## Estimasi Percampuran Turbulen di Laut Sulawesi menggunakan Thorpe Analisis
Hadi Hermansyah 1 *, Agus Saleh Atmadipoera 2 , Tri Prartono 2 , Indra Jaya 2 , Fadli Syamsudin 3
1 Politeknik Negeri Balikpapan Jl. Soekarno Hatta KM. 8 Kota Balikpapan, Kalimantan Timur 76129 Indonesia 2 Departemen Ilmu dan Teknologi kelautan, Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan, Institut Pertanian Bogor
Jl. Agatis, Babakan, Kec. Dramaga, Bogor, Jawa Barat 16128 Indonesia 3 Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi (BPPT) Republik Indonesia Jl. KW Puspitek Setu Serpong Kota Tangerang Selatan, Banten, Indonesia Email: hadi.hermansyah@poltekba.ac.id

## Abstract

## Turbulent Mixing in the Sulawesi Sea Using Thorpe Analysis Estimation
Dissipation  of  internal  tides  will  cause  mixing,  The  mixing  process  at  sea  plays  a  key  role  in controlling  large-scale  circulation  and  ocean  energy  distribution.  The  aim  of  this  research  was  to estimate the vertical eddy diffusivity (turbulent mixing values) of water mass using Thorpe analysis. The results showed that the location where strong mixing occurred in the “near - field” area around Sangihe  Island  with  vertical  diffusivity  value 𝐾 𝑧 ~10 −2 𝑚 2 𝑠 −1 .  Even  in  areas  far-field(far  from  the generating site) are found vertical diffusivity 𝐾 𝑧 ~10 −4 𝑚 2 𝑠 −1 , the impact of internal tides propagation dissipation. Based on the result of the observation, it shows that the level of kinetic energy of eddy turbule n dissipation (ε) in the Sulawesi Sea on all layers has an average value of 3.03 × 10 −6 𝑊𝑘𝑔 −1 . The  value  of  ε  in  the  thermocline  layer  is  greatest (8.96  ×   10 −6 𝑊𝑘𝑔 −1 ) compared  to  the  mixed surface layer and the almost homogeneous deep layer, the increase in mixing in the area near the ridge  due  to  the  closer  water  column  to  the  base  topography.  The  average  turbulent  rate  of 1.01 × 10 −2 𝑚 2 𝑠 −1 ,  the  strongest  fluctuation  of  value  occurs  in  the  thermocline  layer,  ranging  from 1.94 × 10 −4 to 2.01 × 10 −1 𝑚 2 𝑠 −1 with  an  average  of  about 2.39 × 10 −2 𝑚 2 𝑠 −1 .  The  value  of  this turbulent  mixing  is  higher  than  the  previous  measurements  in  some  Indonesian  ocean.  This  is allegedly due to the existence of a strong internal tidal energy and its interaction with topography in the Sulawesi Sea.
Keywords : turbulent mixing, Thorpe analysis, diffusivity, Dissipation, Sulawesi Sea

## Abstrak
Disipasi  dari  pasang  surut  internal  menjadi  faktor  utama  terjadinya  proses  percampuran  di  laut, proses  percampuran  di  laut  memainkan  peran  kunci  dalam  mengendalikan  sirkulasi  skala  besar dan distribusi energi lautan. Penelitian ini bertujuan untuk mengestimasi nilai difusivitas eddy vertikal massa  air  dengan  analisis  Thorpe.  Berdasarkan  hasil  penelitian  ini  dapat  ditunjukkan  bahwa percampuran yang kuat terjadi di area sekitar Pulau Sangihe-Talaud dengan nilai difusivitas vertikal K z ~10 −2 m 2 s −1 .  Bahkan  pada  area  yang  jauh  dari  pusat  pembangkitan  ditemukan  difusivitas vertikal K z ~10 −4 m 2 s −1 , hasil disipasi propagasi pasang surut internal. Berdasarkan hasil pengamatan dapat ditunjukkan bahwa rata-rata tingkat energi kinetik disipasi turbulen eddy (ε) di Laut Sulawesi adalah 3.03 × 10 −6 𝑊𝑘𝑔 −1 .  Nilai ε pada  lapisan  termoklin  lebih  tinggi (8.96  ×   10 −6 𝑊𝑘𝑔 −1 ) jika dibandingkan dengan lapisan permukaan maupun lapisan dalam, percampuran di daerah sekitar ridge mengalami peningkatan kemungkinan disebabkan kolom air mendekati area topografi atau dasar  perairan.  Rata-rata  nilai  percampuran  turbulen  di  Laut  Sulawesi  adalah  sebesar 1.01 ×
10 −2 𝑚 2 𝑠 −1 ,  fluktuasi  paling  kuat  terjadi  pada  lapisan  termoklin,  yang  berkisar  antara 1.94 × 10 −4 sampai 2.01 × 10 −1 𝑚 2 𝑠 −1 dengan rerata sekitar 2.39 × 10 −2 𝑚 2 𝑠 −1 . Adanya interaksi yang kuat antara energi  pasang  surut  internal  dengan  area  topografi  dasar  perairan  inilah  yang  menjadikan  Laut Sulawesi  memilik  nilai  percampuran  turbulen  yang  lebih  tinggi  jika  dibandingkan  dengan pengukuran sebelumnya di beberapa perairan Indonesia yang lain.
