## VARIABILITAS SUHU DI PERAIRAN SENUNU, SUMBAWA BARAT

## TEMPERATURE VARIABILITY AT SENUNU BAY, WEST SUMBAWA
Syamsul Hidayat 1 , Mulia Purba 2* , dan Jorina Waworuntu 3
1 Badan Perencanaan Pembangunan Daerah, Kabupaten Sumbawa Barat, Taliwang
2 Dept Ilmu dan Teknologi Kelautan FPIK-IPB, Bogor; *email: mpurbas@ipb.ac.id
3 Environmental Department, PT Newmont Nusa Tenggara

## ABSTRACT
The purposes of this study were to determine the variability of temperature and its relation to regional processes in the Senunu Bay. The result showed clear vertical stratifications i.e., mixed layer  thickness  about  39-119  m  with  isotherm  of  27°C,  thermocline  layer  thickness  about  83- 204 m with isotherm of 14–26°C, and  the deeper layer from the thermocline lower limit to the sea  bottom  with  isotherm  <13°C.  Temperature  and  the  thickness  of  each  layers  varied  with season  in  which  during  the  Northwest  Monsoon  the  temperature  was  warmer  and  the  mixed layer  was  thicker  than  those  during  Southeast  Monsoon.  During  Southeast  Monsoon,  the thermocline  layer  rose    about  24  m.  The  2001,  2006,  and  2009  (weak  La  Nina  years),    the Indonesia Throughflow (ITF) carried warmer water, deepening thermocline depth and reducing upwelling strength.  In 2003 and 2008 thickening of mixed layer occurred in transition season was  believed    associated  with  the    arrival  of  Kelvin  Wave  from  the  west.  In  2002  and  2004 (weak El Nino period,) ITF carries colder water shallowing thermocline depth and enhancing upwelling  strength.  In  2007  was  believed  to  be  related  with  positive  IODM  where  the  sea surface  temperature  were  decreasing  due  to  intensification  of  southeast  wind  which  induced strong  upwelling.  The  temperature  spectral  density  of  mixed  layer  and  thermocline  was influenced  by  annual,  semi-annual,  intra-annual  and  inter-annual  period  fluctuations.  The cross-correlation between wind and temperature showed significant value in the annual period.
Keywords: temperature, thermocline, variability, ENSO, IODM.

## ABSTRAK
Penelitian ini bertujuan untuk menentukan variabilitas suhu dan kaitannya dengan proses-proses lokal dan regional. Hasil penelitian menunjukkan stratififikasi vertikal yang jelas yaitu lapisan tercampur  dengan  ketebalan  39-119  m  dan  isoterm  di  atas  27°C,  lapisan  termoklin  dengan ketebalan 83-204 m dan isoterm 14-26°C, dan lapisan dalam dari batas bawah termoklin sampai dasar  perairan  dengan  isoterm  kurang  dari  13°C.  Suhu  dan  ketebalan  setiap  lapisan  bervariasi berdasarkan  musim  dimana  pada  Musim  Barat  suhu  lebih  hangat  dan  lapisan  tercampur  lebih tebal dibandingkan Musim Timur. Pada Musim Timur lapisan termoklin terangkat sekitar 24 m. Pada  tahun  2001,  2006,  dan  2009  (periode  La  Nina  lemah)  suhu  dilapisan  permukaan  lebih hangat, lapisan termoklin lebih tebal dan intensitas upwelling melemahdiduga disebabkan oleh Arlindo membawa massa air hangat yang menyebabkan lapisan termoklin bertambah dalam dan intensitas  upwelling  melemah.  Pada  tahun  2003  dan  2008  penebalan  lapisan  tercampur  terjadi pada  Musim  Peralihan  I  dan  diduga  berkaitan  dengan  tibanya  Gelombang  Kelvin.  Pada  tahun 2002  dan  2004  (periode  El  Nino  lemah)  menyebabkan  suhu  lapisan  permukaan  lebih  dingin, lapisan  termoklin  lebih  dangkal  dan  intensitas  upwelling  menguat.    Tahun  2007  diduga berkaitan dengan IODM positif dimana SPL menurun akibat  terjadinya intensifikasi angin yang lebih  kuat  di  atas  perairan  Samudera  Hindia  tropis  bagian  timur  dan  selatan  Jawa  Sumbawa yang mengakibatkan upwelling yang kuat di wilayah ini.  Spektrum densitas suhu pada lapisan tercampur  dan  termoklin  dipengaruhi  fluktuasi  tahunan,  setengah  tahunan,  intra-tahunan  dan antar-tahunan. Korelasi silang angin dan suhu menunjukkan korelasi erat pada periode tahunan.
Kata kunci: suhu, termoklin, variabilitas, ENSO, IODM

