi  arus Juli 2005 (10-31 Juli  2005)  dengan  anggapan  bahwa  kondisi tersebut mewakili bulan pengamatan CTD.
2.2.2.  Metoda Pembersihan Noise: Wave-
let Denoising Untuk menghilangkan noise pada data CTD  digunakan  transformasi wavelet .  Ada tiga  tahapan  dalam wavelet  denoising yaitu dekomposisi  sinyal, thresholding dan  rekon- truksi. Dalam penelitian ini digunakan mother wavelet Daubechies db 9 dengan level of de- composition yang  tepat  untuk  menghasilkan sinyal  CTD  bersih.  Metode  yang  sama  dite- rapkan  Piera et  al. (2002)  pada  sinyal  CTD pada alat mikrostruktur profiler.  Sinyal yang telah  teruji  bersih  selanjutnya  digunakan  da- lam analisis Thorpe untuk identifikasi wilayah overturn .
2.2.3. Metoda Deteksi Overturn Region:

## Metoda Thorpe
Deteksi  wilayah overturn menggu- nakan metoda Thorpe dilakukan dengan me- nyusun ulang profil densitas hasil pengukuran ρ(z) menjadi profil densitas referensi (mono- tonik) ρ m (z). Ada dua nilai yang didapat dari profil  densitas  ini,  yaitu    fluktuasi  densitas yang didefinisikan sebagai ρ'(z) = ρ(z) - ρ m (z) dan  perpindahan Thorpe ( Thorpe  displace- ment )  d T (z)  yaitu  jarak  vertikal  individu partikel  fluida  (yaitu  nilai  densitas  tunggal) dari  profil  asli  ρ(z)  yang  harus  dipindahkan untuk menghasilkan profil densitas ρ m (z) yang stabil (Thorpe, 1977).
Semua  d T yang  teridentifikasi  divali- dasi  dengan  uji  massa  air  dari  Galbraith  dan Kelly  (1996)  yang  biasa  disebut  tes  GK. Threshold yang dipakai adalah 0,7 untuk me- minimalkan  tes  GK  menolak  beberapa over- turn riil  yang  biasanya berupa wilayah over- turn yang  kecil  (Stanfield et  al .,  2001).  Tes GK ini  menguji  keeratan hubungan suhu (T) dan salinitas (S) dalam wilayah overturn yang ditunjukkan oleh deviasi suhu (  T ) dan Sali- nitas (  S ).
Least square kurva fit dilakukan untuk setiap  titik  dalam  wilayah  individu overturn menggunakan  kovarian  T  dan  S,  ρ s =a s +b s S and ρ T =a T +b T T.  Deviasi antara observasi dan garis fit diukur dengan menghitung nilai rms ( root  mean  square )  dari  ρ  -  ρS  dan  ρ  -  ρT.
Pembagian  terhadap  rms  fluktuasi Thorpe akan mengukur deviasi T dan S terhadap fluk- tuasi  densitas  wilayah overturn yang  diduga (Galbraith dan Kelly, 1996).  Hanya turbulent patch yang  memiliki  hubungan  yang  erat antara ρ, T dan S yang dianggap sah.
Kemudian d T yang riil digunakan un- tuk  mengestimasi  ketebalan overturn  path yang  didefinisikan  oleh  skala Thorpe (L T ). Skala Thorpe adalah rms  dari  perpindahan vertikal (d T ),  yang dibutuhkan untuk reorder profil  dari  densitas  potensial  sehingga  stabil secara gravitasi, L T = <d 2 > 1/2 dimana  < > pro- ses perata-rataan.  Skala Thorpe dihitung un- tuk  setiap  individu overturn ,  yaitu  wilayah yang didefinisikan tidak stabil secara gravitasi pada  profil  densitas  dimana  nilai-nilai  pen- jumlahan d T sama dengan nol.

## 2.2.4. Metode Estimasi Parameter Tur- bulen
Sifat  turbulen  akan  dikaji  melalui  laju  dis- sipasi  energi  kinetik  dan kekuatan turbulen yang  ditunjukkan  oleh  diffusivitas  vertikal eddy K ρ .  Kedua  parameter  turbulen  ini  dihi- tung dengan memanfaatkan relasi linier antara skala Ozmidov (L O )  dan  skala Thorpe (L T ), Lo ≈ 0,8 L T yang diajukan oleh Dillon (1982) dan Crawford (1986).
