## PERCAMPURAN TURBULEN DI SELAT OMBAI

## TURBULENT MIXING IN OMBAI STRAIT
Yulianto Suteja 1* , Mulia Purba 2 , dan Agus S. Atmadipoera 2
1 Program Studi Ilmu Kelautan, Fakultas Kelautan dan Perikanan, Universitas Udayana, Bali
* E-mail: yuliantosuteja@gmail.com
2 Departemen Ilmu dan Teknologi Kelautan, FPIK-IPB, Bogor

## ABSTRACT
Ombai  Strait is  one  of  the  exit  passages  of  Indonesian  Throughflow  (ITF)  which  conveys  hotspot  of strong internal tidal energy. Internal tide is the one of main energy which causes mixing processes in the oceans and could lead to changes in water mass characteristics. The purpose of this research was to estimate the turbulent mixing by using Thorpe analysis. Nine CTD cast were obtained for one tidal cycle (24 hours) in Ombai Strait. The results showed the average value of the turbulent mixing is 833.5  x  10 -4 m 2 s -1 ,  the  highest  found  in  deep  homogeneous  layer  (2383.4x  10 -4 m 2 s-1),  followed  by mixed  surface  layer  (103.0  x  10 -4 m 2 s -1 )  and  thermocline  (14.2  x  10 -4 m 2 s -1 ).  This  Turbulent  mixing value is much higher than the previous measurement in Indonesian Sea. This is presumably due to the strong internal tidal energy and its interaction with existing deep sill in Ombai Strait.
Keywords : Indonesian throughflow (ITF) , Ombai Strait, turbulent mixing

## ABSTRAK
Selat Ombai merupakan salah satu jalur keluar Arus Lintas Indonesia (Arlindo) yang  memiliki energi pasut  internal  yang  kuat.  Pasut  internal  merupakan  energi  utama  yang  menyebabkan  proses percampuran  di  lautan  dan  dapat  menyebabkan  perubahan  karakteristik  massa  air.  Tujuan  dari penelitian  ini  adalah  untuk  mengestimasi  nilai  percampuran  turbulen dengan  menggunakan analisis Thorpe. Sembilan kali Penurunan CTD dilakukan selama satu periode pasang surut (24 jam) di Selat Ombai. Hasil penelitian menunjukan bahwa rata-rata nilai percampuran turbulen sebesar 833,5 x 10 -4 m 2 s -1 , dengan nilai tertinggi didapatkan pada lapisan dalam yang hampir homogen (2383x 10 -4 m 2 s -1 ), diikuti lapisan permukaan tercampur (103,0 x 10 -4 m 2 s -1 ) dan lapisan termoklin (14,2 x 10 -4 m 2 s - 1 ). Nilai percampuran turbulen ini jauh lebih tinggi dibandingkan dengan pengukuran sebelumnya di perairan  Indonesia.  Hal  ini  diduga  karena  adanya  energi  pasut  internal  yang  kuat  serta  interaksinya dengan awang dalam yang ada di Selat Ombai.
Kata kunci : arus lintas Indonesia (Arindo), Selat Ombai, percampuran turbulen

