## PERCAMPURAN TURBULEN YANG DIPICU TOPOGRAFI DI PERAIRAN PAPARAN KONTINEN JOGASHIMA, TELUK SAGAMI, JEPANG

## TOPOGRAPHICALLY INDUCED TURBULENCE ON CONTINENTAL SHELF OFF JOGASHIMA, SAGAMI BAY, JAPAN
Yuli Naulita
Departemen Ilmu dan Teknologi Kelautan, Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan, Institut Pertanian Bogor, Bogor; Email: naulita@ipb.ac.id

## ABSTRACT
Direct turbulence measurements using TurboMAP over a “small ridge” on the continental shelf off  Jogashima,  Sagami  Bay,  Japan    revealed  an  active  layer  of  topographically  induced turbulence.  The active layer  (  = 10 -7 - 10 -6 W kg -1 )  located at  mid-depth  of 200 – 250 m, occurred  on  alternate  side  of    “small  ridge”  depending  on  the  direction  of  the  tidal  current. This active layer was accompanied by rebounded-isopycnal surfaces 26.0 - 26.1 σ θ , in which all in  qualitative  manner  showed  an  internal  hydraulic  flow  control  on  the  shelf.  The  turbulence friction  velocity  was  two  order  of  magnitude  lower  than  observed-  in  this  active  layer explaining a less role of bottom friction than hydraulic flow to the high turbulence layer.
Keywords: topographically induced turbulence, continental shelf, internal hydraulic flow

## ABSTRAK
Observasi  langsung  mikrostruktur  menggunakan  TurboMAP    yang  melewati  sebuah  halangan berupa “bukit” di  perairan  paparan  kontinen  pesisir  pantai  Jogashima,  Teluk  Sagami,  Jepang, menunjukkan adanya lapisan aktif yang dipicu oleh topografi perairan.  Lapisan aktif  (  = 10 -7 - 10 -6 W kg -1 ) berada pada kedalaman pertengahan 200 - 250 m, muncul secara bergantian pada ke dua sisi “bukit” tergantung pada arah arus pasut.  Lapisan aktif  ini  diikuti oleh lengkungan isopiknal  σ θ 26,0  –  26,1,  yang  secara  kualitatif    menunjukkan  adanya  indikasi  kontrol  aliran internal hydraulic di atas paparan.   Perhitungan turbulence friction velocity yang memiliki nilai besaran dua order of magnitude lebih  kecil daripada nilai  yang teramati, menunjukkan bahwa turbulen gesekan dasar terlalu rendah untuk menjelaskan kuatnya lapisan turbulen yang terjadi dibandingkan dengan hydraulic flow .
Kata kunci : turbulen, topografi perairan, paparan kontinen, aliran hidrolik internal

## I. PENDAHULUAN
Proses  percampuran  di  perairan paparan  kontinen  dapat  disebabkan  oleh berbagai  proses  oseanik  tetapi  utamanya oleh pasang surut (pasut) internal, soliton , internal  hydraulic dan  turbulensi  lapisan tepi (boundary  layer  turbulence )  (Lien and Gregg, 2001).  Pasut  barotropik yang kuat  mengalir  melintasi shelf  break dapat membangkitkan beam  of  internal  tides yang  menjalar  ke  perairan  dalam  dan perairan  paparan.    Pasut  barotropik  juga dapat  menimbulkan internal  hydraulic
dan  menghasilkan  turbulen  yang  kuat. Berbagai proses oseanik  ini menyebabkan kerumitan proses percampuran  di  wilayah pesisir  dibandingkan  dengan  di  laut terbuka.    Sayangnya  pengamatan  proses percampuran di perairan paparan kontinen masih  relatif  sedikit  sehingga  sering  kali ditarik kesimpulan  bahwa percampuran di sepanjang    perairan  paparan  kontinen tidak lebih besar daripada yang   terjadi di lapisan termoklin laut terbuka (Dewey and Crawford,  1988;  Zulicke et  al .,  1998; Simpson et  al .,  1996).  Pengabaian  terha- dap  pengaruh  detail  kecil  batimetrik
paparan  kontinen  juga  menyebabkan banyak coastal  model mengestimasi  nilai yang lebih rendah terhadap shelf-averaged mixing di  perairan coastal  shelf .  Padahal seperti  halnya  topografi  ekstrim  di  laut terbuka  seperti submarine  canyon dan gunung  laut  yang  meningkatkan  percam- puran  setidaknya  satu order  of  magnitude (Lueck et  al .,  1983;  Toole et  al. ,  1997), topografi  dasar  perairan  paparan  kontinen juga  berperan  besar  dalam  mekanisme turbulensi  di  wilayah  pesisir.    Nash  and Moum  (2001),  menyatakan  meskipun coastal shelf dibentuk oleh lekuk batimetrik yang relatif kecil, tetapi bentuk demikian  secara  nyata  mempercepat  arus rata-rata ( mean current ) dan memodifikasi shear menegak,  menguatkan  gradien densitas  dan  mengurangi  ambien  aliran terstratifikasi.    Oleh  karena  itu topogra- phically  induced-turbulence di  perairan paparan  kontinen  perlu  diperhitungkan sebagai  fraksi  yang  cukup besar  dari total percampuran di wilayah pesisir.