## I.  PENDAHULUAN
Sirkulasi dan karakter massa air di perairan selatan Sumbawa yang terletak di timur  laut  S.  India  dipengaruhi  oleh fenomena  loka  dan  non-lokal.  Sistem angin  muson  yang  berubah  arah  sesuai musim  merupakan  fenomena  lokal  yang mengakibatkan  variabilitas  musiman  dan tahunan (Wyrtki, 1961; Fieux et al ., 1993; Clark et  al .,  1999).  Fenomena  non-lokal yang  berinteraksi  dengan  sistem  angin selain  mempengaruhi  variabilitas  semi tahuan dan tahunan juga akan menimbulkan  varibilitas  antar  tahunan. Berbagai  peran  dari  fenomena  ini  akan terekam  terutama  dalam  variabiliats  suhu baik  secara  spasial  dan  temporal  serta variabilitas  lapisan  permukaan  tercampur dan termoklin.
Pada  saat  bertiup  Angin  Muson Tenggara  (Juni  –  September)  di  wilayah ini  poros  Arus  Katuliswa  Selatan  (AKS) bergeser ke dekat  panta  Jawa  – Sumbawa dan  proses  upwelling  dapat  terjadi sehingga  lapiasan  permukaan  tercampur lebih  tipis  dan  suhunya  menurun  serta termokiln terangkat (Wyrtki, 1962; Purba, 2007).  Pada  musim  ini  intensias  Arus Lintas Indonesia (ARLINDO) yang masuk dari  sisi  timur  menaik.  Variabilitas ARLINDO dipengaruhi oleh fenomena El Nino  dan  La  Nina.  Selama  El  Nino  (La
Nina)  Arlindo  membawa  massa  air  yang lebih dingin (hangat) sehingga menyebabkan pendangkalan (pendalaman) lapisan termoklin dan menguatkan (mengurangi)  intensitas  upwelling  di sepanjang  pantai  barat  Sumatera  hingga selatan Jawa Hautala et al ., 1996; Ffield et al ., 2000;  Gordon et  al ., 2003;  Susanto et al ., 2005; McClean et al ., 2005). Menurut Susanto et al . (2001), pada saat periode El Nino,  wilayah  upwelling  di  sepanjang pantai barat Sumatera hingga selatan Jawa meluas  hingga  mendekati  ekuator  dan berlangsung lebih lama  hingga November
dari biasanya hanya sampai bulan Oktober.
Pada  saat  Angin  Musson  Barat Daya bertiup (Desember - Pebruari), poros AKS  bergesar  ke  selatan  dan  Arus  Pantai Jawa (APJ) mengalir ke timur (Soeriatmadja,  1957;  Wyrtki,  1962).  APJ membawa  massa  air  yang  lebih  hangat dan lapisan permukaan tercampur menjadi lebi  tebal  (Sprintall et  al. ,  2000).  Pada musim  perlalihan  (Mei  dan  Oktober), Gelombang Kelvin dapat memasuki wilayah ini dari sisi barat.  Sprintall et al.
(2000) menunjukkan bahwa anomali suhu yang  lebih  hangat  pada  bulan  musim peralihan  I  (April/Mei)  di  pantai  selatan Jawa berkaitan dengan tibanya Gelombang Kelvin. Kondisi ini menyebabkan penebalan lapisan tercampur dan termoklin semakin tertekan ke bawah. Fenomena Indian Ocean Dipole
Mode  (IODM)  yang  terjadi  di  S.  India tropis  mempengaruhi  variabilitas  karakter massa  air  di  wilayah  in.  Saat  terjadi IODM  positif  yang  berkaitan  dengan pendinginan  suhu  permukaan  laut  dan pendangkalan  lapisan  termoklin  serta menguatnya intensitas upwelling di bagian timur  Samudera  Hindia  dimana  pengaruh fenomena ini dapat juga mencapai selatan Jawa  –  Sumbawa  (Saji et  al .,  1999;  Saji and Yamagata, 2003).
Penelitian  sebaran  menegak  suhu perairan  secara  temporal  penting  untuk mengetahui  stratifikasi  vertikal  massa  air. Fluktuasi  ketebalan  lapisan  permukaan tercampur  dan  naik  turunnya  lapisan termoklin memberi sinyal tentang terjadinya  proses  upwelling  ataupun downwelling  serta  tibanya  massa  air tertentu di  lokasi studi.  Analisis spektrum akan memberikan informasi tentang variabilitas  yang  terjadi  dan  fenomena yang  diperkirakan  penyebab  variabilitas. Informasi karakter massa air dan dinamikanya  sangat  penting  mengerti proses  fisik,  kimia  dan  biologi  daerah studi.  Adanya  proses  upwelling  dapat
memberi indikasi meningkatnya kesuburan perairan sehingga dapat digunakan  untuk  pemanfaatan  sumber- daya  hayatinya.  Variabilitas  ketebalan lapisan permukaan tercampur dan kenaikan suhu laut dapat digunakan untuk mempelajari  tren  pemenasan  global  dan kaitannya dengan pengelolaan sumber.
Tujuan penelitian ini adalah menentukan menelaah variabilitas sebaran vertikal  suhu  air  laut  secara  temporal dengan  analisis  spektrum  dan  kaitannya terhadap    proses  regional  di  perairan Senunu.

## II.  METODE PENELITIAN

## 2.1. Lokasi Penelitian
Penelitian ini dilakukan di perairan barat  daya  Sumbawa  yang  merupakan bagian  dari  perairan  timur  laut  Samudera Hindia.  Lokasi  penelitian  berada  pada posisi koordinat stasiun 116.8091° BT dan 9.0723° LS (Gambar 1).

## 2.2.  Data Angin
Data angin yang digunakan merupakan  angin  harian  hasil  analisis ulang yang diperoleh dari situs http://www.ifremer.fr/cersat/en/data/down load/gridded/mwfqscat.htm periode
Januari  2000  -  November  2009  dengan resolusi spasial 0.5° x 0.5° atau sekitar 50 km  x  50  km.  Data  tersebut  kemudian dijadikan  rata-rata  bulanan.  Data  yang digunakan  adalah  data  kecepatan  angin yang  terdiri  atas  komponen  zonal  (timur- barat)  dan  komponen  meridional  (utara- selatan).
Data  angin  hasil  reanalisis  yang berformat NetCDF diekstraksi  dengan bantuan  perangkat  lunak Ocean  Data View  4 sehingga  dihasilkan  data  dalam format dokumen (.txt) yang bisa diolah di perangkat  lunak Microsoft  Excel  2007 . Selanjutnya  setiap  data  dibuatkan  sebaran temporalnya menggunakan perangkat lunak Ocean Data View 4 .
Gambar 1.  Lokasi penelitian

## 2.3.  Data Suhu
Data  suhu  dari  Januari  2000- November  2009  diperoleh  dari  hasil pengukuran  rutin  bulanan  yang  dilakukan oleh  PT  Newmont  Nusa  Tenggara.  Data suhu ini diasumsikan sebagai data bulanan karena rentang dan kekerapan pengukuran suhu  selama  21-35  hari  lebih  dari  50% dari total seluruh pengukuran. Pengukuran suhu  dilakukan  rata-rata  satu  kali  dalam satu bulan selama periode tersebut. Jangka waktu tersebut dipilih dengan pertimbang- an  bahwa  pada  rentang  periode  tersebut diharapkan  dapat  ditentukan  variabilitas suhu  dengan  periode  fluktuasi  yang  ber- sifat  antar-tahunan.  Selain  itu,  dipertim- bangkan  juga  ketersediaan  data  dimana pada  jangka  waktu  tersebut  data  hasil pengukuran  suhu  tersedia  hampir  setiap bulan.
Data suhu diambil secara vertikal sehingga  diperoleh  data  yang  mewakili kondisi seluruh lapisan kedalaman perairan.  Suhu  diukur  menggunakan  alat Conductivity  Temperature  Depth (CTD) sehingga  diperoleh  data  profil  menegak. Pada  penelitian  ini  juga  ditentukan anomali  suhu.  Anomali  suhu  merupakan nilai  perbedaan  antara  suhu  pada  satu bulan  tertentu  dibandingkan  dengan  nilai suhu  rata-rata  bulan  tersebut  selama  10 tahun.
Data  suhu  selama  satu  tahun dibagi  berdasarkan  pembagian  musim menurut  Wyrtki  (1961),  yaitu  suhu  bulan Desember-Februari mewakili kondisi
Musim  Barat,  suhu  bulan  Maret-Mei mewakili  Musim  Peralihan  I,  suhu  bulan Juni-Agustus mewakili  Musim  Timur dan suhu bulan September-November mewakili Musim Peralihan II.