Skala Thorpe proporsional dengan ukur- an eddy rata-rata sepanjang gradien den-sitas horizontal  rata-rata  lebih  kecil  daripada  gra- dien vertikal.  Skala Ozmidoz diberikan
oleh 2 / 1 3        N L o  ...........................         (1)
dimana  (  =  15/2  ν  (∂ u /∂ z ) 2 ,  ν  adalah koefisien  viskositas  kinematik  air  laut  pada suhu lokal, yang menggambarkan ukuran sifat hambatan bagi aliran fluida).
Penghitungan kekuatan turbulen dila- kukan dengan menghitung densitas diffusivi- tas eddy K ρ yang  dihitung  dari  , mixing  ef- ficiency T  dan buoyancy  frequency N (Osborn, 1980):
2 N K T     ………………..    (2)
dengan  konstanta mixing  efficiency 2 , 0   T yang diperoleh dari data pengukuran mikros- truktur (Oakey, 1982).  Dengan adanya relasi linier antara skala Ozmidov dan skala Thorpe , maka nilai diffusivitas vertikal eddy K ρ dapat dihitung melalui persamaan: K ρ ≈ 0,1. N. L T 2 .

## III. HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1.  Dinamika dan Massa Air di Perairan Kanal Labani, Selat Makassar
Untuk  memberi  gambaran tentang la- tar  belakang  proses  percampuran  maka  di- tinjau dinamika dan massa air di Kanal Labani, S.  Makassar. Stickplot arus  yang  disajikan pada  Gambar  2  merupakan  rekaman  ADCP pada beberapa kedalaman selama 10 – 31 Juli 2005. Rata-rata  kecepatan dan  arah arus se- lama  periode  waktu  tersebut  disajikan  pada Tabel 2.
Kecepatan arus di Kanal Labani relatif besar,  dan  pada  Juli  2005  tercatat  rata-rata nilainya  berkisar  0,31  –  0,56  ms -1 .  Hasil  pe- ngukuran ini adalah pada musim timur, dima- na kecepatan  arus cenderung lebih lemah  di- bandingkan musim barat. Penyempitan kanal akibat perubahan batimetri di tiap kedalaman adalah  penyebab  penguatan  aliran  arus  di Kanal Labani.
Stickplot arus pada Gambar 2 menun- jukkan variasi kekuatan arus pada lima lapisan kedalaman.  Keseluruhan  arah  arus  didalam kolom  perairan  Kanal  Labani  konsisten  me- ngarah ke selatan dengan kecepatan arus yang meningkat pada kedalaman 108– 258 m (0,50 - 0,56 ms -1 ). Penguatan arus pada posisi keda- laman pertengahan ini menunjukkan penguat- an  arus  oleh  aliran  ITF.  Untuk  mengetahui porsi  peran  pasut  dalam  total  arus  di  Kanal Labani  dilakukan  filter moving  average 24 jam komponen arus timur-barat (u) dan utara- selatan  (v).  Hasil  penyaringan  pasut  (tidak ditampilkan)  menunjukkan  kekuatan  pasut yang cukup besar di Kanal Labani dengan tipe pasut semidiurnal dan dominansi komponen v, yang searah aliran ITF. Kekuatan pasut yang besar dengan topografi dasar  yang kompleks akan  memicu  percampuran  yang  kuat  di dalam  Kanal  Labani.  Koch-Larrouy et  al . (2008)  menyebutkan  pasut  internal  menjadi sumber  energi  utama  proses  percampuran  di dalam  lapisan  termoklin  dan  berperan  besar dalam  menciptakan homostad  thermocline water , sebuah karakter khusus dari massa air outflow ITF, dimana suhu massa air termoklin relatif tetap  dengan perubahan salinitas  yang besar dari asalnya.
Gambar 2. Stick plot (m/s) pada kedalaman 18, 108, 158, 208 dan 258 m di S. Makassar selama 10- 31 Juli 2005. Arah utara ditunjukkan dengan orientasi panah arus ke atas (0°), dengan arah putar searah jarum jam (timur-90°; selatan-180°; barat-270°).