Untuk  memahami  proses  percam- puran  turbulen  di  perairan  paparan  konti- nen telah dilakukan observasi mikrostruk- tur  secara  berulang  pada  posisi  stasiun yang sama pada musim  panas  tahun 2007 sampai    2010  di  pesisir  Jogashima,  Teluk Sagami,  Jepang.    Pada  tahun-tahun  ini, Naulita  and    Kitade  (2011)  menemukan distribusi  laju  dissipasi  energi  kinetik turbulen  yang khas di perairan paparan kontinen,  yaitu  adanya  lapisan  aktif turbulen  berbentuk beam-like  structure serta  adanya mid-slope  mixing di  atas lereng paparan. Mid-slope mixing meng- indikasikan adanya topographically induced-turbulence dimana salah satu cara topografi  membangkitkan  turbulen  adalah melalui  loncatan  aliran downslope .    Iso- piknal akan miring ketika aliran menyem- pit  melewati  halangan;  energi  potensial selanjutnya dikonversi ke energi kinetik di sisi downstream dari  puncak  halangan, dimana  akan  terbentuk  percepatan  aliran densitas (Nash and  Moum, 2001).
Dengan  tujuan  untuk    memahami mekanisme topographically induced- turbulence ,  maka  tulisan  ini  mencoba untuk  menunjukkan  karakter  lapisan  aktif turbulen  akibat  topografi  dasar  perairan serta  menguraikan  kemungkinan  proses- proses  yang memicu terbentuknya lapisan aktif  turbulen  tersebut.    Diharapkan  tulis- an  ini  dapat  memberikan  informasi  ten- tang topographically  induced-turbulence yang kemungkinan besar banyak terjadi di perairan  pesisir  Indonesia  yang  diketahui memiliki  topografi  dasar  perairan  yang kompleks. Dengan pengetahuan ini misalnya  dapat  membantu  estimasi  porsi kekuatan  percampuran  yang  disebabkan kompleksitas  dasar  perairan  lintasan Arlindo  yang  massa  airnya  diketahui memiliki  karakter  khas  karena  proses percampuran  yang  kuat  di  dalam  perairan internal Indonesia.

## II.  METODE PENELITIAN

## 2.1.  Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian  ini  merupakan  hasil observasi  mikrostruktur  yang  dilakukan pada  bulan  Juli  2010  di    pesisir  Jogas- hima,  Teluk  Sagami,  Jepang.    Stasiun pengamatan  terletak  pada    139 o 31.8’  – 139 o 32.5’BT;  35 o 08’LU  yang  terdiri dari  transek    sejajar  dengan  garis  pantai (S1-S4),  melewati  sebuah  “ bukit“ yang merupakan  bagian  dari spur Miura sepanjang  ~  3.8  km  dan  transek  tegak lurus  pantai  (T1-T6)  sepanjang  8  km  ke arah  laut  lepas.    Posisi  kedua  transek disajikan pada Gambar 1.

## 2.2.  Analisis Data
Observasi  percampuran  turbulen dengan  melakukan  pengukuran  terhadap parameter  turbulen dan dinamika perairan wilayah  studi.    Pengukuran  turbulensi dilakukan  dengan  menggunakan Turbu- lence  Ocean  Microstructure  Acquisition Profiler (TurboMAP,  oleh JFE  Advan- tech )  dan  dinamika  perairan  dari  hasil
Gambar  1.    Posisi  stasiun  pengukuran  mikrostruktur  TurboMap    transek  sejajar  pantai (S1- S4), transek tegak lurus pantai (T1-T6) dan stasiun moored -ADCP (  ) di  perairan  Jogashima,  Teluk  Sagami,  Jepang.    Inset:  Teluk  Sagami, Jepang.