## I. PENDAHULUAN
Sirkulasi  termohalin  merupakan  sir- kulasi skala global yang menghubungkan se- mua  lautan  yang  ada  di  dunia,  salah  satunya adalah Arus  Lintas  Indonesia (Arlindo)  yang menghubungkan Samudra Pasifik dengan Sa- mudra  Hindia.  Hasil  observasi  menunjukkan terdapat  dua  lintasan  Arlindo.  Lintasan  per- tama (lintasan barat) merupakan lintasan uta- ma  yang  membawa  sekitar  11,6  +  3,3  Sv  (1 Sv  =  10 6 m 3 s -1 )  massa  air  Samudra  Pasifik Utara  yaitu  dari  lapisan  termoklin  ( North
Pacific Subtropical Water , NPSW) dan lapis- an  bawah  termoklin  ( North  Pacific  Inter- mediete Water , NPIW). Massa air pada linta- san barat  masuk melalui  Selat  Mindanao ke- mudian  ke  Laut  Sulawesi  dan  juga  mengalir ke Selat Makassar. Sebagian kecil pada mas- sa  air    lintasan  barat  (sekitar  2,6  Sv)  keluar ke  Samudra  Hindia  melalui  Selat  Lombok dan  sebagian  besar  berbelok  ke  arah  timur menuju  ke  Laut  Flores  kemudian  ke  Laut Banda  (Ffield  dan  Gordon,  1992;  Gordon, 2005;  Gordon et  al. ,  2008,  Sprintall et  al. , 2009). Lintasan timur merupakan lintasan se-
kunder  yang membawa  sekitar 2,5 Sv massa air  dari  lapisan  yang  lebih  dalam  Samudra Pasifik  selatan  ( South  Pacific  Subtropical Lower  Thermocline  Water, SPSLTW)  dan memberikan kontribusi yang lebih kecil. Lin- tasan  timur  masuk  melalui  Laut  Maluku  dan Laut  Halmahera  kemudian  mengalir  ke  Laut Banda  (Wyrtki,  1961;  Ilahude  dan  Gordon, 1996; Gordon, 2005; Van Aken et al. , 2009). Di  Laut  Banda  massa  air  dari  lintasan  barat dan  timur  bergabung,  kemudian  keluar  me- nuju  Samudra  Hindia  melalui  Selat  Ombai sebanyak  4,9  Sv  dan  Laut  Timor  sebanyak 7,5  Sv  (Ffield  dan  Gordon,  1992;  Gordon, 2005, Sprintall et al. , 2009).
Massa  air  yang  mengalir  dari  Samu- dra  Pasifik  ke  Samudra  Hindia  melalui  Arli- ndo mengalami perubahan pada karakter ma- ssa  air.  Hasil  pengukuran  salinitas  massa  air Arlindo  menunjukkan  terjadinya  perubahan pada  aliran masuk dan keluar,  yaitu salinitas massa  air  NPSW  dari  34,90  menjadi  34,54 dan  massa  air  NPIW  dari  34,35  menjadi 34,47. Perubahan salinitas ini mengindikasik- an bahwa di perairan Indonesia terjadi proses percampuran  pada  vertikal  yang  sangat  kuat (Ffield  Gordon,  1996;  Hatayama,  2004; Robertson  dan  Ffield,  2005;  Koch-Larrouy, 2007; Atmadipoera et al. , 2009).
Proses percampuran vertikal dapat di- sebabkan oleh topografi yang kasar, misalnya awang/ sill ,  selat,  dan  gelombang  internal. Berbagai  hasil  pemodelan  2  dimensi  dan  3 dimensi  menunjukkan  bahwa  perairan  Indo- nesia  merupakan  wilayah  yang  dicirikan  de- ngan nilai  pasang surut  (pasut) internal  yang kuat,  yaitu  pada  transfer  energi  dari  pasut barotropik  ke  pasut  baroklinik  sekitar  10  % dari  jumlah  transfer  di  seluruh  lautan  (1,1 TW)  (Carrere  dan  Lyard,  2003).  Pasut  inter- nal  yang  kuat  ini  merupakan  energi  utama dan proses inti untuk  mentransformasi massa air Arlindo yang menuju Samudra Hindia.
Salah  satu  perairan  Indonesia  yang memiliki  nilai  pasut  baroklinik  yang  tinggi adalah  pada  Selat  Ombai,  yang  kecepatan arus pasut internalnya paling kuat di perairan Indonesia yaitu lebih dari 0,5 m/s (Robertson
dan  Ffield,  2005).  Topografi  Selat  Ombai yang  memiliki  awang  dengan  arus  pasut  in- ternal  yang  kuat  menjadikan  Selat  Ombai memiliki potensi yang besar untuk terjadinya proses  percampuran  turbulen.  Namun  de- mikian,  belum  diketahui    besarnya  nilai  per- campuran turbulen yang terjadi yang dikarak- terisasi  oleh  nilai  vertikal  difusivitas  eddy. Tujuan dari penelitian ini adalah mengetahui nilai  percampuran  turbulan  dengan  menges- timasi  pada vertikal eddy  difusivitas di  Selat Ombai.

## II. METODE PENELITIAN

## 2.1.  Waktu dan Lokasi Penelitian
Penelitian ini dilaksanakan pada tang- gal 9 - 22 Juli 2010 bersama dengan pelayar- an INDOMIX 2010. Lokasi penelitian adalah di  Selat  Ombai  (8.24967  LS  125.3857  BT dan  8.28383  LS,  125.2440  BT)  (Gambar  1). Untuk Pengolahan data dilakukan di Labora- torium Oseanografi Fisika dan  Laboratorium Data  Processing Fakultas  Perikanan  dan Ilmu  Kelautan,  Institut  Pertanian  Bogor (IPB).

## 2.2.  Akuisisi Data
Data temperatur, salinitas, dan tekan- an  diperoleh  dengan  menggunakan Conduc- tivity  Temperature  Depth (CTD) Sea-Bird Electronics (SBE)  911 Plus .  Pengambilan data  CTD  dilakukan  sebanyak  sembilan  kali penurunan  selama 24 jam dengan kedalaman yang  berbeda-beda.  Data  CTD  yang  diolah hanya  berasal  dari  data downcast .  Pengolah- an  data  CTD  menggunakan  perangkat  lunak SBE  Data  Processing 7.21a  dengan  tahapan pengolahan standar.