## 2.4.  Sebaran Menegak dan Temporal Suhu
Analisis  data  dilakukan  dengan membuat  sebaran  menegak  suhu,sebaran temporal  suhu,  anomali  suhu  bulanan,dan kaitan  variasi  temporal  suhu  dengan
angin, Southern  Oscillation  Index (SOI) dan Dipole Mode Index (DMI).
Metode  yang  digunakan  untuk penentuan  batassetiap  kedalaman  lapisan mengacu  pada  standar  yang  ditetapkan oleh Ross (1970), yaitu kedalaman lapisan tercampur ditentukan pada nilai perubahan suhu  terhadap  kedalaman  (dT/dZ)  yang lebih kecil dari 0.1°C, kedalaman termoklin  adalah  kedalaman  dimana gradien suhu terhadap kedalaman (dT/dZ) lebih besar dan sama dengan 0.1°C.

## 2.5.  Spektrum Densitas Energi
Spektrum densitas energi digunakan  untuk  mengetahui  periode fluktuasi dan nilai densitas energiparameterangin  dan  suhu  pada beberapa  kedalaman  lapisan  tercampur dan termoklin. Data deret waktu suhu dan angin  terlebih  dahulu  diubah  dari  domain waktu  menjadi  domain  frekuensi.  Dalam analisis  FFT,  komponen Fourier ( ) dari  deret  waktu yang  dicatat  pada selang  waktu  h  (1  bulan)  diberikan  oleh (Bendat dan Piersol, 1971):
...........(1) dimana = fungsi FFT pada frekuensi ke k( fk ); N = jumlah pengamatan; t = 0, 1, 2,...,N-1;  h  =  0,  1,  2,...,N-1;  i  = (bilangan imajiner). Nilai fungsi spektrumnya ( Sx ) diperoleh dengan rumus:
.................................. (2)

## 2.6.  Korelasi Silang
Korelasi  silang  antara  parameter angin  zonal  dan  angin  meridional  dengan suhu digunakan untuk menentukan kospektrum  densitas  energi,  koherensi kuadrat dan perbedaan fase diantara kedua parameter. Angin dianggap sebagai variabel  X,  sedangkan  suhu  dianggap sebagai variabel Y.
Korelasi  silang  dapat  diperoleh dengan terlebih dahulu menghitung kospektrum densitas energi
dari dua  pasang  data  deret  waktu dan yang dicatat setiap selang waktu h:
............... (3) dimana =k/Nh,  k=0,1,...,N-1; = complex conjugate dari ;
=komponen fourier dari x t ; =komponen fourier dari y t .  Koherensi kuadrat  ( )  ditentukan  dengan
rumus:
......................... (4) dimana =  densitas  energi  spektrum X ( f k ); =densitas  energi  spektrum Y ( f k ).  Beda  fase  dapat  dihitung  dengan rumus:
...................... (5) dimana = bagian imajiner dari ; = bagian nyata dari
Kospektrum densitas energi meng- gambarkan  besarnya  energi  pada  periode fluktuasi  kedua  parameter  bersamaan. Hubungan  yang  erat  antara  fluktuasi kedua  parameter  tersebut  digambarkan oleh  nilai  koherensi  yang  tinggi  begitu juga  sebaliknya.  Beda  fase  menunjukkan perbedaan  waktu  respon  antara  kedua periode fluktuasi. Level signifikan densitas  energi  seluruh  parameter  yang dianggap  signifikan  pada  level  95% ditandai  dengan  garis  putus-putus  warna hijau  pada  grafik  spektrum  densitas energi.