11 14 17 20 23 26 29 1 -1 0 1 Juli 2005 Agt Waktu -1 0 1 -1 0 1 -1 0 1 -1 0 1 K e ce p a ta n ( m /d e t) -1 0 1 58 m 18 m 108 m 208 m 258 m 158 m
Tabel 2.  Kecepatan dan arah arus rata-rata di S. Makassar 10 – 31 Juli 2005.
Kedalaman (m) Kecepatan (m/s) Arah ( o ) 18 0,31 168,10 58 0,41 169,96 108 0,50 167,58 158 0,56 166,75 258 0,54 164,72
Dari profil arus kemudian dilihat ins- tability di dalam kolom perairan dengan mela- kukan  estimasi shear arus  selama  Juli  2005. Nilai shear diperoleh  dari  perubahan  kom- ponen arus zonal (u) dan komponen arus meri- dional (v) terhadap kedalaman (z).
𝑆 2 =   ( 𝜕𝑢 𝜕𝑧 ) 2 + ( 𝜕𝑣 𝜕𝑧 ) 2 . …........................    (3)
Shear instability akan membangkitkan gelom- bang  internal,  yang  kemudian  pecah  dan menyediakan  energi  untuk  proses  percam- puran turbulen.  Deret waktu shear diperoleh dari rekaman ADCP, sayangnya kualitas data ADCP  hanya  baik  sampai  pada  kedalaman 250 m sehingga deret waktu shear hanya di- tampilkan sampai kedalaman tersebut (Gam- bar 3).  Lapisan dengan shear yang lebih besar terjadi pada kedalaman 150 m sampai 250 m
(warna  merah).  Terjadinya  penguatan  arus pada  sekitar  23  Juli  2005,  juga  menguatkan shear dalam kolom air bahkan sampai ke lapi- san  permukaan.
Untuk  melihat  sebaran  salinitas  dan  ka- rakter  massa  air  di  perairan  S.  Makassar  di- buat  distribusi  melintang  salinitas  pada  tiap transek dan TS diagram.  Massa air di perairan S.  Makassar  berasal  dari  S.  Pasifik  Utara (Hautala et al ., 1996, Ffiled and Gordon, 1992, Ffield and Gordon, 1996).   Lapisan inti massa air  bersalinitas  maksimum  pada  kedalaman 150 m  yang dikenal sebagai massa air North Pacific  Subtropical  Water (NPSW)  sedang- kan lapisan inti S min pada kedalaman 300 m adalah North  Pacific  Intermediate  Water (NPIW) (Gambar 4 kiri).  Nilai salinitas pada lapisan inti Smaks semakin berkurang sejalan dengan  aliran  ITF  memasuki  perairan  Kanal Labani, dari section 1, ke section 2 dan 3.  Hal ini  secara  kualitatif  menunjukkan  adanya proses percampuran di sepanjang aliran ITF di S. Makassar. Dari TS Diagram yang disajikan pada Gambar 4 kanan, terlihat karakter massa air  pada  dua  stasiun  pada section 3,  yaitu stasiun  2  dan  3  (hijau),  berbeda  dengan  ka- rakter massa air pada stasiun lainnya.
Sepanjang isopiknal σ θ = 23,19 dan 25,29, terjadi   percampuran  isopiknal  yang  menye- babkan berkurangnya nilai inti lapisan Smaks NPSW, dari >34,9 psu  di section 1  menjadi
Gambar 3.  Deret waktu shear (s -2 ) selama 11-  31 Juli 2005 di Kanal Labani, S. Makassar. Kondisi shear yang relatif kuat pada kedalaman 150 – 250 m (warna merah), ber- potensi membangkitkan percampuran turbulen.