## 2.3.  Penentuan Lapisan Kolom Air
Pada  penelitian  ini  dilakukan  pemi- sahan  kolom  air  menjadi  tiga  lapisan,  yaitu lapisan  tercampur,  lapisan  termoklin,  dan lapisan homogen di bagian dalam. Penentuan lapisan  ini  didasarkan  pada  gradien  densitas kolom  perairan.  Menurut  Lorbacher et al. (2005)  pembagian  lapisan  berdasarkan
gradien lebih  realistis  dibandingkan  de- ngan menggunakan temperatur, karena profil temperatur  tidak  selalu  memberikan  stratifi- kasi vertikal secara tepat.
Lapisan tercampur ditentukan dengan menghitung  gradien =  0,02  dengan  titik acuan densitas permukan. Bila gradien le- bih  dari  0,02  maka  lapisan  tersebut  dikate- gorikan  sebagai  lapisan  termoklin  (Cisewski et  al. ,  2005).  Batas  antara  lapisan  termoklin dan  lapisan  dalam  yang  homogen  dilihat secara visual dari data densitas yang di cross cek dengan data temperatur, batasnya  adalah daerah  dimana  nilai  densitas  tidak  menurun tajam terhadap kedalaman. Kedalaman lapis- an  tercampur,  termoklin  dan  lapisan  homo- gen  di  bagian  dalam  berbeda-beda  pada  se- tiap penurunan CTD.

## 2.4.  Analisis Data
Pengolahan data juga dapat dilakukan dengan menggunakan perangkat lunak Ocean
Data  View (ODV)  4.1.3,  Microsoft  Excel 2007, dan Matlab versi 7.10.0.499 (R2010a). Sebelum  mengestimasi  difusivitas  vertikal eddy
,  terlebih  dahulu  ditentukan  nilai Thorpe displacement , skala Thorpe , panjang skala ozmidov , frekuensi Brunt -Väisälä ,  dan  tingkat  energi  kinetik  di-
sipasi  turbulen  eddy .  Nilai didapat dengan  cara  menyusun  ulang  profil  densitas yang  didapatkan  dari  data  CTD  ke  dalam bentuk  stabilitas  statis.  Sebagai  gambaran, kita  dapat  bayangkan  profil  densitas  vertikal dengan n buah sampel dan  densitas yang diobservasi  pada  kedalaman .  Jika  sampel pada  kedalaman dipindahkan  kedalaman untuk membentuk kondisi stabilitas statis, maka Thorpe displacement dapat  dihitu- ng  dengan  menggunakan  persamaan  (Dillon, 1982; Finnigan et al. , 2002):
…………….………… (1)
Gambar 1.  Lokasi penelitian di Selat Ombai.
Nilai positif (negatif) menunjukkan bahwa massa  air  akan  bergerak  ke  atas  (ke  bawah). Setelah  kalkulasi  nilai ,  dilakukan  peng- halusan  pada  data  menggunakan  metode Galbraith  dan  Kelley  (GK).  Perhitungan diperoleh  dengan  menggunakan  persamaan berikut (Dillon, 1982):

## …….……………  (2)
dimana adalah Thorpe  displacement pada kedalaman dan adalah  jumlah  sampel.
Setiap  nilai didapatkan  dari  hasil  perata- rataan buah  sampel  pada  kedalaman  yang diinginkan.  Perata-rataan  nilai penelitian ini dilakukan dengan cara membagi kedalam- an perairan menjadi tiga lapisan dengan kete- balan  masing-masing  lapisan  sebesar (m). Ketiga  lapisan  ini  adalah  lapisan  tercampur, lapisan  termoklin,  dan  lapisan  homogen  di bagian dalam.
Nilai  skala  Thorpe  pada  setiap  lapisan dipergunakan untuk menghitung skala Ozmi- dov dengan  menggunakan  persamaan (Dillon, 1982):
.…….….……………….  (3)
Selanjutnya  dilakukan  perhitungan  frekuensi Brunt-Väisälä pada  tiap  kedalaman menggunakan persamaan (Park et al. , 2008):
…...…………………  (4)
dimana adalah background densitas  pe- rairan, adalah  gradien  densitas  terhadap perubahan kedalaman (1 m), dan adalah percepatan  gravitasi  bumi  (9.79423  m/s 2 ). Tingkat energi kinetik disipasi turbulen eddy pada  tiap  kedalaman diperoleh  dengan persamaan  (Ozmidov,  1965  in  Park et  al ., 2008):
…………………………..  (5)
Nilai difusivitas vertikal eddy pada tiap kedalaman diperoleh  melalui  persamaan berikut (Park et al ., 2008):
………………..…………….  (6)
adalah  efisiensi mixing (0,2)  (Osborn,
1980).  Rata-rata  difusivitas  vertikal  eddy pada  tiap  lapisan  dengan  kedalaman dihitung  dengan  persamaan  (Ferron et  al. , 1998):
…...…………………………  (7)