## III.  HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1.  Sebaran Menegak dan Temporal Suhu
Kisaran  suhu  dan  ketebalan  setiap lapisan  perairan  Senunu  tahun  2000-2009 disajikan pada Tabel 1dan Tabel 2. Secara umum,  lapisan  tercampur  diwakili  oleh isoterm 27°C dan 28°C. Lapisan termoklin digambarkan oleh kontur isoterm  yang  lebih  rapat  satu  sama  lain dibatasi  isoterm  26°C  di  bagian  atas  dan 14°C  di  bagian  bawah.  Lapisan  dalam diwakili  oleh  isoterm  yang  berada  di bawah  batas  bawah  lapisan  termoklin yaitu  isoterm  kurang  dari  13°C.  Profil suhu menegak pada setiap musim disajikan pada Gambar 2. Suhu dan ketebalan lapisan tercampur  bervariasi  berdasarkan  musim. Pada  Musim  Barat  suhu  berkisar  25.7- 28.8°C dan ketebalan lapisan berkisar 68- 119 m rata-rata 83 m. Pada Musim Timur suhu  24.4-26.1°C  dan  ketebalan  lapisan berkisar  53-63  m  rata-rata  57  m.  Lebih tingginya  suhu  dan  lebih  tebalnya  lapisan tercampur  pada  Musim  barat  dibanding Musim  Timur  diperkirakan  pada  Musim Barat  tibanya  APJ  ke  lokasi  studi  dan pada  Musim  Timur  adanya  pengaruh upwelling  Pada  Musim  Peralihan  I  suhu 26.2-28.2°C dan ketebalan lapisan berkisar  45-66  m  rata-rata  53.5  m (cenderung mengikuti Musim Barat). Pada Musim Peralihan II suhu 24.5-27.0°C dan ketebalan  lapisan  berkisar  39-66  m  rata- rata  55  m  (cenderung  mengikuti  Musim Timur).  Kecenderungan  profil  musim peralihan  mengikuti  musim  sebelumnya diduga  berkaitan  dengan  perlunya  waktu untuk  menyesuaikan  dinamika  gerak musim berikutnya.
Suhu dan ketebalan lapisan termoklin  juga  bervariasi  berdasarkan musim.  Pada  Musim  Barat  suhu  berkisar 13.3-25.6°C dan ketebalan lapisan berkisar 119-204 m rata-rata 148 m. Pada Musim  Timur  suhu  berkisar  14.5-24.3°C
dan  ketebalan  lapisan  berkisar  83-198  m rata-rata 124 m. Hal ini diperkirakan pada
Musim Timur akibatnya terjadinya upwelling  mengakibatkan  lapisan  termo- klin terangkat dan cenderung lebih dingin.
Pada  musim  barat  tibanya  APJ menyebabkan  termoklin  tertekan  dan suhunya  cenderung  lebih  tinggi  karena APJ  membawa  air  hangat.  Pada  Musim Peralihan I suhu berkisar 13.8-26.1°C dan ketebalan  lapisan  berkisar  91-177  m  rata- rata 137 m. Pada Musim Peralihan II suhu berkisar 14.2-24.4°C dan ketebalan lapisan berkisar 96-160 m rata-rata 127 m. Kondisi musim peralihan cenderung sama dengan musim timur. Hal ini diperkirakan karena  ada  kenderungan  Angin  Tenggara di  lokasi  bertiup  lebih  awal  dan  berakhir lebih lama (Wyrtki, 1961).
Lapisan  dalam  pada  Musim  Barat dimulai pada kedalaman yang lebih dalam dibandingkan  Musim  Timur.  Hal  ini berarti  lapisan  dalam  ikut  tertekan  ke bawah  saat  terjadi  penebalan  lapisan tercampur  di  Musim  Barat  dan  ikut terangkat naik saat terjadi penaikan massa
air di Musim Timur. Lapisan dalam relatif stabil  dan  homogen  karena  gradien  suhu terhadap kedalaman pada lapisan ini kecil. Perubahan ketebalan lapisan dalam dipengaruhi oleh dinamika lapisan termoklin dan lapisan tercampur.
Suhu  yang  lebih  hangat  dan menebalnya  lapisan  tercampur  sehingga termoklin  tertekan  ke  bawah  pada  Musim Barat  diperkirakan disebabkan di  perairan selatan Jawa hingga Timor mengalir Arus Pantai  Jawa  (APJ)  yang  membawa  massa air  hangat  dan  berada  di  lapisan  atas (Wyrtki,  1962;  Fieux et  al .,  1993).  APJ mengalami  intensifikasi  ke  arah  timur karena didorong oleh Angin  Muson  Barat Laut  pada  Musim  Barat.  Sedangkan  suhu yang  lebih  dingin  dan  menipis  lapisan tercampur  serta  terangkatnya  termoklin disebabkan  pada  Musim  Timur  di  selatan Jawa-Sumbawa  terjadi  kekosongan  massa air  lapisan  atas  akibat  diseret  Angin Muson Tenggara yang kuat meninggalkan pantai. Untuk mengisi kekosongan tersebut  massa  air  lapisan  di  bawahnya naik ke atas. Massa air yang bergerak naik
Tabel 1.  Kisaran suhu dan ketebalan lapisan tercampur, termoklin, dan dalam di perairan Senunu tahun 2000-2009 pada Musim Barat dan Musim Peralihan I.
Lapisan Musim barat Musim peralihan I Suhu (°C) Tebal (m)  Suhu (°C)  Tebal (m) tercampur ( surface mixed layer ) 25.7-28.8 0-83 26.2-28.2 0-54 termoklin 13.3-25.6 84-232 13.8-26.1 55-192 dalam ( deep mixed layer ) <13.3 <13.8
Tabel 2. Kisaran suhu dan ketebalan lapisan tercampur, termoklin dan dalam di perairan Senunu tahun 2000-2009 pada Musim Timur dan Musim
Peralihan II Lapisan Musim timur Musim peralihan II Suhu (°C) Tebal (m)  Suhu (°C)  Tebal (m) tercampur ( surface mixed layer ) 24.4-26.1 0-57 24.5-27.0 0-55 termoklin 14.5-24.3 58-182 14.2-24.4 56-183 dalam ( deep mixed layer ) <14.5 <14.2
0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 dT/dZ 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 suhu ( 0 C) 500 400 300 200 100 0 K e d a la m a n ( m ) 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 dT/dZ 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 suhu ( 0 C) 500 400 300 200 100 0 K e d a la m a n ( m ) (a) (b) 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 dT/dZ 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 suhu ( 0 C) 500 400 300 200 100 0 K e d a la m a n ( m ) 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 dT/dZ 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 suhu ( 0 C) 500 400 300 200 100 0 K e d a la m a n ( m ) (c)
(d)
Gambar 2.  Profil suhu menegak di stasiun S16 tahun 2008: (a) Januari (musim barat); (b)  April  (musim  peralihan  I);  (c)  Juli  (musim  timur);  (d)  Oktober  (musim peralihan II). Warna merah menunjukkan nilai suhu pada setiap kedalaman, warna biru menunjukkan perubahan nilai suhu terhadap kedalaman (dT/dZ).
tersebut  merupakan  massa  air  perairan dalam  dari  bagian  timur  yang  bersuhu rendah  (Wyrtki,  1961;  Susanto et  al ., 2001).
Sebaran  temporal  suhu  di  perairan
Senunu periode tahun 2000-2009, anomali suhu  bulanan  dan  keterkaitannya  dengan angin,  ENSO  dan  IODM  disajikan  pada Gambar 3.
Suhu  permukaan  laut  (SPL)  yang relatif  tinggi  ditandai  isoterm  28°C terdapat  di  puncak  Musim  Barat  2001, 2002,  2005  dan  2009.  Pada  tahun  2003 dan  2008  SPL  yang  tinggi  terjadi  di Musim  Peralihan  I.  SPL  tinggi  di  Musim Barat diduga disebabkan masuknya massa air  hangat  bersalinitas  rendah  dari  bagian barat  Teluk  Senunu  yang  dibawa  oleh Arus Pantai Jawa (Fieux et al ., 1993).
a b