Kata Kunci: Percampuran Turbulen, Thorpe Analisis, Difusivitas, disipasi, Laut Sulawesi

## PENDAHULUAN
Massa  air  dapat  berubah  karakternya karena adanya proses pencampuran ( mixing ) di laut, selain itu vertical mixing juga dapat mempengaruhi gerakan massa air dari kolom  air  lapisan  dasar  perairan  yang  kaya kandungan nutrien sehingga mampu mensuplai nutrien menuju lapisan permukaan (Law et  al., 2003).  Pada  saat  melewati Arlindo, karakteristik massa air yang bergerak dari laut Pasifik menuju laut Hindia mengalami perubahan.  Berdasarkan  hasil  penelitian sebelumnya  bahwa  salinitas  dari  massa  air tersebut  mengalami  perubahan  karakteristik, yaitu  salinitas  massa  air  North  Pasific  South Water  dan  North  Pasific  Intermediate  Water masing-masing  berubah  dari  34,90  psu  dan 34,35  psu  berubah  menjadi  34,54  psu  dan 34,47 psu. Berubahnya salinitas dari massa air ini  mengindikasikan  kuatnya  proses vertical mixing yang terjadi di perairan laut Indonesia (Atmadipoera et al., 2009; Hermansyah et al ., 2019).
Laut  Indonesia  adalah  perairan  yang diindikasikan  memiliki  pasang  surut  internal yang  kuat.  Berdasarkan  penelitian  yang dilakukan  oleh  Carrere  &  Lyard  (2003) menunjukkan  bahwa  energi  pasang  surut barotropik  yang  di  transferkan  menjadi pasang  surut  baroklinik  adalah  sebesar  0,11 TW  atau  10  %  dari  total  transfer  energi  di seluruh lautan.  Kuatnya pasang surut internal menjadi  energi  utama  atau  proses  inti  yang berperan  dalam  merubah  massa  air  arus lintas  Indonesia  menuju  Samudera  Hindia. Laut  Sulawesi  merupakan  salah  satu  wilayah laut  di  Indonesia  dengan  nilai  pasang  surut baroklinik  yang  tinggi,  kecepatan  arus pasang  surut  internal  di  lokasi  ini  yaitu  lebih dari  3.0  ms -1 (Jackson,  2007).  Potensi percampuran turbulen terjadi di Laut Sulawesi sangat  besar  karena  adanya  keterkaitan antara  energi  dengan  kecepatan  arus pasang surut internal yang tinggi.
Perbedaan densitas yang digambarkan oleh  kondisi  temperatur,  salinitas,  dan kedalaman dapat mengakibatkan terjadinya Percampuran  massa  air.  Korelasi  antara temperatur  dan  salinitas  di  suatu  perairan dapat  menjadi  acuan  dalam  mengamati asal-usul, penyebarannya, terbentuknya pelapisan,  dan  proses  percampuran  massa air  secara  temporal  dan  spasial.  Pecahnya ( breaking )  gelombang  internal  merupakan salah satu pemicu terjadinya turbulen dalam fluida.  Lane-Serff  (2004)  menjelaskan  bahwa gambaran dari topografi di wilayah ambang ( sill )  memberi  dampak  penting  pada karakteristik  aliran  dan  percampuran  massa air.  Hal  ini  akan  mengakibatkan  adanya aliran  massa  air  yang  mengalir  terbatas  oleh luasan  atau  kedalaman  selat,  sehingga tekanan dari arus lebih tinggi jika dibandingkan  dengan  laut  terbuka.  Kondisi ini  akan  memicu  terpecahnya  gelombang akibat terjadinya gesekan antara gelombang internal  dengan  lapisan  (topografi)  dasar perairan  (Polzin et  al., 1997).  Fenomena gelombang  internal  yang  terhalang  pada area sill menyebabkan  wilayah  ini  memiliki energi  pasang  surut  internal  yang  tinggi, sehingga  massa  air  dari  Arlindo  akan melewati  beberapa  hambatan  topografi perairan  berupa sill seperti  pada  beberapa selat (Ffield & Gordon, 1992; Ffield, 1994).
Percampuran  massa  air  di  laut Indonesia terjadi akibat adanya pasang surut internal.  Ffield  &  Gordon  (1992)  menghitung nilai  percampuran  turbulen  pada  lapisan termoklin di perairan Indonesia dan nilai yang diperoleh adalah 1.0 × 10 −4 m 2 /s. Nilai tersebut mendekati dengan hasil yang dilakukan oleh Koch-Larrouy et  al. (2007)  di  perairan Indonesia yaitu sebesar 1.5 × 10 −4 m 2 /s.  Kajian selanjutnya dengan pemodelan numerik juga dilakukan  oleh  Nagai et  al .  (2015)  dan menghasilkan  nilai  vertikal  difusivitas  di Perairan  Indonesia  sebesar ~10 −2 m 2 /s  di
daerah  pusat  pembangkitan,  dan  pada daerah  yang  jauh  dari  pusat  pembangkitan menurun ~10 −4 m 2 /s. Hermansyah et al. (2019) dalam  penelitiannya  juga  menghitung distribusi difusivitas vertikal dengan menggunakan  model  numerik  ROMS,  pada lokasi dimana terjadi percampuran yang kuat terjadi di area sekitar  pulau Sangihe dengan nilai  difusivitas  vertical K V ~10 −2 m 2 s −1 , bahkan pada area yang jauh dari pusat pembangkitan  ditemukan  difusivitas  vertikal K V ~10 −4 m 2 s −1 , hasil disipasi propagasi pasang surut  internal.  Beberapa  hasil  kajian  tersebut masih  berupa  model  dan  belum  ada  yang melakukan  eksperimen  lapangan  di  wilayah Laut Sulawesi. Hal ini yang menjadi salah satu sebab  pentingnya  dilakukan  penelitian percampuran  turbulen  di  Perairan  Laut Sulawesi. Kawasan ini memiliki topografi dasar laut  yang  kompleks,  serta  menunjukkan transfer  energi  pasang  surut  barotropik  ke baroklinik  yang  kuat  diduga  sebagai pembangkit percampuran turbulen (Nagai et al., 2015).