## III. HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1. Lapisan Kolom perairan
Lapisan tercampur merupakan lapisan yang memiliki  temperatur  yang hampir sera- gam dan paling tinggi. Kedalaman lapisan ini berkisar antara 0 m sampai 21-71 m. Lapisan paling tebal didapatkan pada ulangan 5-2 dan paling  tipis  pada  ulangan  5-7.  Perbedaan ketebalan lapisan ini diduga dipengaruhi oleh aktifitas  gelombang  internal  di  lokasi  pene- litian.  Pada  saat  puncak  gelombang  internal melewati  kolom  perairan,  lapisan  tercampur akan  termampatkan  dan  akan  menjadi  lebih tipis, namun lapisan tercampur akan menjadi lebih  tebal  bila  dilewati  oleh  lembah  gelom- bang internal. Hal ini dijelaskan oleh Li et al. (2000) bahwa gelombang internal merupakan salah  satu  penyebab  perbedaan  tingkat  ke- tebalan  lapisan  tercampur  selain  kecepatan tiupan angin.
Lapisan  termoklin  terletak  di  bawah lapisan tercampur dan merupakan lapisan di- mana  temperatur  turun  secara  drastis  terha- dap  kedalaman.  Lapisan  termoklin  di  Selat Ombai  juga  memiliki  rata-rata  penurunan temperatur  >  0,1 o C  per  satu  meter.  Lapisan termoklin  memiliki  kedalaman  batas  atas antara  22–72  m  dan  kedalaman  batas  bawah antara  196-254  m.  Perbedaan  ini  diduga karena  adanya  aktivitas  gelombang  internal dimana  letak  lapisan  atas  termoklin  akan lebih  dangkal  atau  dalam  jika  pucak  atau
lembah  gelombang  internal  melewati  kolom perairan.  Lapisan  dalam  yang  homogen  di Selat  Ombai  memiliki  kedalaman  batas  atas antara 255 – 197 m dan kedalaman batas ba- wah  antara  408  –  1549  m.  Batas  bawah lapisan  dalam  pada  penelitian  ini  sangat  ter- gantung dari kedalaman penurunan CTD.

## 3.2.  Stabilitas Statis
Hasil  pehitungan  frekuensi  Brunt- Väisälä untuk semua CTD di Selat Om- bai menunjukkan adanya kecendrungan ting- kat kestabilan massa air yang rendah pada la- pisan  permukaan  tercampur  (rata-rata  1,6  x 10 -3 s -1 ), tinggi di lapisan termoklin (rata-rata 14,8  x  10 -3 s -1 )  dan  rendah    kembali  di lapisan dalam (rata-rata 2,4 x 10 -3 s -1 ) seperti ditunjukkan  pada  Gambar  2.  Tinggi  rendah- nya nilai pada suatu lapisan sangat ditentu- kan  oleh  gradien  suhu  dan  salinitas  yang akan  mempengaruhi  gradien  densitas.  Pada lapisan tercampur dan lapisan dalam, gradien densitas  tidak  terlalu  tinggi  sehingga  nilai juga  rendah.  Pond  dan  Pickard  (1983)  men- jelaskan  tingginya  nilai di  lapisan  termo- klin  disebabkan  adanya  lapisan  pycnocline. Dijelaskan juga bahwa semakin tinggi nilai pada suatu lapisan, maka stabilitas statis dari lapisan tersebut semakin besar.