## e
Gambar 3.  Sebaran temporal suhu bulanan perairan Senunu di Stasiun S16 (a); anomali suhu  bulanan  terhadap  suhu  bulanan  rata-rata  sepuluh  tahun  (b); Stickplot angin hasil reanalisis;  (c)  SOI bulanan 2000-2009  (d); DMI bulanan 2000- 2007 (e).
Sedangkan SPL  yang relatif tinggi pada Musim Peralihan I diduga diakibatkan  oleh  Gelombang  Kelvin (Sprintall et al ., 2000).
Ketebalan  lapisan  tercampur  dan letak  lapisan  termoklin  memiliki  pola yang berulang setiap tahun sekali ( annual ). Lapisan tercampur paling dalam pada  Musim  Barat  sekitar  100  m,
kedalaman  termoklin  100-200  m.  Pada Musim  Peralihan  I  lapisan  tercampur mulai  menipis  dan  lapisan  termoklin mulai  terangkat  ke  arah  permukaan.  Pada Musim  Timur  sampai  awal  Musim Peralihan II lapisan tercampur paling tipis (sekitar  50  m)  dan  kedalaman  termoklin 50-150  m.  Lapisan  tercampur  mulai
-2 -1 0 1 2 D M I -30 -20 -10 0 10 20 S O I Jan-00 Jan-01 Jan-02 Jan-03
Jan-04 Jan-05 Jan-06 Jan-07 Jan-08 Jan-09 Jan-10 Tahun c d -2 -1 0 1 2 D M I -30 -20 -10 0 10 20 S O I Jan-00 Jan-01 Jan-02 Jan-03
Jan-04 Jan-05 Jan-06 Jan-07 Jan-08 Jan-09
Jan-10
Tahun
menebal  kembali  pada  akhir  Musim Peralihan II.
Ketebalan  lapisan  tercampur  tidak persis sama setiap tahun (variasi
interannual ),  seperti  Musim  Barat  2001
dan  2006  relatif  lebih  tebal  dibandingkan Musim Barat tahun-tahun lainnya. Pembentukan  lapisan  tercampur    yang sangat  kuat  tersebut  diduga  berkaitan dengan  kejadian  La  Nina.  Menurut Susanto et  al .  (2001),  selama  periode  La Nina  massa  air  hangat  dari  Samudera Pasifik bergerak menuju Samudera Hindia melalui  selat  di  sepanjang  Jawa  hingga Timor.
Waktu terjadinya
penebalan lapisan  tercampur  juga  tidak  persis  sama setiap  tahun,  misalnya  pada  tahun  2001, 2006,  dan  2009  penebalan  intensif  terjadi pada  puncak  Musim  Barat.  Sementara pada  tahun  2003  dan  2008  penebalan lapisan  tercampur  terjadi  pada  Musim Peralihan  I.  Penebalan  lapisan  tercampur ini  diduga  berkaitan  dengan  datangnya Gelombang  Kelvin  di  sepanjang  pantai selatan  Jawa-Sumbawa  (Sprintall et  al ., 2000).
Pada  Musim  Barat  tahun  2002, 2004, dan 2007 lapisan tercampur menipis dan  lapisan  termoklin  terangkat  dan menebal.  Hal  ini  kemungkinan  berkaitan dengan  munculnya  gejala  El  Nino  lemah pada tahun 2002 dan 2004 dan IOD positif pada  tahun  2007.  Menurut  Susanto et  al . (2001),  dangkalnya  lapisan  termoklin  di sepanjang  pantai  selatan  Jawa-Sumbawa berkaitan  dengan  ENSO  melalui  jalur Arlindo  dan  anomali  Angin  Muson Tenggara.  Menurut  Saji et  al .  (1999), pendangkalan  lapisan  termoklin  di  timur Samudera  Hindia  tropis  disebabkan  angin zonal  di  wilayah  tersebut  bertiup  lebih kuat dan lebih lama daripada biasanya.
Anomali suhu  yang jelas terjadi di lapisan  termoklin.  Anomali  suhu  yang bernilai  positif  sekitar  +1.5  sampai    +2.5 terjadi  pada  Musim  Barat  tahun  2001, Musim Peralihan  I tahun 2006, sepanjang
tahun  2008  dan  Musim  Barat  dan  Musim Peralihan  I  tahun  2009.  Anomali  suhu positif  diduga  berkaitan  dengan  kejadian La  Nina.  Anomali  suhu  yang  lebih  tinggi dibandingkan  suhu  rata-rata  disebabkan pada  saat  kejadian  La  Nina  kolam  air hangat  menumpuk  di  bagian  barat Samudera Pasifik tropis dan menyebabkan presipitasi  yang lebih tinggi  dari biasanya di wilayah Indonesia. Hal ini menyebabkan  suhu  permukaan  laut  pun lebih  hangat.  Anomali  suhu  bernilai negatif  sekitar  -2.5  sampai  -1.5  terjadi pada  tahun  2002  dan  2004  didugan berkaitan dengan El Nino dan tahun 2007 diduga  berkaitan  dengan  kejadian  IODM. Anomali suhu yang lebih rendah dibandingkan  suhu  rata-rata  disebabkan pada  periode  El  Nino  tinggi  muka  air  di Samudera Pasifik tropis bagian barat lebih rendah  dari  biasanya  sehingga  transpor massa  air  dari  Samudera  Pasifik  ke
Samudera Hindia melalui Arlindo melemah.  Hal  ini  menyebabkan  proses penaikan  massa  air  di  selatan  Jawa- Sumbawa  lebih  intensif  dari  biasanya. Massa  air  lapisan  bawah  ini  merupakan massa  air  dingin.  Pada  saat  kejadian IODM  positif,  suhu  permukaan  laut menjadi lebih dingin dari biasanya karena angin zonal yang bergerak ke barat bertiup lebih lama dan kuat.