## MATERI DAN METODE
Sumber  Data  menggunakan  data sekunder yang diperoleh dari Pusat Penelitian dan  Pengembangan  Geologi  Kelautan (P3GL) yang diambil pada ekspedisi
pelayaran Cruise Tanggal  14-21  Mei  2006. Alat  yang  digunakan  adalah Conductivity Temperature Depth (CTD) Sea-Bird Electronics (SBE)  911 Plus untuk  mengukur  data temperatur, salinitas, dan tekanan.
Penentuan  Lapisan  Kolom  AirKolom  air dibagi  menjadi  3  lapisan,  yaitu  tercampur, termoklin,  dan  homogen  di  bagian  dasar perairan  (lapisan  dalam).  Gradien  densitas (𝜎 𝜃 ) kolom  perairan  menjadi  dasar  dalam pengelompokan  lapisan  ini.  Lorbacher et.al. (2005)  menjelaskan  bahwa  gradient  densitas 𝜎 𝜃 lebih realistis untuk dijadikan sebagai dasar pembagian  lapisan  kolom  air  dibandingkan dengan temperatur, karena stratifikasi vertikal yang  tepat  tidak  selalu  bisa  dihasilkan  dari profil temperatur. Penentuan Lapisan tercampur  dihitung  menggunakan  gradient 0,02  dengan  densitas  permukaan  sebagai titik  acuan.  Jika  gradient 𝜎 𝜃 lebih  besar  dari 0,02,  maka  dapat  dikategorikan  lapisan tersebut merupakan lapisan termoklin (Cisewski et  al., 2005).  Pengamatan  data densitas secara visual dapat dilakukan untuk menentukan batasan antara lapisan termoklin  dengan  lapisan  dalam  yang selanjutnya  di crossceck menggunakan  data temperatur,  area  dimana  nilai  densitas  tidak mengalami  penurunan  secara  tajam  terhadap kedalaman  merupakan  batas  kedua  lapisan.
Gambar 1. Batimetri Laut Sulawesi dengan tiga Stasiun CTD dari arsip data P3GL
St. 1 St. 2 St. 3
Analisis  Data  Dalam  penelitian  ini pengolahan  data  menggunakan Ocean Data  View (ODV)  4.1.3,  Microsoft  Excel10, dan  Matlab  versi  7.11.1  (R2010bSP1).  Tahap awal  analisis  data  adalah  menentukan  nilai
Thorpe
displacement , panjang skala- ozmidov, frekuensi Brunt Väisälä, skala Thorpe, dan  tingkat  energi  kinetik  disipasi  turbulen eddy, selanjutnya berdasarkan nilai parameter  tersebut  dapat  diestimasi  nilai difusivitas  vertikal  eddy.  Tahapan  yang dilakukan  adalah  penyusunan  kembali  profil densitas  yang  diperoleh  dari  data  CTD  ke dalam  kondisi  stabilitas  statis.  Nilai  densitas yang digunakan dalam menentukan Frekuensi  Brunt  Väisälä  diperoleh  dari  profil densitas  yang  telah  dilakukan  penyusunan dalam  bentuk  stabilitas  statis,  sehingga  nilai yang diperoleh nilainya selalu positif.
Nilai  difusivitas  vertikal  eddy  ( 𝐾 𝑧 ) dapat diestimasi  menggunakan  skala  Thorpe, L T yang  didefinisikan  sebagai  skala  panjang overturn  vertical turbulen  dalam  aliran  yang terstratifikasi. Overturn dapat diamati dari nilai ‘inversi’  densitas,  dimana gradient  densitas tidak stabil pada kondisi gravitasi (Galbraith & Kelley, 1996). Selanjutnya, untuk memperoleh nilai densitas potensial ( σ θ ) yang stabil, inversi dari  nilai  densitas  tersebut  diurutkan  kembali ( reorder ), sehingga tahap ini bisa mengantisipasi kemungkinan terjadinya overlap dari  nilai  densitas  yang  telah diurutkan.