## 3.3.  Estimasi Skala Thorpe
Hasil pengukuran CTD  menunjukkan bahwa profil menegak densitas perairan Selat Ombai  dicirikan  oleh  data  instabilitas  statis (Gambar  2)  artinya  kondisi  suatu  perairan memungkinkan  terjadi  proses displacement . Contoh  ketidakstabilan  disajikan  pada  Gam- bar  3a,  jika  kotak  hijau  pada  Gambar  3a diperbesar  maka  akan  didapatkan  gambar ketidakstabilan yang lebih jelas (Gambar 3b). Pada Gambar 3b terlihat bahwa massa air pa- da  densitas  tinggi  (kotak  hitam  garis  putus- putus) berada di atas massa air  yang berden- sitas  rendah  (kotak  hitam  garis  titik-titik). Pada  Gambar  3  terlihat  juga  bila  densitas awal ( garis biru ) massa  air  dapat   disusun ulang  ( reordering )  ke  kondisi  densitas stabilitas  statis  (garis  merah)  maka  banyak
massa air  yang berubah posisinya dari  posisi awal  ke  posisi  baru  (ditunjukkan  dengan anak  panah  di  Gambar  3b).  Jarak  per- pindahan massa air ke posisi baru menghasil- kan Thorpe displacement . Adanya noise pada  instrumen  CTD (Galbraith  dan  Kelley,  1996)  dan  gerakan naik  turun  kapal  selama  pengambilan  data (Johnson  dan  Garrett,  2004)  mengakibatkan timbulnya  bias  pada  nilai .  Data  bias  ini dihaluskan  dengan  metode  GK  ( Galbraith and  Kelley ).  Dari  perhitungan  metode  GK didapatkan nilai minimum displacement yang bisa dideteksi  CTD adalah  > 5 m,  ini berarti yang  kurang  dari  5  m  akan  dihilangkan (Gambar 4). Pada Gambar 4a  terlihat nilai masih tersusun oleh data bias (lebih jelas ter- lihat  di  kotak  garis  titik-titik),  sedangkan  di Gambar 4b nilai yang kurang dari 5 m su- dah  dihilangkan  (lebih  jelas  terlihat  di  kotak garis  putus-putus).  Data  yang  dipakai  untuk perhitungan  selanjutnya  adalah  data  yang sudah dihaluskan oleh metode GK.
Nilai keseluruhan  data  CTD  Selat Ombai  menunjukkan  nilai  yang  tinggi  pada lapisan  permukaan,  rendah  pada  lapisan  ter- moklin dan meningkat kembali di lapisan da- lam  (Gambar  5).  Pada  Gambar  5  terlihat  la- pisan permukaan tercampur memiliki nilai berkisar  antara  -51  m  sampai  dengan  -31  m. Tinggi  rendahnya  nilai lapisan  permukaan tercampur  diduga  berkaitan  dengan  kecepat- an  tiupan  angin  di  lokasi  penelitian.  Hal  ini dijelaskan Cisewski et al. (2005) bahwa ada- nya  korelasi  positif  antara  kecepatan  tiupan angin dan nilai lapisan tercampur.
Lapisan  termoklin  memiliki  nilai yang  paling  rendah  yaitu  berkisar  antara  -10 m sampai 27 m (Gambar 5). Dijelaskan oleh Thorpe (2007) bahwa lapisan termoklin  ada- lah  lapisan  yang  memiliki  tingkat  stabilitas statis yang paling tinggi (Gambar 1) sehingga nilai displacement -nya, d ,  menjadi  rendah. Nilai tertinggi  ditemukan di  lapisan  dalam stasiun  5-6  dengan  kisaran  nilai  -240  m sampai 342 m (Gambar 5). Tingginya nilai di  lapisan  dalam  disebabkan  nilai  stabilitas statis lapisan yang rendah (Gambar 1). Polzin
seluruh CTD di Selat Ombai.
Gambar 3.  Perbandingan antara densitas awal dan densitas stabilitas statis untuk seluruh kedalaman (a), bila kotak hijau pada gambar (a)  diperbesar maka akan terlihat bahwa massa air densitas rendah (kotak hitam garis titik-titik) berada di bawah massa air densitas tinggi (kotak hitam garis putus-putus) (b).
Gambar 4.  Perbandingan data Thorpe displacement sebelum diterapkan  metode GK (a) dan sesudah diterapkan metode GK (b). Contoh data noise lebih jelas terlihat di kotak garis titik-titik dan yang sudah dihaluskan di kotak garis putus-putus.
et al. (1997) menjelaskan displacement yang tinggi  di  dasar  laut  disebabkan  juga  oleh adanya  interaksi  antara  tofografi  dasar  de- ngan  arus  yang  melintas  atasnya.  Ditambah- kan oleh Robertson dan Ffield (2005) bahwa Selat  Ombai  merupakan  salah satu  daerah di perairan  Indonesia  yang  memiliki  kecepatan arus  pasut  yang  paling  tinggi  yaitu  mencai 0,5 m/s.
Nilai  skala  Thorpe dari  tiap  pe- nurunan  CTD  berbeda-beda  tergantung  dari besar  kecilnya  nilai dan  jumlah  massa  air yang mengalami displacement , sehingga pro- fil vertikal (Gambar 6) sama dengan profil vertikal displacement (Gambar  5).  Lapisan
permukaan  tercampur,  termoklin,  dan  dalam memiliki nilai masing-masing berkisar 0- 24,41  m;  5-16,97  m;  dan  20,19-106,89  m. Adanya perbedaan tingkat stabilitas di setiap lapisan  perairan  juga  menyebabkan  ter- jadinya perbedaan nilai .
3.4. Energi Kinetik Disipasi Turbulen
Eddy dan Difusivitas Vertikal Eddy Nilai rata-rata estimasi energi kinetik disipasi turbulen eddy Selat Ombai pada