pengukuran  ADCP  ( Acoustic  Doppler Current  Profiler )  ( RD  Instruments  work horse 300  KHz).  TurboMAP  adalah  ins- trumen free-falling yang  kecepatan  jatuh- nya diatur pada 0.65 m s -1 .   Instrumen ini dapat  menghasilkan  data  laju  perubahan velositas, suhu  resolusi rendah, kondukti- vitas,  tekanan,  tiga  dimensi  akselerasi (sumbu  x,y  dan  z)  dan  data  temperatur resolusi  tinggi.    Akurasi  dan  resolusi sensor TurboMAP disajikan pada Tabel 1. Instrumen  TurboMAP  mencatat  data  dari permukaan sampai ke dasar perairan tetapi pengukuran hanya terbatas sampai kedalaman 500 m jika kedalaman perairan lebih  dari  500  m.    Data  suhu  resolusi rendah TurboMAP diperoleh dari termometer  kawat  platinum  sedangkan
suhu resolusi tinggi diperoleh dari termis- tor  FP07.    Data shear sesaat dz du / ' dan gradien  temperatur dz dT / ' diekstrasi  dari shear mentah  yang  teramati  dan  data gradien  suhu  dengan  menggunakan high- pass  Butterworth  filter .  Data  tekanan disaring  dengan  menggunakan low-pass Butterworth  filter .  Kemudian  laju  dissi- pasi  energi  kinetik  turbulen  diestimasi dalam  interval  5  m  dari  varian shear menegak  ( the  variance  of  vertical  shear ) dengan menggunakan persamaan berikut:
2 ' 2 15          z u   (1)
dimana  adalah  viskositas  kinematik  (  =
A Longitude La tit ud e 139.4 139.45 139.5 139.55 139.6 139.65 139.7 139.75 139.8 35.05 35.1 35.15 35.2 35.25 35.3 35.35 100 200 300 600 1000 800 700 500 350 350 50 Jogashima Aburatsubo N E T1 T6 S1 S4
Tabel 1.  Kisaran, Akurasi dan Resolusi sensor yang ada pada instrument TurboMap (Sumber: TurboMap Manual ).
Parameter Range Accuracy Resolution Shear 0 – 10 s -1 5 % 1 x 10 -4 s -1 Fast temperature -5 – 45 o C 1 x 10 -2 o C < 1 x 10 -4 o C Slow temperature -5 – 45 o C 1 x 10 -2 o C 1 x 10 -3 o C Conductivity 0 – 7 S/m 2 x 10 -3 S/m 2 x 10 -4 S/m Pressure 0 – 500 dbar 0.5 % FS 1 x 10 -2 dbar Acceleration (x,y,z) +/- 1 g 1 % FS 5 x 10 -4 g Fluorescence 0 – 200 ppb 0.5 ppb 5 x 10 -3 ppb Turbidity 0 – 200 ppm 1 ppm 5 x 10 -4 ppm 1.27×10 -6 m 2 s -1 )  (Yamazaki  and  Osborn, 1990).  Varian  dari shear diestimasi  dari pengintegralan power  spectrum dari s hear menegak.
Data temperatur dan salinitas yang diperoleh dari TurboMAP perlu dilakukan sinkronisasi  terhadap  respons  kecepatan sensor  konduktivitas  dengan  sensor  tem- peratur.    Resolusi  vertikal  sensor  tekanan TurboMap  adalah  sebesar  0.01  db  tetapi untuk  keperluan  studi  ini  interval  keda- laman yang digunakan adalah 1 m sehing- ga  dilakukan  perata-rataan  dengan  mene- rapkan 1-m running mean .
Kondisi arus diperoleh dari ADCP yang  ditambatkan  pada mooring  array pada    posisi    139 o 32.70’  BT;  35 o 8.2’LU (tanda        dalam  Gambar  1),  yang  secara kasar  terletak  diatas  puncak ”bukit” pada perpotongan  transek  sejajar  dan  tegak lurus  pantai.    Interval  rata-rata  ADCP sebesar 5 menit dan vertical bins sebesar 4 m.    Sistem mooring dipasang  selama  dua setengah  bulan  yaitu  dari  14  Juli  sampai 13  September  2010.    ADCP  dirangkai dengan Temperature  and  Depth  sensor (TD)  dan current  meter (EM).    Konfigu- rasi mooring  array disajikan  pada Lampiran  1.    Kedalaman  stasiun mooring adalah  239  m,  dan  rata-rata  kedalaman ADCP  adalah  187  m  sebagaimana  yang ditunjukkan  oleh  sensor  TM.    Ini  berarti ADCP  terletak  52  m  dari  dasar  perairan. Data  arus  ADCP  yang  digunakan  dalam studi ini adalah data dengan percent good
lebih  besar    dari  70%  dan  dirata-ratakan dalam  interval  1  jam.    Sebagai  data penunjang,  diperoleh  data  pasang  surut dari  stasiun  pasut  Aburatsubo  yang terletak dekat dengan Jogashima (Gambar 1).