## HASIL DAN PEMBAHASAN
Lapisan  Kolom  Perairan  Profil  massa  air perairan  Laut  Sulawesi  mulai  dari  lapisan permukaan  sampai  lapisan  dasar  dapat dilihat  dengan  pada  Gambar  2.  Gradient densitas (∆𝜎 𝜃 ) dan  temperatur (∆𝑇) dapat dijadikan parameter utama dalam menentukan  lapisan  perairan  (Thomson  & Fine,  2002;  Montegut et  al., 2004).  Jika ∆𝑇 <0,1 0 C  dan ∆𝜎 𝜃 <  0,02  kg  m -3 maka  kolom perairan  tersebut  dapat  dikelompokkan sebagai  lapisan  tercampur  (permukaan), sedangkan  lapisan  termoklin  diperoleh dengan  menggunakan  nilai ∆𝑇 ≥ 0.1 0 𝐶 dan ∆𝜎 𝜃 ≥ 0,02  kg  m -3 (Kara et  al., 2000;  Cisewski et  al., 2005).  Selanjutnya,  pengamatan secara  visual  pada  data  densitas  maupun temperatur dapat dilakukan untuk
menentukan  lapisan  dalam  dimana  pada lapisan kolom air ini temperatur dan densitas tidak mengalami penurunan secara signifikan terhadap kedalaman.
Lapisan dengan nilai temperatur hampir seragam dan paling tinggi dikelompokkan  sebagai  Lapisan  permukaan (tercampur).  Kedalaman  lapisan  ini  di  Laut Sulawesi berkisar antara 0 m sampai 25-35 m. Ketebalan  lapisan  paling  besar  diperoleh pada  stasiun  2  dan  paling  tipis  didapatkan pada stasiun 1. Intensitas gelombang internal yang terjadi di area tersebut diduga menjadi faktor utama terjadinya perbedaan ketebalan  kedua  lapisan  ini.  Pada  kondisi gelombang  internal  mencapai  puncak  dan melewati  kolom  perairan  maka  lapisan permukaan akan termampatkan dan lapisan akan berubah menjadi lebih tipis, namun jika kolom  perairan  dilewati  oleh  lembah gelombang internal maka lapisan permukaan  akan  menjadi  lebih  tebal.  Hal  ini sesuai  dengan  penjelasan  Li et  al. (2000) yang  menyatakan  bahwa  faktor  utama dalam  menentukan  perbedaan  tingkat ketebalan lapisan permukaan adalah diakibatkan adanya gelombang internal dan kecepatan tiupan angin.
Lapisan  termoklin  di  Laut  Sulawesi  juga secara  rata-rata  mengalami  penurunan temperatur ≥ 0.1 0 𝐶 per satu meter. Kedalaman  batas  atas  pada  lapisan termoklin  berkisar  antara  25 – 35  m  dan kedalaman  batas  bawah  antara  250-350  m. Aktivitas
gelombang internal diduga
menyebabkan terjadinya
perbedaan
kedalaman batas lapisan ini, dimana puncak atau  lembah  gelombang  internal  yang melewati kolom perairan sangat mempengaruhi  posisi  lapisan  atas  termoklin akan  lebih  dangkal  atau  dalam.  Lapisan dalam  yang  homogen  di  Laut  Sulawesi memiliki  kedalaman  batas  atas  antara  350 – 250  m  dan  kedalaman  batas  bawah  antara 444 – 1008 m.
Stabilitas  Statis  Hasil  analisis  frekuensi Brunt  Väisälä  ( N 2 )  untuk  pengukuran  CTD  di Laut  Sulawesi  ditunjukkan  pada  Gambar  3. Hasil  analisa  menunjukkan  bahwa  rata-rata tingkat  kestabilan  massa  air  pada  lapisan permukaan tercampur cenderung rendah
(a) (b) (c)
Gambar 2. Profil  vertikal  temperatur  (a),  salinitas  (b),  dan  densitas  (c)  yang  diperbesar  sampai tekanan 450 db.
Stasiun 1 Stasiun 2
Stasiun 3
Gambar 3. Frekuensi Brunt Vaisala
(1,31  x10 -4 s -1 ),  nilai  frekuensi  tinggi  terlihat  di lapisan  termoklin  (rata-rata1,72  x10 -4 s -1 )  dan rendah  kembali  dilapisan  dalam  (rata-rata 1,18x10 -5 s -1 ), terjadinya fluktuasi  nilai frekuensi tersebut  sangat  ditentukan  oleh  gradient temperatur dan salinitas.
Gradient  densitas  terlihat  tidak  terlalu tinggi baik pada lapisan permukaan maupun lapisan  dalam.  Pond  dan  Pickard  (1983) menjelaskan bahwa adanya lapisan pycnocline menjadi pemicu utama tingginya nilai  gradient  densitas  di  lapisan  termoklin. Lebih  lanjut  Pond  dan  Pickard  (1983) menjelaskan  juga  bahwa  kondisi  stabilitas statis pada suatu lapisan akan semakin besar jika  nilai N 2 pada  lapisan  tersebut  semakin tinggi,  sebaliknya  kondisi  ketidakstabilan kolom  perairan  atau  instabilitas  statis  terjadi jika nilai N 2 semakin negatif. Sehingga, hal ini dapat  diindikasikan  bahwa  lapisan  yang paling  stabil  adalah  lapisan  termoklin  jika dibandingkan  dengan  lapisan  permukaan maupun lapisan dalam.
Ada hal menarik terjadi pada stasiun 1, nilai  N 2 justru  rendah  pada  lapisan  termoklin, dengan  kata  lain  kestabilan  pada  lapisan termoklin  paling  rendah  yang  diindikasikan dengan  banyaknya  nilai  frekuensi  yang bernilai negatif seperti terlihat pada Gambar 3a.  Pada  lapisan  termoklin,  terlihat  bahwa
massa  air  dalam  kondisi  instabilitas  statis mendominasi  di  Stasiun  1  (220-250  db) dibandingkan  dengan  massa  air  pada stasiun lain. Profil vertikal temperatur, salinitas, dan  densitas  memberikan  pengaruh  yang kuat terhadap Kondisi instabilitas massa air ini, dimana pada lapisan termoklin stasiun 1 profil vertikal massa air terlihat tidak beraturan dan berbentuk  zigzag  (Gambar  2).  Kondisi  ini diduga  terjadi  akibat  adanya  proses pengadukan  pada  lapisan  termoklin  karena adanya  intensitas  gelombang  internal  yang sangat kuat pada lapisan tersebut.