semua lapisan adalah 4,22 x 10 -6 W kg -1 , se- dangkan untuk nilai pada setiap lapisan disa-
Gambar 5. Thorpe displacement data CTD Selat Ombai.
sajikan  pada  Gambar  7.  Dari  Gambar  7  ter- lihat  bahwa  nilai di  lapisan  termoklin  pa- ling kecil (1,36 x 10 -6 W kg -1 ) dibandingkan dengan  lapisan  permukaan  tercampur  dan lapisan dalam yang hampir homogen, hal ini disebabkan  oleh  rendahnya  nilai dan yang memiliki korelasi linier dengan nilia . Nilai  energi  kinetik  tertinggi    (12,24  x  10 -6 W  kg -1 )  berada  pada  lapisan  dalam  yang hampir  homogen,  hal  ini  dijelaskan  oleh Finnigan et  al. (2002)  bahwa  peningkatan mixing di  daerah  dekat ridge disebabkan makin  men-dekatnya  kolom  air  dengan topografi dasar.
Nilai  difusivitas  vertikal  eddy untuk  lapisan  tercampur,  termoklin,  dan  da- lam dari 9 profil CTD di Selat Ombai disaji- kan pada Tabel 1. Di lapisan tercampur nilai K z dari  9  profil  CTD  bervariasi  antara  0,0 sampai  423,4  x  10 -4 m 2 s -1 dengan    rerata K z sebesar  103,0  x  10 -4 m 2 s -1 .    Fluktuasi  nilai yang paling kuat terjadi di lapisan dalam, yang berkisar  yaitu antara 1,4 x 10 -4 sampai 15605,7 x 10 -4 m 2 s -1 dengan rerata sekitar 2383,4 x 10 -4 m 2 s -1 .  Rerata K z yang paling rendah  terjadi  di  lapisan  termoklin  dengan nilai  sekitar  14,2  x  10 -4 m 2 s -1 .  Secara keseluruhan di 3 lapisan kedalaman (lapisan
Gambar 6. Nilai skala Thorpe Selat Ombai.
Gambar 7.  Grafik energi kinetik disipasi turbulen eddy Selat Ombai.
Tabel 1.  Nilai difusivitas vertikal eddy di Selat Ombai.
Stasiun difusivitas vertikal eddy (m 2 s -1 )
Lapisan Tercampur (x 10 -4 ) Lapisan Termoklin (x 10 -4 ) Lapisan Dalam (x 10 -4 ) 5-1 423,4 1,2 378,5 5-2 120,2 0,4 3050,7 5-3 129,2 0,7 292,1 5-4 124,6 6,5 94,7 5-5 0,0 21,2 342,6 5-6 6,1 78,7 15605,7 5-7 10,8 9,8 3.66,4 5-8 195,9 7,8 1,4 5-9 31,9 1,7 1318,1 Rata-Rata 103,0 14,2 2383,4
tercampur, termoklin, dan dalam) nilai rerata difusivitas  vertikal  eddy  Selat  Ombai  adalah 833,5  x  10 -4 m 2 s -1 .  Sebagai  perbandingan, hasil  pengukuran  langsung  nilai K z dengan alat Vertical  Microstructure  Profiler (VMP) di  Selat  Ombai  (stasiun  5.5),  yang  mana  pe- ngukuran VMP dilakukan hampir bersamaan dengan  pengukuran  CTD  dalam  pelayaran INDOMIX,  bervariasi  antara  1.2  sampai  9.7 x  10 -4 m 2 s -1 dengan  nilai maksimum sekitar  2300  x  10 -4 m 2 s -1 (Bouruet-Aubertot et al. , 2015). Nilai yang diestimasi secara tidak  langsung  dengan  analisis  Thorpe  cen- derung  lebih  tinggi  dibandingkan  dengan estimasi  langsung  dengan  VMP.  Namun  de- mikian,  terdapat  kesamaan  pola  fluktuasi untuk  nilai ,  dimana  nilai K z lebih  rendah di lapisan termoklin dibandingkan dengan K z di lapisan dalam.
Hasil  penelitian  Koch-Larrouy et  al. (2007)  mendapatkan  nilai  rata-rata se- besar  1,5  x  10 -4 m 2 s -1 untuk  perairan  umum Indonesia. Diduga tingginya nilai di Selat Ombai  ini  sangat  terkait  dengan  kuatnya gelombang  internal  yang  ada  di  daerah  ini. Hal  in  dijelaskan  oleh  Robertson  dan  Ffield (2005)  bahwa  Selat  Ombai  merupakan  da- erah  yang  memiliki  pasut  internal  yang  pa- ling  kuat  di  perairan  Indonesia  dan  Ambang Ombai yaitu merupakan salah satu daerah
pembangkit pasut baroklinik.
Lapisan  termoklin  Selat  Ombai  me- miliki  Nilai paling rendah, hal  ini diduga karena tingkat stabilitas statisnya yang tinggi (Gambar  1).  Nilai lapisan  thermoklin  ini lebih  tinggi  dari  yang  didapat-kan  Field  dan Gordon  (1992)  sebesar  1  x  10 -4 m 2 s -1 dan Purwandana et  al .  (2014)  di  Selat  Alor sebelah selatan yang beriksar antara 0,1 x 10 -
4 m 2 s -1 – 9,6 x 10 -4 m 2 s -1 . Nilai di lapisan termoklin  Selat  Ombai  ini  lebih  kecil dibandingkan  dengan  nilai yang  didapat- kan Hatayama (2004) di Ambang Dewakang dari  hasil  simulasi  yang  mencapai  60  x  10 -4 m 2 s -1 dan  Purwandana et  al .  (2014)  di  Selat Alor sebelah utara yang mencapai 29,0 x 10 -4 m 2 s -1 . Ditambahkan Hatayama (2004) bahwa tingginya  nilai di  Ambang  Dewakang disebabkan oleh adanya arus M 2 yang sangat intens  dan  andanya  interaksi  antara  gelom- bang  lee  dan  gelombang  permukaan.  Rata- rata  nilai pada  lapisan  dalam  sebesar 2383,4 x 10 -4 m 2 s -1 , nilai ini hampir sama de- ngan yang didapatkan oleh Hatayama (2004) pada dasar Sill Dewakang (2000 x 10 -4 m 2 s -1 ). Lukas e t al. (2001) menjelaskan bahwa ting- ginya  nilai pada  daerah  ambang  diduga karena  adanya  interaksi  gelombang  internal dan shear dengan topografi dasar perairan.