Time P re ssu re ( d b a r) 11-Jul 13-Jul 15-Jul 17-Jul 19-Jul 21-Jul 23-Jul 25-Jul 27-Jul 29-Jul 31-Jul 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240
-8 -6 -4 -2 S 2 (s -2 )
distance (km) P re ss ur e ( db) 0 10 20 30 40 50 60 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 22.0986 23.1945 24.2904 25.3864 26.4823 Salinity (psu) P o te n ti a l Te m p e ra tu re (  C) 34 34.1 34.2 34.3 34.4 34.5 34.6 34.7 34.8 34.9 35 10 15 20 25 30 st. 9                   st.10             st.11                     st 12 NPSW NPIW NPSW NPIW No Data
Gambar 4. Sebaran melintang salinitas pada section 1 (kiri) dan Diagram TS massa air (kanan) di Kanal Labani, S. Makassar
34,8 psu di section 2, lalu menurun drastis di section 3 (stasiun 2 dan 3), menjadi 34,6 psu. Sementara  itu  di  lapisan  dalam,  inti  lapisan Smin NPIW, tetap bertahan dengan nilai 34,7 psu.
Jika dilihat dari batimetri perairan Ka- nal Labani, tampaknya massa air ITF terbatas pada  kedalaman  yang  besar  (lebih  dari  1000 m) dan mengalir memasuki perairan L. Flores. Karakter massa air yang berbeda pada kedua stasiun pada sisi timur bagian bawah dari sec- tion timur-barat ini (st. 2 dan 3) juga menun- jukkan  bahwa  massa  air  dengan  pengaruh daratan  Kalimantan  dan  L.  Jawa  tidak  jauh masuk ke S. Makassar melewati Kanal Labani.
3.2.    Percampuran  Turbulen  di  Perairan Kanal Labani, Selat Makassar
3.2.1. Uji Perpindahan  Thorpe (Thorpe dis- placement)
Kajian mengenai  proses  percampuran turbulen  dilakukan  dengan  mengidentifikasi perpindahan Thorpe (d T ) yang mengindikasi- kan  terjadinya overturning  eddy .  Semua  d T yang  teridentifikasi  divalidasi  dengan  tes massa  air  dari  Galbraith  and  Kelly  (1995) sehingga  hanya  d T yang  riil  yang  digunakan untuk  menghitung  ketebalan overturn  path . Uji dengan tes GK akan membuang d T palsu, yang secara statistik tidak menunjukkan bah-
wa massa air dalam wilayah individu overturn tersebut  memiliki  keeratan  hubungan  antara nilai  suhu,  salinitas  dan  densitasnya.  Hal  ini ditunjukkan  oleh  d T besar  pada  kedalaman 850- 1000 m (Gambar 5a).  Jika dilihat pada profil  menegak  densitas  observasi  (merah) dan densitas reorder (hitam)  pada Gambar 5d, wilayah overturn palsu  tersebut  disebabkan oleh spike pada  salinitas.  Sebaliknya  dT  riil yang  lolos  uji  tes  GK  (Gambar  5b.),  mem- perlihatkan adanya inversi densitas pada pro- fil densitasnya (Gambar 5c).

## 3.2.2.  Distribusi Wilayah Overturn
Selanjutnya dari d T riil dihitung skala Thorpe (L T )  yang  diperoleh  dari root  mean square dari  d T .  Nilai  skala Thorpe menun- jukkan ketebalan overturn path .  Dengan latar belakang buoyancy frequency (N 2 ) berkisar O (10 -4 -10 -2 )  s -2 (Gambar  6a), hasil  analisis Thorpe menunjukkan wilayah overturn lebih banyak  ditemukan  pada  lapisan  termoklin dibandingkan dengan lapisan dibawahnya (le- bih dari 450 m) (Gambar 6b).  Kolom perairan Kanal  Labani,  S. Makassar terstratifikasi  de- ngan kuat, dimana lapisan termoklin dimulai hanya beberapa meter dari permukaan sampai kedalaman  450m  Salah  satu  kemungkinan yang  menyebabkan  banyaknya  wilayah overturn di lapisan termoklin adalah pecahnya
a. Sebelum tes GK       b. Lolos tes GK            c.  Profil d T riil           d. Profil d T palsu
Gambar 5.  Perpindahan Thorpe sebelum (a) dan sesudah (b) tes massa air Galbraith and Kelly (1996),  inversi  densitas  pada  wilayah overturn riil  (c)  dan  profil  densitas  pada wilayah overturn palsu (d).
gelombang  internal  (Klymak et  al. ,  2010, Moum and Smith, 2001). Akan tetapi wilayah overturn di Kanal Labani, hanya sedikit  dite- mukan dalam skala panjang turbulen 5 m-an, umumnya hanya berukuran kurang dari 0,5 m (Gambar 6).