Estimasi  Skala  ThorpeHasil  pengamatan memperlihatkan profil menegak densitas Laut Sulawesi  diidentifikasi  melalui  data  kondisi instabilitas statis (Gambar 3), proses displacement memungkinkan  terjadi  pada perairan ini. Pada Gambar 4b dapat diamati bahwa massa air dengan densitas yang lebih tinggi  berada  di  atas  massa  air  yang berdensitas  rendah.  Berdasarkan  Gambar  4 dapat ditunjukkan juga bahwa densitas awal (garis  merah)  massa  air  dapat  di- reorder ke kondisi  densitas  stabilitas  statis  (garis  biru), sehingga massa air dapat berubah kondisinya  dari  posisi  awal  ke  posisi  yang baru.  Tanda  panah  adalah  arah  relokasi massa  air  menuju  posisi  yang  stabil,  jarak perpindahan massa air ke posisi baru tersebut akan menghasilkan Thorpe displacement .
Gambar 4. Perbandingan densitas awal hasil pengukuran (merah) dengan densitas stabilitas statis setelah disusun ulang (biru) di Stasiun 1 (a), Perbesaran area kotak pada gambar a (b).
Stasiun 1
Stasiun 2
Stasiun 3
Gambar 5. Profil perpindahan Thorpe ( d )
Profil  nilai  perpindahan  Thorpe  untuk tiga  data  stasiun  CTD  Laut  Sulawesi diperlihatkan  pada  Gambar  5.  Massa  air akan  bergerak  menuju  ke  arah  atas  untuk mendapatkan  posisi  kestabilan  statis,  kondisi ini ditunjukkan oleh nilai positif, posisi ini terjadi bila  massa  air  yang  memiliki  densitas  lebih rendah  berada  di  bawah  massa  air  yang densitasnya tinggi
Pada  area  sekitar  Kepulauan  Sangihe- Talaud  (Stasiun  1),  nilai  perpindahan  Thorpe pada  lapisan  permukaan  berkisar  antara  -3 sampai  3.  Nilai  perpindahan  Thorpe pada lapisan  termoklin  terjadi  pada  kisaran  -7 sampai  11  m.  Sedangkan  pada  lapisan dalam  nilai  perpindahan  Thorpe berada pada  kisaran  -31 sampai 24 m.  Hasil tersebut
memperlihatkan  bahwa  nilai  perpindahan Thorpe pada  lapisan  dalam  lebih  tinggi  bila dibandingkan  dengan  lapisan  permukaan maupun  lapisan  termoklin,  nilai  stabilitas massa  air  yang  rendah  pada  lapisan  ini menjadi  penyebab  utama  terjadinya  kondisi tersebut.
Pada area bagian selatan Kepualauan Sangihe-Talaud  (Stasiun  2), perpindahan nilai d pada  lapisan  permukaan  juga  terdeteksi dari  -1  sampai  1.  Sementara  nilai d pada lapisan  termoklin  terdeteksi  berkisar  -8  m sampai 7 m. Pada lapisan homogen (lapisan dalam),  nilai d untuk  Stasiun  2  berada  pada kisaran  -14  sampai  13  m.  Pada  area  basin Laut Sulawesi (Stasiun 3), nilai d pada lapisan permukaan  tidak  terdeteksi.  Pada  lapisan
termoklin,  nilai d berada  pada  kisaran  -2 sampai 5 m dan bagian dalam terdeteksi -10 sampai 9 m.
Secara  keseluruhan  nilai displacement untuk  tiga  stasiun  CTD  di  Laut  Sulawesi menunjukkan nilai yang rendah pada lapisan tercampur,  hal  ini  diduga  karena  pengaruh kecepatan  tiupan  angin  yang  sangat  kecil dan juga adanya sistem pencahayaan yang cukup  tinggi.  Selain  itu,  pada  lapisan termoklin  diperoleh  nilai displacement juga rendah. Rendahnya nilai displacement pada lapisan termoklin kemungkinan terjadi karena lapisan  ini  adalah  lapisan  dengan  nilai stabilitas statis paling besar.
Nilai d yang  paling  tinggi  diidentifikasi terjadi  pada  lapisan  dalam,  tingginya  nilai d pada  lapisan  ini  kemungkinan  karena  nilai stabilitas  statis  yang  relatif  lebih  rendah  bila dibandingkan  dengan  nilai  stabilitas  statis pada  lapisan  termoklin  (Gambar  3).  Dapat dijelaskan juga melalui Gambar 5 bahwa nilai displacement yang  paling  tinggi  berada pada stasiun 1 dibandingkan dengan stasiun lainnya.  Hal  ini  terjadi  kemungkinan  adanya efek dari aktivitas pembangkitan gelombang
internal  akibat  adanya  interaksi  antara  arus pasang  dengan  ambang  Sangihe-Talaud, sehingga  hal  tersebut  menimbulkan  adanya proses adukan yang menyebabkan rendahnya kestabilan massa air pada stasiun ini.  Hal  ini  diperkuat  oleh  Polzin et  al .  (1997) bahwa  tingginya  nilai displacement di  dasar perairan  diakibatkan  oleh  adanya  gesekan antara  dasar  topografi  dengan  arus  yang melintas di atasnya.