## IV. KESIMPULAN
Perairan  Selat  Ombai  memiliki  nilai difusivitas  vertikal  eddy  yang  secara  keselu- ruhan lebih tinggi dibandingkan perairan um- um Indonesia, namun ditemukan juga variasi nilai  difusivitas  vertikal  eddy  di  lapisan  ko- lom  perairan  yang  berfluktuasi  bila  diban- dingkan  dengan  beberapa  tempat  di  perairan indonesia.  Nilai  difusivitas  vertikal  eddy yang tertinggi didapatkan pada lapisan dalam yang  hampir  homogen  (225-197  m  sampai 408-1549  m),  lalu  diikuti  oleh  lapisan  per- mukaan  tercampur  (0  m  sampai  21-27  m), dan  paling  rendah  di  lapisan  termoklin  (22- 72  m  sampai  196-254  m).  tingginya  nilai difusivitas vertikal eddy pada daerah ambang diduga  karena  adanya  interaksi  gelombang internal  dan shear dengan  topografi  dasar perairan

## UCAPAN TERIMA KASIH
Ucapan  terima  kasih  kepada  panitia pelayaran  INDOMIX  2010  yang  telah memberikan  kesempatan  mengikuti  pengam- bilan  data  lapangan  serta  kepada  team  pene- liti  INDOMIX  2010  dan  kru  kapal Marion Dufresne atas  kerjasama  yang  baik  selama proses  pelayaran.  Penelitian  ini  didanai  oleh hibah penelitian  DIKTI melalui skema kerja- sama luar negeri dan publikasi internasional.