Jika  ditinjau  dari  posisi  kedalaman massa  air  termoklin  S.  Makassar,  wilayah overturn ini berada di dalam lapisan massa air NPSW  dan  NPIW  (Gambar  7).  Hal  ini  me- ngindikasikan  proses  percampuran  turbulen berperan besar dalam pembentukan massa air ITF  yang  merubah  nilai  salinitas  lapisan  inti kedua massa air S. Pasifik Utara ini.  Secara spasial, distribusi wilayah overturn pada sec- tion 1,  2,  dan  3,  menunjukkan    wilayah overturn pada  sisi  timur  S.  Makassar  relatif lebih  banyak  dan  tersebar  dalam  seluruh  ko- lom perairan daripada sisi barat S. Makassar.

## 3.2.3.  Kekuatan Percampuran Turbulen
Kekuatan percampuran turbulen dikaji melalui  estimasi  nilai  laju  dissipasi  energi kinetik  Ɛ  dan  densitas  diffusivitas eddy K ρ . Dibatasi  oleh  resolusi  sensor  tekanan,  suhu dan  konduktifitas  pada  CTD,  laju  dissipasi energi  kinetik  Ɛ  yang  mampu  terdeteksi  de-
ngan  menggunakan  metode Thorpe hanya sampai  O  (10 -11 )  W  kg -1 sehingga order  of magnitude yang ditemukan di Kanal Labani, S. Makassar  pada  Juni  2005  berada  dalam kisaran O (10 -11 – 10 -5 ) Wkg -1 .  Kekuatan tur- bulen  yang  digambarkan  oleh  nilai  densitas vertikal eddy diffusivitas K ρ berkisar O (10 -6 - 10 -2 ) m 2 s -1 .  Nilai K ρ yang relatif tinggi O (10 -3 -10 -2 )  m 2 s -1 umumnya  ada  pada  posisi  keda- laman lapisan massa air NPSW dan NPIW.
Percampuran turbulen di dalam kolom perairan terjadi karena adanya gangguan pada stabilitas  vertikal,  diantaranya  disebabkan oleh shear ,  gesekan  angin  dan  pecahnya  ge- lombang  internal  ( internal  wave breaking ). Peristiwa pecahnya gelombang internal dapat disebabkan oleh topografi dasar perairan yang menyempit  seperti  Kanal  Labani,  adanya halangan  di  dasar  perairan  seperti sill atau bukit di dasar laut.  Jika melihat adanya variasi kekuatan arus pada kedalaman di bawah pik- noklin,  maka  dapat  diduga  adanya shear stress aliran ITF berpotensi memicu ketidak- stabilan ( instability ).  Kondisi arus pada No- vember  2006  (tidak  ditampilkan)  menunjuk- kan  arah  aliran  ITF  berbalik  ke  utara  pada kedalaman 350 m.
-30 -20 -10 0 10 20 30 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 m P re s s u re ( d b ) -30 -20 -10 0 10 20 30 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 m 26.97 26.98 26.99 27 27.01 27.02 27.03 367 368 369 370 371 372 373 374 27.2 27.4 27.6 27.8 28 860 880 900 920 940 960 980
a. Profil N 2 b.   Histogram skala Thorpe (L T )
Gambar 6.  Profil Bouyancy frequency N 2 (a) dan Histogram skala Thorpe (L T ) pada lapisan ter- moklin (10- 450 m) (abu-abu muda) dan dibawah kedalaman 450 m (abu-abu tua) di perairan Kanal Labani, S. Makassar, Juni 2005.
Gambar 7.  Distribusi skala Thorpe pada ketiga section dan profil salinitas S. Makassar pada Juni 2005.