## III. HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1. Dinamika Perairan saat Observasi Mikrostruktur
Gambaran  arus  selama  observasi mikrostruktur  diperoleh  dari  ADCP  yang ditambatkan  pada  sistem mooring yang diletakkan  di  atas  puncak  sebuah ”bukit” pada topografi dasar perairan (Gambar 2). Kotak hitam dan biru pada Gambar 2 me- nunjukkan  waktu  observasi  mikrostruktur TurboMAP,  yaitu  dua  kali  transek  sejajar pantai pada tanggal 14 Juli 2010 serta satu kali  transek  sejajar  pantai  dan  satu  kali transek tegak lurus pantai pada tanggal 15 Juli 2010.
Kondisi  arus  selama  waktu  obser- vasi  mikrostruktur  relatif    kencang,  yaitu berkisar  0,2-0,5  m/det  dengan  arah konsisten  ke  barat  laut-utara  pada  keda- laman 100-140 m.  Kondisi arus pada saat observasi  mikrostruktur  ini  mengalami penguatan  oleh  intrusi  arus  Kuroshio  ke dalam  Teluk  Sagami  ( e.g. Kawabe  and Yoneno, 1987; Matsuyama et al . 1999).
Keterbukaan  yang  lebar  mulut Teluk  Sagami  terhadap  Samudera  Pasifik Utara  menyebabkan  kondisi  arus,  suhu
12:00:00 14:24:00 16:48:00 19:12:00 21:36:00 00:00:00 02:24:00 04:48:00 07:12:00 09:36:00 12:00:00 -190 -180 -170 -160 -150 -140 -130 -120 -110 -100 d e p th ( m ) July 14th July 15th 0.5 m/det
Gambar 2. Stick plot arus pada tanggal 14 -15 Juli 2010.  Garis kotak hitam menunjukkan  waktu  observasi  mikrostruktur  dilakukan  pada  transek  sejajar pantai dan garis kotak biru pada transek tegak lurus pantai.
dan  salinitas  Teluk  Sagami  sangat  dipe- ngaruhi  oleh  pergeseran  sumbu  arus Kuroshio  (Kawabe  and  Yoneno,  1987; Matsuyama  and  Iwata,  1985;  Matsuyama et  al .,  1999).    Matsuyama et  al .  (1999), menyebutkan  bahwa    intrusi  Kuroshio  di Teluk  Sagami  diindikasikan  oleh  adanya kenaikan  suhu  secara  tajam  dan  bergerak secara siklonik mengelilingi Teluk Sagami dengan  kecepatan  propagasi  sebesar  0,6 m/det. Arus yang terjadi tiba-tiba dan kuat ini  dinamai  “Kyucho”,  yang  pertama  kali dilaporkan  oleh  Miura  (1927)  sebagai intrusi  air  hangat  di  lapisan  permukaan yang  berasal  dari  Kuroshio    (Matsuyama et  al. ,  1996).    Rekaman  variasi  suhu  di stasiun  monitoring Odawara  yang terletak dekat Jogashima juga menunjukkan kenaikan  suhu  yang  drastis  dua  hari sebelum  observasi  mikrostruktur  dilaku- kan  (Naulita  and  Kitade,  2011).  Adanya penguatan  arus  “Kyucho  “  yang  beraso- siasi  dengan  intrusi  air  hangat    memberi- kan  informasi  penting  pada  percampuran turbulen.
3.2. Distribusi Laju Dissipasi Energi Kinetik Turbulen 
Pada observasi mikrostruktur selama  2007  sampai  2010,  Naulita  dan Kitade  (2011)    menemukan  ada  beberapa lapisan aktif  turbulen yang  terjadi di atas perairan  paparan.    Lapisan  aktif  turbulen tersebut  ada  yang  berkaitan shear mene- gak  yang  kuat  oleh  regenerasi  gelombang pasut internal yang terjadi di atas perairan paparan.    Lapisan  aktif  turbulen  ini  (  = 10 -8 -10 -6 Wkg -1 ) ada dalam bentuk beam- like  structure di  sepanjang  kurva  karak- teristik  pasut  internal  semidiurnal  yang berasal  dari critical  bottom  slope paparan dan shelf  break .    Lapisan  aktif  turbulen lainnya （ ε ＞ 10 -6 W kg -1 ） adalah yang di- temukan  pada  kedalaman  pertengahan, yakni  sekitar  kedalaman  255-440  m  di atas  lereng  paparan ( mid-slope  mixing ). Lapisan aktif ini berada di luar dari kurva karakteristik  gelombang  pasut  internal semidiurnal serta jauh dari dasar perairan. Oleh  karena  itu,  Naulita  dan  Kitade (2011) berasumsi bahwa regenerasi gelombang  pasut  internal  di  atas  paparan