## 3.2.  Spektrum Densitas Energi
Energi  yang  signifikan  terdapat pada  semua  periode  fluktuasi  12  bulan (variasi  tahunan)  di  kedalaman  tercampur dan  termoklin.  Selain  itu  terdapat  energi signifikan  di  kedalaman  125  m  pada periode  19.33  bulan  (variasi  antar- tahunan)  dan  di  kedalaman  200  m  pada periode  6  (variasi  setengah  tahunan),  8 bulan  (variasi intra-tahunan) dan 29 bulan (variasi  antar-tahunan)  (Tabel  3  dan Gambar  4).  Energi  angin  zonal  dan meridional hasil reanalisis yang signifikan pada  periode  fluktuasi  12  bulan  (variasi tahunan) (Tabel 4 dan Gambar 5).
Tabel 3.  Periode fluktuasi suhu air laut dengan spektrum energi yang signifikan pada kedalaman 5 m, 75 m, 125 m, dan 200 m di stasiun S16 tahun 2000-2009.
Kedalaman (meter) Periode (bulan) Spektrum energi signifikan (°C 2 /Siklus per bulan) Keterangan 5 11.60 59.28 variasi tahunan 75 11.60 68.60 variasi tahunan 125 11.60 99.83 variasi tahunan 19.33 39.14 200 5.80
9.39
variasi tahunan 8.29 11.01 11.60 23.50
29 9.88 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0 20 40 60 80 100 S pe ktrum Den sit as E ne rgi (( 0 C 2 )/ S iklus pe r B ulan ) 0 20 40 60 80 100 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0 20 40 60 80 100 S pe ktrum Den sit as E ne rgi ( 0 C 2 /siklus pe r bu lan ) (a)                                                       (b) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0 20 40 60 80 100 S pe ktrum Den sit as E ne rgi ( 0 C 2 /siklus pe r bu lan ) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0 20 40 60 80 100 S pe ktrum Den sit as E ne rgi ( 0 C 2 /siklus pe r bu lan ) (c)
(d)
Gambar 4.  Spektrum densitas energi suhu air laut di stasiun S16 tahun 2000- 2009. (a) kedalaman 5 m; (b) kedalaman 75 m; (c) kedalaman 125 m; (d) kedalaman 200 m.
Tabel 4.  Periode fluktuasi angin dengan spektrum energi yang    signifikan di  perairan Senunu tahun 2000-2009.
Komponen angin Periode (bulan) Spektrum energi signifikan ((m/s) 2 /siklus per Bulan) Keterangan zonal 11.60 602.56 variasi tahunan meridional 11.60 73.62 variasi tahunan
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0 100 200 300 400 500 600 700 S pe ktral Den si ta s E ne rgi (( m/ s )2/sik lus pe r bu lan ) 0 100 200 300 400 500 600 700 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0 100 200 300 400 500 600 700 S pe ktral Den si ta s E ne rgi (( m/s ) 2 /siklus pe r bu lan ) 0 100 200 300 400 500 600 700
(a)                                                          (b)
Gambar 5.  Spektrum densitas energi angin hasil reanalisis di  perairan Senunu tahun 2000-2009. zonal (a); meridional (b).
Fluktuasi  dengan  periode  tahunan (12  bulan)  menggambarkan  pola  suhu yang  berulang  setiap  tahun.  Dalam  satu tahun  terdapat  satu  periode  dimana  suhu permukaan  laut  menjadi  lebih  hangat  dan lapisan tercampur menebal (Musim Barat) dan  satu  periode  lainnya  dimana  suhu permukaan  laut  lebih  dingin  dan  lapisan tercampur  menjadi  lebih  tipis  (Musim Timur).  Interval  antara  dua  kondisi  yang sama  adalah  satu  tahun.  Suhu  permukaan laut  yang  lebih  hangat  dan  menebalnya lapisan  tercampur  dibawa  oleh  Arus Pantai  Jawa  yang  didorong  Angin  Muson Barat  Laut  (Purba,  2009;  Wyrtki,  1962). Suhu  permukaan  laut  yang  lebih  dingin dan menipisnya lapisan tercampur disebabkan penaikan massa air di perairan  Senunu  yang  dibangkitkan  oleh Angin Muson Tenggara. Dengan
demikian fluktuasi tahunan diduga
merupakan  respon  terhadap  variabilitas tahunan Angin Muson (Wyrtki, 1961).
Fluktuasi  setengah  tahunan  (6 bulan)  menunjukkan  fluktuasi  suhu  yang terjadi  pada  satu  musim  peralihan  ke musim  peralihan  berikutnya.  Fluktuasi setengah tahunan diduga berkaitan dengan Gelombang Kelvin yang membawa massa air  hangat  dan  mempertebal  lapisan tercampur  pada  musim-musim  peralihan (Sprintall et al ., 2000). Fluktuasi setengah tahunan  ditemukan  pada  kedalaman  200 m yang mengindikasikan pengaruh Gelombang Kelvin  yang paling kuat  pada kedalaman  200  m  di    perairan  Senunu. Pengaruh  Gelombang  Kelvin  yang  kuat pada  lapisan  termoklin  juga  ditemukan  di perairan  selatan  Jawa  bagian  barat  (Farita et  al .,  2006).  Fluktuasi  antar-tahunan ditemukan  pada  periode  19  bulan  (variasi 1.5 tahun) yang mengindikasikan
pengaruh  IODM  (Adisaputra,  2011)  dan periode  29  bulan  yang  mengindikasikan pengaruh  ENSO  (Farita et  al .,  2006). Fluktuasi  intra-tahunan  ditemukan  pada periode fluktuasi 8 bulan yang mengindikasikan pengaruh angin di Samudera  Hindia  bagian  timur  ( remote forcing ) yang mengubah periode fluktuasi tahunan  di  selatan  Sumbawa  menjadi  8 sampai  24  bulan  (Meyers,  1996).Energi signifikan suhu cenderung semakin meningkat dengan bertambahnya
kedalaman  di  lapisan  tercampur  dan mencapai puncaknya di kedalaman 125 m. Setelah  kedalaman  tersebut  spektrum energi  suhu  semakin  menurun  dengan bertambahnya  kedalaman.  Hal  ini  berarti bahwa  nilai  suhu  yang  paling  fluktuatif terdapat  pada  kedalaman  125  m.  Hasil penelitian  Farita et  al. (2006)  di  selatan Jawa  juga  menemukan  bahwa  suhu  yang paling  fluktuatif  terdapat  pada  lapisan tengah  kedalaman  termoklin  (125  m). Densitas  energi  angin  zonal  yang  lebih tinggi  mengindikasikan  fluktuasi  angin zonal lebih kuat daripada angin meridional.  Perairan  selatan  Sumbawa dominan dipengaruhi Angin Muson Tenggara  yang  lebih  berorientasi  timur- barat  dan  Angin  Muson  Barat  Laut  yang berorientasi barat-timur sehingga komponen  zonal  menjadi  lebih  kuat dibandingkan komponen meridional.
Penelitian-penelitian  di  sepanjang  selatan Jawa  juga  menunjukkan  komponen  zonal lebih kuat dibandingkan komponen meridional (Farita et al ., 2006; Tubalawony, 2007; Selowati, 2010;
Adisaputra, 2011).