Instability oleh shear dapat  ditunjuk- kan  oleh  nilai Richardson  number ,  Ri  = N 2 /shear 2 ,  yang  lebih  kecil  dari  0,25,  tetapi nilai ini tidak merefeksikan mekanisme yang melatarbelakangi  percampuran  turbulen  ter- sebut (Depleche et al. , 2010). Untuk mengkaji hubungan  antara  kestabilan  yang  diwakili oleh  nilai  N 2 dan  ketidakstabilan  oleh shear
terhadap wilayah overturn maka dibuat diag- ram  seperti  Gambar  8.  Garis  dalam  gambar adalah Ri = 0,5 dan Ri =0,25. Dari Gambar ini terlihat  bahwa  ada  mekanisme  lain  yang memicu  terjadinya  percampuran  turbulen  di Kanal Labani tetapi skala Thorpe besar (5m- an)  yang  ditunjukkan  dengan  warna  merah, jelas dipicu oleh shear instability .
0 2 4 6 x 10 -4 0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 N 2 (s 2 ) P re ssu re ( d b a r) 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 4.5 5 5.5 6 0 50 100 150 200 250 300 350 400 L T (m) J u m la h 0 1 2 3 4 5 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 L T (m) P re ssu re ( d b a r) 0 1 2 3 4 5 0 1 2 3 4 5 st12 st11 st10 st 9 st 8 st 7 st 6 st 2 st 3 st 4 st 5 33.5 34 34.5 35 35.5 Salinity (psu) T e m p e ra tu re ( o C) NPSW NPIW section 1 section 2 section 3 Section 2 Section 1 Section 3
0 1 2 3 x 10 -3 0 0.5 1 1.5 x 10 -3 Shear (s 2 ) N 2 ( s 2 ) 0.0 1.3 2.5 3.8 5.0 L T (m)
Kemungkinan  pemicu  lain  proses percampuran  turbulen  di  S.  Makassar  adalah gelombang  Kelvin  (Pujiana et  al .,  2013). Ketidakstabilan  kolom  air  pada  kedalaman lapisan bawah piknoklin menjadi  lebih besar selama perioda sinyal-sinyal gelombang Kel- vin  teramati  di  S.  Makassar,  yaitu  akhir  Mei dan  Desember  2004,  Mei,  Juni  2005  dan November 2005. Propagasi ke arah utara ge- lombang  Kelvin  di  dalam  lapisan  piknoklin (50 - 450 m) mengurangi transport aliran ITF ke selatan sampai 2 Sv serta menginduksi ke- naikan  diffusivitas  menegak.  Pujiana et  al . (2013)mencatat besar nilai diffusivitas mene- gak selama kejadian gelombang Kelvin yang kuat bervariasi dari 1 sampai 5 x 10 5 m 2 s -1 .

## IV. KESIMPULAN
Percampuran  turbulen  relatif  kuat  di Kanal Labani, yang ditunjukkan oleh nilai K ρ yang  mencapai order  of  magnitude O  (10 -3 - 10 -2 )  m 2 s -1 pada    bulan    Juli    2005.      Untuk wilayah Overturn dengan skala besar (5m-an), pemicu  pembangkitan  proses  percampuran
berkaitan dengan shear instability , yang akan membangkitkan gelombang internal yang ke- mudian pecah dan menyediakan energi untuk proses  percampuran  turbulen.  Wilayah over- turn yang  banyak  ditemukan  dalam  lapisan termoklin  menunjukkan  proses  percampuran turbulen  ini  berpotensi  menentukan  karakter massa air ITF.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Ucapan terima kasih disampaikan ke- pada program  INSTANT hasil kerjasama in- ternasional Indonesia, Amerika Serikat, Aus- tralia,  Belanda,  dan  Perancis  untuk  peng- gunaan  data mooring MAKeast  dan  MAK- west  serta  data    CTD cast di  perairan  Kanal Labani,  S.  Makassar.  Ucapan  terima  kasih juga  disampaikan  kepada  KEMENRISTEK DIKTI  untuk  pendanaan  penelitian  melalui skema Penelitian Unggulan Perguruan Tinggi tahun 2015. Ucapan terima kasih disampaikan kepada  Mitra  Bestari  atas  komentar  dan  ma- sukan untuk penyempurnaan artikel ini.
Ri = 0.5
Ri = 0.25
Gambar 8.  Hubungan antara shear , buoyancy frequency (N 2 ), dan skala Thorpe di Kanal Labani, S. Makassar.