dan  turbulen  gesekan  dasar  bukanlah faktor  penyebab  tingginya  pada  lapisan aktif    ini.    Berdasarkan  perbedaan  waktu kemunculan  lapisan  aktif    turbulen  ini yaitu  hanya  pada  waktu  observasi  yang bertepatan  dengan  pasang    maka  mereka berasumsi bahwa lapisan aktif turbulen ini berkaitan dengan adanya pengaruh topografi  dasar  perairan,  yang  disebut dengan topographically  induced  turbu- lence .    Sayangnya  pada  waktu  pengamat- an  ini  tidak  dilakukan  pengukuran  arus dan  tidak  tersedia  informasi  rinci  profil dasar  perairan  sehingga  tidak  dapat dilakukan  kajian  lebih  jauh  tentang kemungkinan adanya topographically induced  turbulence .  Untuk  mengkonfir- masi  mekanisme  penyebab  lapisan  aktif turbulen  ini  kemudian  pada  14-15  Juli 2010  dilakukan  observasi  mikrostruktur dengan  membuat  transek  sejajar  pantai untuk  melengkapi  transek  tegak  lurus pantai disertai dengan memasang mooring ADCP  selama  dua  setengah  bulan  (Juli sampai September 2010).  Observasi tran- sek  sejajar  pantai  memotong  topografi sebuah “bukit” yang  merupakan  bagian dari spur Miura.  Halangan berupa “bukit” ini diduga berpotensi menimbulkan turbulensi  (Lien  and  Gregg,  2001;  Moum and Nash, 2000)
Distribusi  pada  transek  tegak lurus  dan  sejajar  pantai  tanggal  15  Juli 2010 disajikan pada Gambar 3.  Konfigu- rasi  lapisan  aktif  turbulen  pada  Juli  2010 sedikit  berbeda  dengan  pengamatan  pada musim  panas  tahun-tahun  sebelumnya (2007  dan  2008).    Pengamatan  14-15  Juli 2010  bertepatan  dengan  kuatnya  intrusi arus  Kuroshio  ke  dalam  Teluk  Sagami (Gambar  2).    Matsuyama  and  Iwata (1977),  menghitung  kecepatan  “Kyucho” pada  April  1975  sebesar  0,8-1  m/det  dan menurut  mereka,  kebanyakan    induksi arus  “Kyucho”  di Teluk Sagami berkai- tan dengan sumbu Kuroshio  yang mende- kati  Teluk  Sagami.    Kehadiran  “Kyucho” inilah  yang  tertangkap  pada  pengamatan
14-15  Juli  2010  dengan  latar  belakang arus  yang  kencang,  yaitu  sebesar  0,5 m/det,  sehingga  memicu  lapisan  turbulen setebal 150 m pada kedalaman 150-300 m (ditunjukkan  dalam  kotak  hitam  pada Gambar  3).    Kondisi  pada  observasi mikrostruktur tahun 2007 dan 2008 dima- na latar belakang nilai  pada keda-laman ini  hanya  berkisar  10 -9 -10 -10 W  kg -1 (Naulita and Kitade, 2011).  Lapisan aktif turbulen  dengan  ketebalan  yang  besar (150  m)  dan  terjadi  pada  sepanjang transek  ke  arah  laut  lepas  menunjukkan besarnya pengaruh “Kyucho”.  Kondisi ini dapat  dilihat  dengan  jelas  pada  kedua transek  sejajar  dan  tegak  lurus  pantai. Perbedaan  waktu  observasi  kedua  transek ini  adalah  tiga  jam  tetapi  keduanya  sama menunjukkan  lapisan  turbulen  yang  tebal dan kuat tersebut.

## 3.3. Indikasi adanya Topographically Induced Turbulence
Untuk  mengungkapkan  kemungki- nan  adanya topographically  induced  tur- bulence ,  dilakukan  observasi  mikrostruk- tur  transek  sejajar  pantai  pada  waktu pasang  dan  pada  saat  surut  14  Juli  2010. Distribusi  transek  sejajar  pantai  14  Juli 2010 disajikan pada Gambar 4. Stick plot yang  digambarkan  dalam  Gambar  4 mengindikasikan  kondisi  arus  paparan ( shelf  flow )  ketika  dilakukan  pengukuran mikrostruktur.
Observasi mikrostruktur pada transek sejajar pantai menunjukkan adanya  beberapa  lapisan  aktif  turbulen. Lapisan turbulen yang kuat,  ~ 10 -6 – 10 -5 W  kg -1 ,  terlihat  di  lapisan  permukaan (ditunjukkan oleh huruf a pada Gambar 4), lapisan  aktif  turbulen  yang  tebal  pada lapisan termoklin (50–120 m) (b), beraso- siasi  dengan  gradien  velositas  menegak yang  besar,  lapisan  aktif    turbulen  pada kedalaman  200-  250  m    (c)  dan  lapisan aktif dekat sebuah “bukit” pada kedalam- an  250-300 m (d).