## 3.3.  Korelasi Silang
Hasil  korelasi  silang  antara  angin hasil  reanalisis  dengan  suhu  disajikan pada  Gambar 6 dan  7, dan  Tabel  5. Hasil korelasi  silang  antara  komponen  angin zonal  dengan  suhu  menunjukkan  bahwa fluktuasi angin zonal dan suhu berkorelasi pada periode 12 bulan di  kedalaman  5 m,
75  m  dan  125  m.Seperti  pada  spektrum densitas  energi  suhu,  energi  terbesar  saat kedua fluktuasi terjadi bersamaan terdapat pada  kedalaman  125  m.  Kedua  fluktuasi tersebut  memiliki  tingkat  keeratan  tinggi yaitu  0.98  di  kedalaman  5  m,  0.97  di kedalaman  75  m  dan  0.92  di  kedalaman 125  m.  Beda  fase  antara  kedua  parameter adalah  30  hari  di  kedalaman  5  m,  27  hari di  kedalaman  75  m  dan  22  hari  di kedalaman  125  m.  Artinya  fluktuasi  suhu terjadi  setelah  30  hari  angin  berfluktuasi di  kedalaman  5  m,  27  hari  angin  berfluk- tuasi  di  kedalaman  75  m  dan    22  hari angin berfluktuasi di kedalaman 125 m.
Sedangkan fluktuasi angin
meridional  dan  suhu  berkorelasi  pada periode  12  bulan  di  semua  kedalaman yang  diteliti  dengan  tingkat  keeratan tinggi  yaitu  0.97  di  kedalaman  5  m,  0.94 di 75 m, 0.90 di 125 m dan 0.69 di 200 m.
Energi semakin besar dengan meningkatnya  kedalaman  dan  terbesar pada kedalaman 125 m kemudian menurun  pada  200  m.  Fluktuasi  angin mendahului fluktuasi  suhu selama 72 hari di  kedalaman  5  m,  71  hari  di  75  m  dan 125 m dan 66 hari di 200 m.
Hasil  korelasi  silang  antara  angin hasil reanalisis dengan suhu pada beberapa  kedalaman  lapisan  tercampur dan  termoklin  di    perairan  Senunu menunjukkan  bahwa  kedua  fluktuasi berkorelasi  erat  pada  periode  12  bulan atau  terdapat  variasi  tahunan.  Periode fluktuasi  ini  diduga  berkaitan  dengan dinamika  sistem  Angin  Muson  yang bertiup di atas perairan  Senunu.
Penelitian  Farita et  al .  (2006)  di selatan Jawa bagian barat juga menemukan energi signifikan pada
periode  fluktuasi  tahunan  di  kedalaman  0 m,  100  m  dan  600  m.  Beda  fase  antara angin  dengan  suhu  di  selatan  Sumbawa tidak  jauh  berbeda  dengan  selatan  Jawa dimana  pada  penelitian  yang  sama ditemukan  bahwa  beda  fase  antara  angin zonal  dengan  suhu  sekitar  32-36  hari  dan
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) -50 0 50 100 150 200 K os pe ktru m Densi ta s E ne rgi -50 0 50 100 150 200 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) -50 0 50 100 150 200 K os pe ktru m Densi ta s E ne rgi -50 0 50 100 150 200 (A1) (A2) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 K oh ere ns i K ua dra t 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 K oh ere ns i K ua dra t 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 (B1) (B2) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 B ed a Fa se -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) -3 -2 -1 0 1 2 3 4 B ed a Fa se -3 -2 -1 0 1 2 3 4 (C1)
(C2)
Gambar 6.  Korelasi silang antara angin zonal hasil reanalisis dengan suhu kedalaman 5 m (A1,, B1, C1), 75 m (A2, B2, C2) di stasiun S16 tahun 2000-2009. A. Kospektrum densitas energi; B. Koherensi kuadrat; C.  Beda fase.
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) -50 0 50 100 150 200 250 K os pe ktru m Densi ta s E ne rgi -50 0 50 100 150 200 250 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) -20 0 20 40 60 80 100 K os pe ktru m Densi ta s E ne rgi -20 0 20 40 60 80 100 (A3) (A4) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 K oh ere ns i K ua dra t 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 K oh ere ns i K ua dra t 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 (B3) (B4) 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 B ed a Fa se -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 Periode (Bulan) -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 B ed a Fa se -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 (C3) (C4)
Gambar 7.  Korelasi silang antara angin zonal hasil reanalisis dengan suhu kedalaman 125 m (A3, B3, C3), 200 m (A4, B4, C4) di stasiun S16 tahun 2000-2009. A. Kospektrum densitas energi; B. Koherensi kuadrat; C.  Beda fase.
Tabel 5.  Hasil korelasi silang angin dengan suhu di stasiun S16 tahun 2000-2009.
komponen angin kedalaman (Meter) periode fluktuasi (Bulan) kospektrum energi signifikan ((m/s) 2 /spb). ((°C 2 )/spb) koherensi beda fase (tan -1 ) hari zonal 5 12 158.94 0.98 0.56 30 75 12 174.59 0.97 0.51 27 125 12 215.90 0.92 0.40 22 meridional 5 12 64.29 0.97 2.98 72 75 12 67.60 0.94 2.94 71 125 12 77.60 0.90 2.84 71 200 12 22.01 0.69 2.26 66
beda  fase  antara  angin  meridional  dengan suhu  sekitar  65-72  hari.  Penelitian Adisaputra  (2011)  di  perairan  barat Sumatera juga menunjukkan bahwa energi signifikan saat angin dan suhu berfluktuasi  bersamaan  pada  periode tahunan di kedalaman 5 m dan 75 m. Beda fase  antara  fluktuasi  angin  zonal  dengan fluktuasi  suhu  adalah  44  hari  dan  8  hari. Beda fase antara angin meridional dengan suhu  berkisar  67-72  hari  di  kedalaman  5 m, 75 m dan 125 m.

## IV.  KESIMPULAN
Variasi  musiman,  tahunan  dan antara-tahunan  dari  stratifikasi  vertikal suhu  secara  temporal  mengindisikan adanya pengaruh sistem Angin Muson dan fenomena  regional  di  S.  India  dan  S. Pasifik.    Saat  Angin  Muson  Tenggara, lapisan  tercampur  lebih  tipis  dengan  suhu lebih  rendah,  lapisan  termoklin  terangkat dengan suhu lebih rendah. Sebaliknya saat Angin  Muson  barat  Lau  bertiup,  lapisan tercampur  lebih  tebal  dengan  suhu  lebih tinggi dan lapisan termoklin lebih tertekan,  Pada  Musim  Peralihan  I  dan  II, stratifikasinya  cenderung  mirip  dengan kondisi  musim  sebelumnya.    Sementara suhu lapisan dalam tidak banyak bervariasi  tetapi  batas  atas  lapisan  ini
tertekan  saat  Musim  Barat  dan  terangkat saat Musim Timur.
Pengaruh  dari  fenomena  regional terlihat  dari  lebih  tebalnya  lapisan tercampur  pada  tahun  2001,  2006  dan 2009  yang  berkaitan  dengan  terjadinya fenomen  La  Nina  di  tropis  S.  Pasifik. Pengaruh  Gelombang  Kelvin  terlihat dengan  menebalnya  lapisan  tercampur pada  Musim  Peralihan  I  2003  dan  2008. Lapisan  tercampur  yang  lebih  tipis  pada tahun  2002  dan  2004  merupakan  indikasi pengaruh dari fenomena El Nino di tropis S.  Pasifik.  Sementara  penipisan  lapisan termoklin  tahun  2007  berkaitan  dengan terjadinya  fenomena  IODM  positif  di tropis S. India.
Analisi  deret  waktu  memperli- hatkan  energi  signifikan  suhu  di  semua kedalaman  dan  angin  terdapat  pada periode  fluktuasi  12  bulan  (variasi tahunan),  periode  6  bulan  (setengah tahunan)  di  kedalaman  200  m  dan  peride antar-tahunan yaitu 19 bulan di kedalaman 125 m dan 29 bulan di kedalaman 200 m. Fluktuasi  tahunan  disebabkan  pengaruh sistem  Angin  Muson  yang  bertiup  di  atas perairan    Senunu.  Fluktuasi  setengah tahunan  berkaitan  dengan  melintasnya Gelombang  Kelvin.  Fluktuasi antar- tahunan pada periode 19 bulan mengindikasikan pengaruh IODM,
sedangkan  periode  fluktuasi  29  bulan berkaitan  dengan  ENSO.  Korelasi  silang angin  dengan  suhu  menunjukkan  energi signifikan saat kedua parameter berfluktuasi secara bersamaan pada periode tahunan (12 bulan).