## DAFTAR PUSTAKA
Atmadipoera, A.S., S.M. Horhorum, M. Purba, dan D.Y. Nugroho. 2016.  Variasi  spa- sial dan temporal Arlindo di Selat Ma- kassar. J. Ilmu dan Teknologi Kelaut- an Tropis , 8(1):299-320.
Delpeche, N.C., T. Soomere, and M.J. Lilover. 2010.  Diapycnal  mixing  and  internal waves in the Saint John River Estuary, New  Brunswick,  Canada  with  a  dis- cussion  relative  to  the  Baltic  Sea. J.
Estonian Eng . 16:157-175.
Dillon, T.M. 1982. Vertical overturn: a com- parison of Thorpe and Ozmidov length scales. J.  Geophys.  Res .,  87(C12): 9601-9613.
Ffield,  A.  and  A.  L.  Gordon.  1992,  Vertical mixing in the Indonesian thermocline, J. Phys. Oceanogr ., 22:184-195.
Ffield, A. and A. Gordon. 1996. Tidal mixing signatures  in  the  Indonesian  Seas. J. Phys., 22:1924-1937.
Galbraith,  P.S.  and  D.E.  Kelly.  1995.  Iden- tifying  overturns  in  CTD  profiles. J. Atmos Oceanic Technol ., 13:688-701. Hautala,  S.  J.  Reid,  and  N.  Bray.  1996.  The distributionand  mixing  of  Pacifi  c water masses in the Indonesian seas. J, Geophysical Res., 101:12,375-12,389.
Hatayama,  T.  2004.  Transformation  of  the Indonesian throughflow water by ver- tical  mixing and its  relation  to  tidally generated internal waves. J. Oceanogr . 60:569-58.
Koch-Larrouy, A., G. Madec,  P. Bouruet-Au- 0bertot, T. Gerkema, L. Bessiéres, and R.  Molcard.    2007.    On  the  transfor- mation  of  Pacific  Water  into  Indone- sian  ITW  by  internal  tidal  mixing. Geophys.  Res.,  Letter, 10.1029/2006 GL028405.
Klymak, J.M., S. Legg, and R. Pinkel. 2010. A simple parameterization of turbulent tidal  mixing  near  supercritical  topog- rafphy. J.  Amer.  Met.  Soc .,  40:2059-
2074.
Koch-Larrouy, A., G. Madec, D. Iudicone, A. Atmadipoera, and R. Molcard.  2008. Physical processes contributing to the water  mass  transformation  of  the Indonesian Througflow. Ocean Dyna- mics . DOI 10.1007/s10236-008-0154-
5.
Moum,  J.N.  and  W.D.  Smith.  2001.  Upper ocean  mixing  processes.  Academic Press. Oregon-USA. 3093-3100pp.
Oakey,  N.S.  1988. Estimate of mixing infer- red  from  temperature  and  velocity microstructure. In: Small scale turbu- lence and mixing in the ocean. Nihoul, J.C. and B. M. Jamart ( eds. ). Elsevier Oceanography Series, 46:239-247. Osborn, T.R. 1980. Estimates of the local rate of  vertical  diffusion  from  dissipation measurements. J.  Phys.  Oceanogr ., 10(8):3-8.
Piera, J., E. Roget, and J. Catalan. 2002.  Tur- bulent  patch  identification  in  micro- structure  profiles:  a  method  based  on wavelet denoising and Thorpe displa- cement  analysis. J.  Atmos.  Oceanic Technol ., 19:1390-1402.
Pujiana,  K.,  A.L.  Gordon,  and  J.  Sprintall. 2013.  Intraseasonal  Kelvin  wave  in Makassar strait. J. G eophys. Res. 118: 2023-2034.
Stansfield, K., C. Garret, and R. Dewey.  2001. The  probability  distribution  of  the Thorpe displacement within overturns in  Juan  de  Luca  Strait .  J.  Phys.  Oce- anogr ., 24:3421-3434.
Thorpe, S.A. 1977.  Turbulence and mixing in a Scottish Loch. Philos. Trans. R. Soc. London Ser. A., 286:125-181.
Diterima : 15 April 2016 Direview : 16 Juni 2016 Disetujui : 26 Juni 2016