Gambar 3.  Distribusi laju dissipasi energi kinetik turbulen  yang teramati pada 15 Juli 2010 pada transek tegak lurus pantai (kiri) dan transek sejajar pantai (kanan).
Pada  Gambar  4  terlihat  lapisan aktif turbulen (  =10 -7 - 10 -6 Wkg -1 )  pada kedalaman  200-250  m  (ditunjukkan  oleh garis putus-putus lingkaran merah) muncul pada saat surut di sisi downstream dari  sebuah  “ bukit ”,  dan  menghilang  tiga jam  kemudian  ketika  pasang.      Pada  saat pasang,  lapisan  turbulen  ini  terbentuk  di sisi upstream dari “ bukit ”.  Waktu kemun- culan  yang  berbeda    menunjukkan  bahwa lapisan  aktif  turbulen  ini  bukan  disebab- kan  oleh  gesekan  dasar  perairan.    Meka- nisme  yang  berperan  dalam  pembentukan lapisan aktif ini kemungkinan berasal dari pengaruh adanya internal hydraulic jump , mengingat  ada  halangan  berupa  “ bukit ” yang berpotensi menimbulkan percampur- an  (Lien  and  Gregg,  2001;  Nash  and Moum,  2001).    Jika  melihat  amplitudo arus pasut  yang teramati  di  Teluk Sagami hanya  sekitar  0.1  ms -1 (Ohwaki et  al .,
1991),  maka  hal  ini  mungkin  tidak  cukup kuat  untuk  menginduksi internal  hydrau- lic  jump karena  bilangan Froude ,  yaitu rasio  kecepatan  pasut  barotropik  terhadap fasenya,  adalah  lebih  kecil  dari  1.  Akan tetapi dalam kasus 14 Juli 2010, kecepatan arus  yang  terekam  ADCP  adalah  sebesar 0.5  ms -1 ,  sehingga hydraulic  jump dapat dipertimbangkan  sebagai  kemungkinan mekanisme pembangkit turbulen. Kemungkinan lain adalah disebabkan oleh terbentuknya lee  waves, yang  diindikasi- kan  oleh  isopiknal  yang  miring  pada kedua  sisi  “bukit”.  Kecepatan  arus  yang tinggi, sub-inertial  semidiurnal  tides mampu  menimbulkan unsteady  lee  waves
( e.g. Nakamura et al ., 2000).
Pembuktian  adanya  kontrol  hidra- ulik aliran yang melewati topografi  perai- ran  sebenarnya  dapat  dilakukan  jika tersedia data observasi arus, hidrografi,
(a) Kondisi surut (b)  Kondisi pasang
Gambar  4.    Distribusi  laju  dissipasi  energi  kinetik  turbulen  transek  sejajar  pantai (panel  atas),  pada  saat  surut  (a)  dan  pada  saat  pasang  (b)  (panel  bawah) tanggal 14 Juli  2010.
dan  sederet  waktu  dari spatial  snapshots dari  proses  turbulen.  Sayangnya  hal initidak  bisa  dilakukan  dalam  penelitian ini sehingga tidak bisa menangkap keselu- ruhan evolusi aliran hidraulik seperti yang digambarkanoleh Nash and  Moum (2001). Pengukuran  dengan  ADCP  juga  tidak mencapai  kedalaman  lapisan  aktif  pada sisi downstream halangan.    Oleh  karena bilangan Froude sebagai  salah  satu indikator  parameter hydraulic  jump tidak dapat  diestimasi.    Oleh  karena  itu,  sinyal mid-slope  mixing yang  ditemukan  dalam studi  ini  hanya  dapat  diterangkan  sebagai
indikasi dasar dari internal hydraulic flow yang  melewati  sebuah  halangan  berupa “ bukit ”.
Namun  demikian,  beberapa  bukti yang  diperoleh  dapat  menunjukkan  ada- nya  indikasi  adanya topographically induced-turbulence .    Bukti  pertama  yaitu adanya quiescent  nature  of  the  fluid yang dipresentasikan  oleh  warna  biru  gelap pada  kedalaman  150-350 m  pada  Gambar 4.  Menurut  Nash  and  Moum  (2001), wilayah  stabilitas  seperti  ini  adalah  khas konvergen,  adanya  percepatan  aliran ( accelerating  flows )      dan      lebih      lanjut
15 25 35 0 6 12 18 wa te r h ei gh t (c m ) hour 15 25 35 0 6 12 18 wa te r h ei gh t (c m ) hour
menunjukkan bahwa turbulen yang teramati  adalah  dibangkitkan  secara  lokal sementara  latar  belakang  percampuran  di atas  paparan  adalah  rendah.    Bukti  kedua adalah  pada  sisi downstream dari “bukit” terdapat  permukaan  isopiknal  σ θ 26,0- 26,1  yang    melengkung  ( rebounded ). Kedua kondisi ini merupakan karakteristik dari hydraulic jump . Density interface (σ θ =  26,0–26,2)  yang  tidak  simetris  juga konsisten  dengan  situasi  transisi  dari subcritical  flow  upstream ke supercritical flow  downstream dari    “ bukit ”.   Turbulen yang  intens  dan  penyebaran  isopiknal mengarah pada terjadinya internal hydraulic  jump pada  sisi downstream (Nash and  Moum, 2001).