## DAFTAR PUSTAKA
Adisaputra,  A.  2011.  Variabilitas  suhu, arus  dan  angin  di  perairan  barat Sumatera serta inter-relasinya dengan Indian Ocean Dipole Mode (IODM)  dan El  Nino  Southern Oscillation (ENSO). Skripsi. Fakultas Perikanan  dan Ilmu
Kelautan  Institut  Pertanian  Bogor.
Bogor. 145hlm.
Farita, Y., M. Purba, dan A. Atmadipoera. 2006.  Variabilitas  suhu  laut  di selatan  Jawa  Barat. Bullletin  PSP , XV(3):139-157.
Ffield,  A.  and  A.L.  Gordon.  1996.  Tidal mixing  signatures  in  the  Indonesia Seas. J.  Phys.  Ocean .  26:1924- 1937.
Ffield,  A.,  K.  Vranes,  A.L.  Gordon,  R.D.
Susanto,  and  S.  L.  Garzoli.  2000.
Temperature variability within Makassar  Strait. J . Geophys.  Res . Lett., 27:237–240.
Fieux,  M.,  C.  Andrie,  P.  Delecluse,  A.G.
Illahude, A. Kartavtseef, F. Mantisi,  R.  Molcard,  and  J. Swallow. 1993. Measurements within  the  Pacific-Indian  Ocean Throughflow  Region. Deep-Sea research I, 41(7):1091-1130.
Gordon,  A.L.,  C.F.  Giulivi,  and  A.G.
Ilahude.  2003.  Deep  topographic barriers within the Indonesian seas. Deep-Sea  Research  II ,  50:2205-
2228.
Hautala,  S.,  J.  Reid,  and  N.  Bray.  1996.
The  distribution  and  mixing  of Pacific  water  masses  in  the Indonesian  seas. J.  Geophys.  Res.,
101(C5):12,375–12,389.
Irawati,  N.  2005.  Karakteristik  tekanan udara  dan  suhu  permukaan  laut  di pantai  barat  Sumatera  dan  pantai timur Afrika serta kaitannya dengan  kejadian  dipole  mode  di Samudera  Hindia  Tropis.  Tesis. Sekolah Pascasarjana Institut Pertanian Bogor. Bogor.  41hlm. McClean,  J.L.  and  D.P.  Ivanova.  2005. Remote  origins  of  interannual variability in the Indonesian Throughflow region from data and a  global  Parallel  Ocean  Program simulation .  J.  Geophys.  Res .  110, C10013.
Meyers,  G.    1996.    Variation  of  Indone- sian  throughflow  and  the  El  Nino Southern  Oscillation. J.  Geophys. Res., 101(C5):12.255-12.263.
Nybakken,  J.W.  1992.  Biologi  laut:  suatu pendekatan  ekologis.  Diterjemah- kan  oleh  H.M.  Eidman,  Koesbi- ono,  D.G.  Bengen,  M.  Hutomo,
dan Sukardjo. PT Gramedia. Jakarta. Indonesia. 496hlm.
Pickard,  G.L.  and  W.J.  Emery.  1990. Descriptive  physical  oceanogra- phy.  Pergamon  Press.  Oxford.
320p.
Purba, M. 2009. Dynamics of  south Java-
Sumbawa waters during south east monsoon.  International  Sympo- sium of Marine Science, Technology  and  Policy.  World Ocean Conference. Manado, 12-14 Mei 2009.
Ross,  D.A.  1970.  Introduction  to  oceano- graphy. Appleton-century-cofts.
Meredith  Corporation.  New  York.
384p.
Saji,  N.H.  and  T.  Yamagata.  2003. Possible  impacts  of  Indian  Ocean Dipole  mode    events  on  global climate. Climate Research , 25:151-159.
Saji,  N.H.,  B.H.  Goswami,  P.N.  Vinaya- chandran,  and  T.  Yamagata.  1999. A  dipole  mode  in  the  tropical
Indian  Ocean. Nature ,  401:360– 363.
Selowati,  Y.G.  2010.  Variabilitas  arus geostropik permukaan dan angin di peraian  selatan  jawa.  Skripsi. Fakultas Perikanan  dan Ilmu
Kelautan  Insitut  Pertanian  Bogor. Bogor. 45hlm. Sprintall, J., A.L. Gordon, R. Murtugudde and R.D. Susanto. 2000. Semiannual  Indian  Ocean  forced Kelvin  wave  observed  in  the Indonesian  seas  in  May  1997. J.
Geophys. Res . 105: 17217– 17230.
Susanto,  R.D.  and  A.L.  Gordon.  2005.
Velocity  and  transport  of  the
Makassar  Strait  throughflow. J.
Geophys. Res . 110, C01005. Susanto,  R.D.,  A.L.  Gordon  and  Q. Zheng.  2001.  Upwelling  along  the coasts of Java and Sumatra and its relation  to  ENSO. Geophys.  Res.
Lett ., 28(8):1599–1602.
Tubalawony,  S.    2007.  Kajian  klorofil-a dan  nutrien  serta  interrelasinya dengan  dinamika  massa  air    di perairan barat Sumatera dan selatan  Jawa-Sumbawa.  Disertasi. Sekolah Pascasarjana. Insitut Pertanian Bogor. Wyrtki,  K.  1961.  Physical  oceanography of  the  southeast  Asian  waters,
NAGA  report,  vol.  2,  Univ.  of Calif., San Diego.  195p.
Wyrtki,  K.  1962.  The  upwelling  in  the region  between  Java  and  Australia during  the  south-east  Monsoon.
Aust.  J.  Mar.  Freshwater  Res .,
17:217-225. Diterima : 20 Oktober 2013 Direvisi : 11 Februari 2013 Disetujui : 3 September 2013