Energi Kinetik Disipasi Turbulen (𝜺) Estimasi rata-rata  nilai  energi  kinetik  disipasi  turbulen eddy (𝜀) Laut  Sulawesi  pada  seluruh  lapisan adalah  1,17  x  10 -6 Wkg -1 ,  sedangkan  untuk nilai  profil  energi  kinetik  turbulen  dan difusivitas  vertikal  pada  setiap  lapisan disajikan  pada  Gambar  6.  Terlihat  bahwa nilai 𝜀 pada  lapisan  termoklin  paling  tinggi (8,96  x  10 -6 Wkg -1 )  dibandingkan  dengan lapisan  lain,  hal  ini  diakibatkan  karena tingginya nilai d dan L T yang memiliki korelasi linier  dengan  nilai 𝜀 .  Hal  ini  sesuai  dengan penjelasan  Finnigan et  al. (2002)  bahwa percampuran  di  daerah  sekitar ridge akan mengalami  peningkatan disebabkan  karena rapatnya  kolom  perairan  dengan  dasar topografi.
Stasiun 1
Stasiun 3
Gambar 6. Perbandingan nilai energi kinetik disipasi turbulen Stasiun 1 dan 3
Berdasarkan  Gambar  6  terlihat  bahwa nilai  percampuran  turbulen  pada  area pembangkitan  gelombang  internal  cukup tinggi.  Pada  stasiun  1  daerah  yang  mewakili area  sekitar  Sangihe-Talaud,  nilai  Energi Kinetik  Disipasi  Turbulen  mencapai  lebih  dari 10 -6 W/Kg,  sedangkan  pada  stasiun  3  yang mewakili area sekitar basin Laut Sulawesi dan juga  merupakan  area  yang  jauh  dari  pusat pembangkitan  gelombang  internal  nilai energi disipasi yang terjadi sangat lemah dan nilainya jauh lebih kecil dari 10 -6 W/Kg. Hal ini mengindikasikan  bahwa  kuatnya  nilai  energi kinetik  disipasi  turbulen  di  daerah  yang memiliki sill terjadi  akibat  dekatnya  kolom  air dengan  lapisan  dasar  topografi,  dan  dalam proses  percampuran  terdapat  sejumlah energi kinetik turbulen yang dilepaskan untuk memodifikasi struktur massa air.
Lebih  lanjut  dapat  diidentifikasi  bahwa adanya  disipasi  energi  kinetik  turbulen  eddy yang  kuat  pada  area  dasar  topografi menunjukkan bahwa energi yang dilepaskan
intensitasnya  meningkat terjadi  pada  lapisan dasar perairan dan pada area sekitar sill . Nilai energi kinetik disipasi turbulen yang diperoleh di Laut Sulawesi secara keseluruhan termasuk kategori cukup tinggi dan tidak jauh berbeda dengan  nilai  energi  kinetik  disipasi  turbulen yang diperoleh di beberapa lokasi pembangkitan gelombang internal di wilayah  perairan  Indonesia,  sebagaimana hasil 𝜀 di  Selat  Ombai  yang  diperoleh  Suteja et  al. (2012)  mencapai  4,22  x  10 -6 Wkg -1 ,  di Dewakang sill nilai 𝜀 mencapai  8.35  x  10 - 7 sampai  4.37  x  10-6  Wkg -1 ,  dan  di  Perairan Selat  Alor  rata-rata  nilai  energi  kinetik turubulen  mencapai  1.08  x  10 -6 Wkg -1 (Purwandana et al., 2014).
Difusivitas Vertikal Eddy (𝑲 𝒛 )
Perbandingan  nilai  difusivitas  vertikal eddy (𝐾 𝑧 ) pada stasiun 1 yang mewakili area Sangihe-Talaud  dan  Stasiun  3  yang  mewakili area  basin  Laut  Sulawesi  disajikan  pada Gambar 7.
Stasiun 1
Stasiun 3
Gambar 7. Profil difusivitas vertikal eddy (𝐾 𝒛 ) pada stasiun 1 dan 3
Tabel 1 . Distribusi nilai rata-rata difusivitas vertikal eddy (𝐾 𝒛 )
Lapisan Rata-rata 𝐾 𝑧 (m 2 s -1 ) Standar Deviasi Tercampur 6.96E-04 ± 3.90E-04 Termoklin 2.39E-02 ± 7.72E-03 Dalam 8.51E-03 ± 8.08E-03
Disipasi  yang  tinggi  dari  energi  kinetik turbulen  pada  area  Sangihe-Talaud  di Perairan  Laut  Sulawesi  mengindikasikan terjadinya  percampuran  vertikal  massa  air yang  kuat  pada  area  tersebut.  Nilai 𝐾 𝒛 yang tertinggi  terjadi  pada  lapisan  termoklin, berkisar antara 1,96x10 -4 sampai 2,00 x 10 -1 m 2 s - 1 dengan  rerata  sekitar  2,39  x  10 -2 m 2 s -1 ,  dan nilai tersebut lebih besar dibandingkan nilai 𝐾 𝒛 yang  diperoleh  Hatayama  (2004)  di sill Dewakang  yang  mencapai  6,0  x  10 -3 m 2 s -1 , sementara hasil yang diperoleh  Purwandana et  al. (2014)  di  Perairan  Selat  Alor  rata-rata nilai (𝐾 𝒛 ) mencapai  1.0x10 -3 m 2 s -1 .  Lebih  lanjut
Hatayama (2004) menjelaskan bahwa tingginya nilai 𝐾 𝒛 di sill Dewakang diakibatkan karena  adanya  arus  semidiurnal  (M 2 )  yang sangat intensif.