## DAFTAR PUSTAKA
Atmadipoera,  A.,  R.  Molcard,  G.  Madec,  S. Wijffels,  J.  Sprintall,  A.  Koch  La- rrouy,  I.  Jaya,  and  A.  Spangat.  2009. Characteristics  and  variability  of  the Indonesian  throughflow  water  at  the outflow  straits. Deep-See  Res.  Pt.  I ., 56:1942-1954.
Bouruet-Aubertot, P., Y. Cuypers, B. Ferron, D.  Dausse,  O.  Ménage,  A.  Atma- dipoera, and I. Jaya. 2015. Parameter- ization  of  energy  dissipation  and  tur- bulent  mixing  in  the  Indonesian Throughflow from INDOMIX experi-
ment. J.  Phy.s  Oceanogr., http://dx. doi.org/10.1175/JPO- D -11-095.1. Carrere, L. and F. Lyard. 2003. Modeling the barotropic  response  of  the  global ocean  to  atmospheric  wind  and  pre- ssure  forcing  -  comparisons  with  ob- servations. Geophys. Res, Lett. , 30(6),
1275. doi:10.1029/2002GL016473.
Cisewski,  B.,  V.H.  Strass,  and    H.  Prandke.
2005. Upper-ocean vertical mixing in the  Antarctic  polar  front  zone. Deep- Sea Res. Pt. II , 52:1087-1108.
Dillon,  T.M.  1982.  Vertical  overturns:  a comparation  of  Thorpe  and  Ozmidov length  scale. J.  Geophys,  Res. ,  87: 9601-9613.
Ferron, B., H. Mercier, K. Speer, A. Gargett, and  K.  Polizin.  1998.  Mixing  in  the Romanche  Fracture  Zone. J.  Phys. Oceanogr. , 28:1929-1945.
Ffield,  A.  and  A.L.  Gordon.  1992.  Vertical mixing in the Indonesian thermocline. J. Phys. Oceanogr. , 22:184-195.
Ffield,  A.  and  A.L.  Gordon.  1996.  Tidal mixing  signature  in  the  Indonesian Seas. J.  Phys  Oceanogr., 26:1924- 1936.
Finnigan  T.D.,  D.S.  Luther,  and  R.  Lukas.
2002. Observation of enhanced diapy- cnal mixing near the Hawaiian Ridge. J. Phys. Oceanogr ., 32:2988-3002.
Galbraith,  P.S.  and  E.  Kelley.  1996.  Iden- tifying  overturn  in  CTD  profiles. J. Atmos. Ocean Tech ., 13:688-702.
Gordon,  A.L.  2005.  Oceanography  of  the Indonesian  Seas  and  their  Through- flow. Oceannography , 18:14-27.
Gordon,  A.L.,  R.D  Susanto,  A.  Ffield,  B.A. Huber, W. Pranowo, and S. Wirasan- toso.  2008.  Makassar  Strait  through- flow,  2004  to  2006. Geophys.  Res.
Lett., 35:1-5.
Hatayama  T.  2004.  Transformation  of  the Indonesian  throughfow  water  by  ver- tical mixing and it relation to tidal ge- nerated  internal  wave. J.  Oceanogr ., 60:569-585.
Ilahude,  A.G.  and  A.  Gordon.  1996.  Ther- mocline stratification within the Indo- nesian  Seas. J.  Geophys.  Res. ,  101: 12401-12409.
Johnson,  H.L.  and  C.  Garrett.  2004.  Effects of  noise  on  Thorpe  scale  and  run lengths. J.  Phys.  Oceanogr .,  34:2359 -2372.
Koch-Larrouy  A.,  G.  Madec,  P.  Bouruet- Aubertot,  and  T.  Gerkema.  2007.  On the  transformation  of  Pacific  Water into  Indonesian  Throughflow  water by  internal  tidal  mixing. Geophys.
Res. Lett ., 34:1-6.
Lorbacher,  K.,  D.  Dommenget,  P.P.  Niiler, and  A.  Kohl.  2005.  Ocean  mixed layer  depth:  a  subsurface  proxy  of Ocean-Atmosphere  variability.  San Diago:  The  ECCO  Report  Series. 60p.
Lukas,  R.,  F.  Santiago-Mandujano,  F.  Bing- ham,  and  A.  Mantyla.  2001.  Cold bottom  water  events  observed  in  the Hawaii  Ocean  time  series:  imply- cation  for  vertical  mixing. Deep-Sea Res ., 48:995-1021.
Osborn,  T.R.  1980.  Estimates  of  the  local rate  of  vertical  diffusion  from  dis- sipation  measurement. J.  Phys.  Oce- anogr. , 10:83-89.
Park, Y.H., J.L. Fuda, I. Durand, and A.C.N. Garabato.  2008.  Internal  tides  and vertical  mixing  over  the  Kerguelen
Plateau. Deep-Sea  Res.  Pt.  II., 55: 582-593.
Polzin  K.L.,  J.M.  Toole,  J.R.  Ledwell,  and R.W.  Schmitt.  1997.  Spatial  variabi-
lity  of  turbulent  mixing  in  the  Aby- ssal Ocean. Science , 276:93-96.
Pond,  S.  and  G.L.  Pickard.  1983.  Introduc- tory dynamical oceanography. 2 nd ed. Pergamon Press. Oxford. 329p. Purwandana,  A.,  M.  Purba,  dan  A.S.  Atma- dipoera.  2014.  Distribusi  percampur- an  turbulen  di  perairan  Selat  Alor. Indonesian  J.  of  Marine  Science , 19(1):43-54. Robertson, R. and A.  Ffield.  2005. M 2 baro- clinic tides  in  the  Indoensian Seas. J. Oceanogr ., 18:62-73.
Sprintall, J., S.E. Wijffels, R. Molcard, and I.
Jaya.  2009.  Direct  estimation  of  the Indonesian  throughflow  entering  the Indian  Ocean:  2004-2009. J.  Geo- phys. Res ., 114:1-19.
Thorpe, S.A. 2007. An Introduction to Ocean Turbulence.  Cambridge:  Cambridge University Press. 235p.
Van  Aken,  H.M.,  I.S.  Brodjonegoro,  and  I. Jaya.  2009.  The  deep-water  motion through  the  Lifamatola  Passage  and its  contribution  to  the  Indonesian Throughflow. Deep-Sea  Res, 56: 1203 -1216.
Wyrtki K. 1961. Scientific Results of Marine
Investigations of the South China Sea and  the  Gulf  of  Thailand.  Naga Report Volume 2. California: Univer- sity of California. 195p.
Diterima : 24 Desember 2014 Direview : 8 Juni 2015 Disetujui : 16 Juni 2015