Sebagai pendukung, juga dipertim- bangkan  untuk  mengestimasi  kontribusi adanya  pengaruh wall  effect pada  dasar perairan  terhadap  lapisan  turbulen mid- slope  mixing ini.  Dewey  dan  Crawford (1988)  menyatakan  bahwa  laju  dissipasi
b  pada boundary  layer (BBL)  dipenga- ruhi  oleh friction  velocity u * oleh  dasar perairan.    Ketebalan  BBL  ini  dapat didefinisikan dengan menggunakan densi- tas  potential    (Nash  and  Moum,  2001). Hanya  fluida  dengan  densitas  potensial σ θ >  (σ max –Δσ)  yang  dipertimbangkan dalam  lapisan  tepi,  dimana  σ max adalah densitas  potensial  maksimum  dari  setiap profil  menegak  dan  Δσ  =  0,002  kgm -3 . Kedalaman  kolom  air  pada  puncak “bukit” adalah  207  m  yang  termasuk dalam  BBL  (kedalaman  dasar  perairan adalah 239 m).
Friction  velocity u * ,  yang  mere- prentasikan  besaran  fluktuasi  velositas turbulen, dihitung dengan mengasumsikan wall-layer scaling dari aliran pada lapisan BBL.  Dalam  lapisan  demikian,  gesekan adalah  konstan  terhadap  kedalaman  dan sebanding dengan gesekan dasar:
τb  = ρu * 2 (2)
dimana  ρ  adalah  densitas.    Rata-rata friction velocity u * dapat dihitung dari:
u * = <( b   z)> 1/3 (3)
(Dewey  and    Crawford,  1988),  dimana tanda  <  >  menunjukkan  perata-rataan menegak  dan  mendatar  dari boundary layer ,  z  adalah  koordinat  menegak,  and 
= 0,4 adalah konstanta von Karman.
Lapisan  turbulen  yang  kuat  di dekat  dasar  dapat  dibangkitkan  oleh  arus pasut  tetapi  sayangnya tidak tersedia data arus dekat dasar selama observasi mikrostuktur  ini.    Akan  tetapi  jika  meng- gunakan besaran  arus pasut  yang terukur sebesar  0,14  ms -1 dari current  speed pada sensor  EM  di  kedalaman    207  m  dan dengan  menggunakan drag  coefficient sebesar  0,002  mengikuti  Peters  (1999), maka  hasil  perhitungan  menunjukkan friction  velocity u * sebesar  0.006  ms -1 . Dengan nilai u * sebesar itu maka besar b  yang  berasosiasi  dengan  arus  pasut  pada lapisan tercampur dasar ( the bottom mixed layer ),  yaitu b  pada    32  m  di  atas  dasar perairan  adalah  10 -8 W  kg -1 .  Nilai b  ini sebanding  dengan  yang  teramati  pada kedalaman yang sama sebagaimana terlihat  pada  Gambar  4.    Oleh  karena  itu arus  pasut  di  atas  paparan  dapat  menjadi alasan  pemicu  adanya  nilai  yang  relatif besar di atas dasar perairan.
Di  atas  BBL, turbulence  friction velocity memiliki  nilai  besaran  dua order of  magnitude lebih  kecil  daripada  pada lapisan  pertengahan,  terlalu  rendah  untuk menjelaskan turbulen yang kuat pada mid- slope  mixing .  Hal  ini  secara  tidak langsung  menunjukkan    adanya  mekanis- me  penting  lain  yang  berasosiasi  dengan lapisan turbulen yang diperkuat ( enhanced turbulence  layer )  yang  ada  di  dekat “ bukit ”.  Mekanisme  pemicu  yang mung- kin  berasal  dari  interaksi  antara  aliran sepanjang  paparan  ( along-shelf  flow) dengan topografi dasar perairan.