Berdasarkan  Gambar  7  dapat  dilihat bahwa  nilai 𝐾 𝒛 pada  area  sekitar  Sangihe- Talaud yang diwakili oleh stasiun 1 mencapai 10 -1 m 2 s -1 ,  nilai  tersebut  jauh  lebih  tinggi dibandingkan  dengan  nilai 𝐾 𝒛 pada  wilayah basin  Laut  Sulawesi.  Nilai  difusivitas  yang tinggi pada lapisan dasar dan area sekitar sill mengindikasikan  bahwa  nilai  difusivitas vertikal  ini  kemungkinan  dipengaruhi  oleh turbulensi  karena  adanya  interaksi  antara pasang surut internal dengan topografi dasar yang mendangkal serta sill . Hermansyah et al . (2018)  menjelaskan  adanya  keterkaitan antara  gesekan  dasar  atau  pembangkitan pasang surut internal dengan disipasi pasang surut.  Terjadi  peningkatan  distribusi  disipasi energi baroklinik yang sangat signifikan pada area  dekat  Kepulauan  Sangihe-Talaud,  area di mana terdapat sill .
Proses mixing (percampuran)  yang terjadi  khususnya  pada  daerah  Kepulauan Sangihe-Talaud sangat dipengaruhi oleh hasil disipasi  dari  energi  pasang  surut  barotropik dan  baroklinik,  dimana  percampuran  akibat adanya  disipasi  yang  terjadi  tepat  di  atas
area slope topografi. Pola  distribusi  tingkat disipasi  seperti  ini  mirip  dengan  hasil  yang didapat  oleh  Finnigan et  al .  (2002)  dan Hatayama et  al .  (2004).  Aliran  energi baroklinik yang kuat  berasal dari area sekitar Kepulauan  Sangihe-Talaud,  yaitu  lebih  tinggi dari 10 kW/m, area tersebut juga diidentifikasi terjadinya  konversi  energi  barotropik  ke baroklinik  yang  kuat  (Hermansyah et  al ., 2019).  Nilai  difusivitas  vertikal  eddy (𝐾 𝒛 ) untuk lapisan  massa  air  dari  profil  CTD  di  Laut Sulawesi disajikan pada Tabel 1.
Nilai  rata-rata  difusivitas  vertikal  eddy (𝐾 𝒛 ) di Laut Sulawesi adalah 1.07 x 10-2 m 2 s -1 , nilai  tersebut  lebih  tinggi  dari  rata-rata difusivitas  vertikal  untuk  perairan  umum Indonesia  seperti  yang  diperoleh  Koch- Larrouy et al. (2007) yaitu sebesar 1,5 x 10 -4 m 2 s - 1 .  Diduga  tingginya  nilai  difusivitas  vertikal  di Laut  Sulawesi  ini  sangat  dipengaruhi  oleh intensitas  gelombang  internal  yang  kuat terjadi di area ini. Hal ini dijelaskan oleh Nagai et al. (2015) bahwa Laut Sulawesi merupakan daerah  yang  memiliki  pasang  surut  internal yang  paling  kuat  di  perairan  Indonesia  dan wilayah  Sangihe-Talaud  merupakan  area pembangkit pasang surut baroklinik.

## KESIMPULAN
Nilai  difusivitas  vertikal  eddy  di  Laut Sulawesi  secara  keseluruhan  lebih  besar dibandingkan  dengan  perairan  lainnya  di Indonesia,  hal  ini  terjadi  karena  kuatnya turbulensi  sebagai  akibat  dari  adanya interaksi  yang  kuat  antara  aliran  massa  air dengan  topografi  dasar  perairan.  Lapisan termoklin  merupakan  lapisan  yang  memiliki nilai  difusivitas  vertikal  eddy  yang  tertinggi diikuti oleh lapisan dalam. Intensitas gelombang internal yang berinteraksi dengan  topografi  dasar  perairan  diduga sebagai  pemicu  utama  tingginya  nilai
difusivitas  vertikal  eddy  pada  daerah sill sekitar Kepulauan Sangihe-Talaud.

## DAFTAR PUSTAKA
Atmadipoera,  A.S.,  Molcard,  R.,  Madec,  G., Wijffels,  S.,  Sprintall,  J.,  Koch  Larrouy,  A., Jaya I. & Spangat A. 2009. Characteristics and  variability of the Indonesian through flow  water  at  the  outflow  straits. Deep Sea  Research  Part  I:  Oceanographic Research
Papers, 56:1942-1954.
Cisewski,  B.,  Strass,  V.H.  &  Prandke,  H.  2005. Upper-ocean  vertical  mixing  in  the Antarctic  polar  front  zone. Deep  Sea Research  Part  II:  Topical  Studies  in Oceanography, 52:1087-1108.