## IV. KESIMPULAN
Adanya topographically  induced turbulence hasil observasi langsung mikrostruktur  ditunjukkan oleh  pemben- tukan  lapisan  aktif  turbulen  di  atas  lereng paparan  ( mid-slope  mixing )  yang  muncul bergantian  pada  ke  dua  sisi  sebuah halangan  berupa bukit .    Waktu  kemun- culan  yang  berbeda,  yaitu  di  sisi down- stream dari  sebuah bukit pada  saat  surut dan  di  sisi upstream pada  saat  pasang, dan  disertai  dengan  lengkungan  isopiknal 26,0-26,1    mengindikasikan  lapisan  aktif ini  disebabkan  oleh internal  hydraulic jump yang  diinduksi  oleh  arus  pasut internal.  Nilai turbulence friction velocity dua order  of  magnitude lebih  kecil  dari nilai  yang teramati pada lapisan aktif ini, turut  menguatkan  bahwa  lapisan  aktif lebih  dimungkinkan  disebabkan  oleh hydraulic flow dibandingkan oleh turbulen gesekan dasar.

## DAFTAR PUSTAKA
Dewey,  R.K.  and  W.R.  Crawford.  1988. Bottom  stress  estimates  from vertical dissipation rate profiles on the  continental  shelf. J.  Phys. Oceanogr ., 18:1167-1177.
Iwata,  S.  and  M.  Matsuyama.  1989. Surface circulation in Sagami Bay: the  response  to  variations  of  the Kuroshio  axis. J.  Oceanogr.  Soc. Japan , 45:310-320.
Kawabe,    M.  and  M.  Yoneno.  1987. Water and flow variations in Saga- mi  Bay  under  the  influence  of  the Kuroshio  path. J.  Oceanogr.  Soc. Japan , 43:283-294.
Lien,  R.C.,  and  M.C.  Gregg.  2001.  Ob- servation  of  turbulence  in  a  tidal beam and across a coastal ridge, J.
Geophys. Res ., 106:4575-4591.
Lueck,  R.G.,  W.R.  Crawford,  and  T.R. Osborn.  1983.  Turbulent  dissipa- tion over the continental slope off
Vancouver  island. J.  Phys.  Ocea- nogr. , 13:1809–1818.
Matsuyama,  M. and S. Iwata. 1977.  The Kyucho  in  Sagami  bay  (I). Bull. Fish. Oceanogr. Japan , 30:1-7 (in Japanesse with English abstract).
Matsuyama,  M.,  S.  Iwata,  and  H.  Naga- matsu.    1996.   Kyucho  in  Sagami Bay induced by Typhoon 8818. J. Oceanogr ., 53:199-205. Matsuyama, M., H. Ishidoya, S. Iwata, Y. Kitade,  and  H.  Nagamatsu.  1999. Kyucho  induced  by  intrusion  of Kuroshio  water  in  Sagami  Bay,
Japan. Continental Shelf Res., 19:
1561-1575.
Moum,  J.  N.  and  J.  D.  Nash.    2000. Topographically-induced  drag  and mixing  at  a  small  bank  on  the continental  shelf. J.  Phys.  Ocea- nogr. , 30:2049-2054.
Nakamura,  T.,  T.  Awaji,  T.  Hatayama,
and K. Akitomo.  2000.  The gene- ration  of  large-amplitude  unsteady lee  waves  by  subinertial  K1  tidal flow:  a  possible  vertical  mixing mechanism in the Kuril Strairs. J. Phys. Oceanogr ., 30:1601-1620.
Nash, J.D. and J.N. Moum. 2001.  Internal hydraulic  flows  on  the  continental shelf:  High  drag  states  over  a smallbank. J.  Geophys.  Res., 106:
4593-4612.
Naulita,  Y.  and  Y.  Kitade.  2011.    Obser- ved  turbulence  properties  over  the continental  shelf  and  slope  off Jogashima,  Sagami  Bay. J.  La- Mer., 49:1-15.
Peters,  H.  1999.    Spatial  and  temporal variability  of  turbulent  mixing  in an  estuary. J.  Mar.  Sys .,  57:805- 845.
Simpson,  J.  H.,  W.R.  Crawford,  T.P. Rippeth,  A.R.  Campbell,  and J.V.S. Cheok.   1996.  The vertical structure of turbulent dissipation in shelf  seas, J.  Phys.  Oceanogr. , 26:1579-1590.
Toole,  J.M.,  R.W.  Schmitt,  K.L.  Polzin, and E. Kunze. 1997.  Near bounda- ry  mixing  above  the  flanks  of  a mid  latitude  seamount. J.Geophys. Res. , 102 :947-959.
Yamazaki,  H.  and  T.R.  Osborn.    1990. Dissipation  estimates  for  stratified turbulence. J.  Geophys.  Res .,  95: 9739-9744.
Z¨ulicke,  C.,  E.  Hagen,  and  A.  Stips. 1998.  Dissipation and mixing in a coastal jet: A Baltic Sea case study, Aquat. Sci. , 60:220-235. Diterima : 27 November 2014 Direview : 23 Desember 2014 Disetujui : 28 Desember 2014
Lampiran 1.  Konfigurasi mooring array yang digunakan dalam penelitian.