Ffield, A. & Gordon, A.L. 1992. Vertical mixing in the Indonesian thermocline. Journal of Physical Oceanography, 22:184 – 195. doi:
10.1175/1520-0485 022.
Ffield, A. & Gordon, A.L. 1994. Vertical mixing in the Indonesian thermocline. Journal of Physical Oceanography, 22:184-195. Hatayama,  T.  2004.  Transformation  of  the Indonesian throughflow water by vertical mixing  and  it  relation  to  tidal  generated internal wave. Journal of Oceanography, 60:569-585.
Hermansyah,  H.,  Nugroho,  D.,  Atmadipoera, A.S., Prartono, T., Jaya, I. & Syamsudin, F. 2018.  Disipasi  Energi  Kinetik  Pasang  Surut Barotropik dan Baroklinik di Laut Sulawesi. Jurnal Ilmu dan Teknologi Kelautan Tropis , 10(2):365-380.  doi:  10.29244/jitkt.v10i2.21 664
Hermansyah,  Atmadipoera,  A.S.,  Prartono,  T.,
Jaya,  I.  &  Syamsudin,  F.  2019. Journal  of Physics:  Conference  Series ,  1341  (2019) 082001.  doi:  10.1088/1742-6596/1341/8/ 082001
Koch-Larrouy,  A.,  Madec,  G.,  Bouruet- Aubertot,  P.  &  Gerkema,  T.  2007.  Onthe transformation  of  Pacific  Waterinto Indonesian Throughflow water by internal tidal  mixing. Geophysical  Research Letters, 34:1-6.
Finnigan,  T.D.,  Luther,  D.S.  &  Lukas.  2002. Observation  of  enhanced  diapycnal mixing  near  the  Hawaiian  Ridge. Journal of Physical Oceanography, 32:2988-3002. Galbraith,  P.S.  &  Kelley,  E.  1996.  Identifying overturn  in  CTD  profiles. Journal  of
Atmospheric  and  Oceanic  Technology, 13:688-702.
Jackson,  C.  2007.  Internal  wave  detection using  the  Moderate  Resolution  Imaging Spectroradiometer  (MODIS). Journal  of Geophysical  Research:  Oceans, 112: C11012. doi: 10.1029/2007JC004220.
Kara, A.B., Rochford, P.A. & Hurlburt, H.E. 2000. An  optimal  definition  for  ocean  mixed layer  depth. Journal  of  Geophysical Research: Oceans, 105:16803-16821.
Koch-Larrouy,  A.,  Madec,  G.,  Bouruet- Aubertot,  P.,  Gerkema,  T.,  Bessières,  L.  & Molcard R. 2007. On the transformation of Pacific Water into Indonesian
throughflow  water  by  internal  tidal mixing. Geophysical  Research  Letters,
34: L04604. doi:10.1029/2006GL028405
Lane-Serff,  G.F.  2004.  Topographic  and boundary  effects  on  steady  and unsteady  flow  through  straits.  Topical Studies  in  Oceanography. Deep  Sea Research  Part  II:  Topical  Studies  in Oceanography, 51:321-334. Law,  C.S.,  Abraham,  E.R.,  Watson,  A.J.  & Liddicoat,  M.I.  2003.  Vertical  eddy diffusion  and  nutrient  supply  to  the surface  mixed  layer  of  the  Antarctic Circumpolar
Current. Journal
of Geophysical Research: Oceans, 108(C8): 1-14.
Lorbacher,  K.,  Dommenget,  D.,  Niiler,  P.P.  & Kohl A. 2005. Ocean Mixed Layer Depth:
a Subsurface Proxy of Ocean- Atmosphere  Variability. San  Diago, California  United  State  (US):  The  ECCO Report Series.
Li,  X.,  Clemente-Colon,  P.  &  Friedman,  K.S. 2000.  Estimating  oceanic  mixed-layer depth  from  internal  wave  evolution observed  from  radarsat-1  SAR. Johns Hopkins  APL  technical  digest, 21(1):130- 135.
Nagai,  T.  &  Hibiya,  T.  2015.  Internal  tides  and associated  vertical  mixing  in  the Indonesian  Archipelago. Journal  of Geophysical Research: Oceans,
120(5):3373 – 3390.
Polzin, K.L., Toole, J.M., Ledwell, J.R. & Schmitt, R.W.  1997.  Spatial  variability  of  turbulent mixing  in  the  Abyssal  Ocean. Science. 276:93-96.
Pond,  S.  &  Pickard,  G.L.  1983.  Introductory Dynamical  Oceanography.  Ed  ke-2.
Oxford, United Kingdom (GBR):
Pergamon Press.
Purwandana,  A.,  Atmadipoera,  A.S. & Purba, M.  2014.  Distribusi  Percampuran  Turbulen di  Perairan  Selat  Alor. Ilmu  Kelautan: Indonesian  Journal  of  Marine  Sciences,
19(1):43-54. doi: 10.14710/ik.ijms.19.1.43-54
Robertson,  R.  &  FfieldA.  2005.  M2  baroclinic tides  in  the  Indonesian  Seas. Journal  of Oceanography, 18:62-73. Suteja,  Y. , Purba,  M.  &  Atmadipoera,  A.S . 2015.  Percampuran  Turbulen  Di  Selat Ombai. Jurnal  Ilmu  dan  Teknologi Kelautan Tropis, 7:71-82.