## VARIASI SPASIAL DAN TEMPORAL ARLINDO DI SELAT MAKASSAR

## SPATIAL AND TEMPORAL VARIATION OF INDONESIAN THROUGHFLOW IN THE MAKASSAR STRAIT
Agus S. Atmadipoera 1* , Selfrida M. Horhoruw 2 , Mulia Purba 1 , dan Dwi Y. Nugroho 3 1 Departemen Ilmu dan Teknolologi Kelautan, FPIK IPB Bogor
2 Program Pasca Sarjana Ilmu Kelautan, IPB Bogor
3 Badan Riset Kelautan dan Perikanan, KKP Jakarta *E-mail: atmadipoera_itk@ipb.ac.id

## ABSTRACT
Using  outputs  of  INDESO  model,  this  study  investigated  vertical  structure,  spatial  and  temporal variation of the Indonesian Throughflow in Makassar Strait (M-ITF). It was shown that the main axis of persistent southward jet of M-ITF formed a unique path following the western shelf slope along the strait,  which  was  associated  with  a  high  kinetic  energy  (KE)  region  from  near-surface  down  to  the thermocline layer. Furthermore, a drastic jump of KE appeared in the narrow and deep Libani Chan- nel (near 3°S) where the strait's width shrinks significantly, thus an elevated flow velocity was needed to  maintain  transport  volume  balance.  Here,  maximum  southward  velocity  at  thermocline  exceeded 1.2 m/s. Spatial pattern of M-ITF can be described by the first EOF mode which accounts for 79 % of the total variances. It exhibited that contours of the flow amplitudes were similar to M-ITF path, and the largest amplitude was located near the Libani Channel. Out-of-phase relationship of the flow was found between M-ITF and eddies circulation that developed in the edges of the strait. Corresponding temporal  fluctuation  of  the  first  EOF  mode  indicated  that  M-ITF  variabilities  varied  from  intra- seasonal  to  inter-annual  scales.  Annual  fluctuation  of  M-ITF  was  seen  from  EOF  mode-2  (at thermocline layer) and mode-3 at lower-thermocline. Cross-spectra analysis revealed that variability of M- ITF (e.g. on annual scale) at northern entrance was highly coherent to the fluctuations of North Equatorial  Current  (NEC)  and  Mindanao  Current  (MC),  suggesting  that  variability  of  M-ITF  was remotely influenced by the Pacific low-latitude western boundary currents.
Keywords : INDESO model, Indonesian Throughflow, Makassar Strait, EOF, Cross-Spectra Analysis

## ABSTRAK
Dari  data  deret-waktu  keluaran  model  INDESO,  studi  ini  bertujuan  mengkaji  struktur  menegak  dan variasi spasial-temporal dari Arlindo di Selat Makassar (M-ITF).  Terungkap bahwa sumbu utama jet M-ITF membentuk lintasan khas yang mengikuti lerengan tepi barat dari selat, serta dicirikan dengan nilai  energi  kinetik tinggi  dari dekat permukaan sampai bawah termoklin.  Lonjakan  drastis dari nilai EK terjadi di bagian selat sempit, yaitu di Kanal Libani, dimana kecepatan aliran dari M-ITF mening- kat  pesat  untuk  menjaga  keseimbangan  volume  angkutannya.  Di  kanal  ini  besaran  kecepatan  aliran mencapai maksimum di kedalaman termoklin lebih dari 1.2 m/detik. Variasi spasial dari M-ITF dapat digambarkan dengan EOF mode pertama yang menjelaskan 79 % dari total ragam ( variance ), dimana terlihat amplitude dari aliran terjadi di sepanjang lintasannya, serta amplitude terbesar di sekitar Kanal Libani. Hubungan fase-terbalik dari aliran antara M-ITF dengan pusaran arus ( eddies ) yang terjadi di tepi barat (sekitar 1°LU) dan tepi timur (sekitar 4°LS) selat. Fluktuasi temporal yang bersesuaian de- ngan  EOF  mode  pertama  tersebut  menunjukkan  variabilitas  M-ITF  terjadi  dari  skala  waktu  intra- musiman sampai  inter-tahunan.  Fluktuasi tahunan  dari M-ITF terlihat pada EOF  mode-2 (di  lapisan termoklin)  dan  mode-3  di  lapisan bawah termoklin.  Analisis spektral-silang  menunjukkan bahwa va- riabilitas  M-ITF  memiliki  koherensi  yang  tinggi  Arus  Ekuator  Utara  dan  Arus  Mindanao.  Sehingga dapat diduga bahwa fluktuasi M-ITF dipengaruhi secara jarak jauh ( remotely ) oleh sistem arus di tepi barat Pasifik.
Kata kunci : Model INDESO, Arus Lintas Indonesia, Selat Makassar, Analisis EOF, Spektra-Silang

## I.  PENDAHULUAN
Sirkulasi  laut  Indonesia  dipengaruhi secara signifikan oleh dua sistem arus utama, yaitu  Arus  Monsun  Indonesia  (Armondo) yang terbentuk sebagai respon terhadap angin Monsun  yang  berganti  arah  dua  kali  dalam setahun,  serta  Arus  Lintas  Indonesia  (Arlin- do)  sebagai  sistem  arus  yang  persisten  dari Samudera  Pasifik  ke  Hindia  yang  melalui Laut  Indonesia  dan  merupakan  komponen penting dari sirkulasi termohalin global (Gor- don,  1986;  Ilahude  dan  Nontji,  1993).  Laut Indonesia  merupakan  satu-satunya  penghu- bung  langsung  antar-samudera  di  wilayah ekuator  dunia,  yang  memungkinkan  terjadi transfer bahang dan massa air dari Samudera Pasifik  ke  Hindia.  Transfer  oleh  Arlindo  ini dapat mempengaruhi neraca bahang dan mas- sa  di  lapisan  permukaan  dan  termoklin  Sa- mudera  Hindia,  yang  selanjutnya  berpenga- ruh  terhadap  variabilitas  iklim  dalam  skala regional dan global (Gordon, 1986; Godfrey, 1996).
Arlindo  Makassar  masih  menjadi  ka- jian yang menarik bagi para peneliti kelautan dunia,  karena  merupakan  cabang  utama Arlindo  (Gambar  1).    Beberapa  hasil  kajian dari  data  pengukuran  hidrografi,  observasi mooring arus,  serta  pemodelan  sirkulasi  laut telah  terungkap  proses  fisik,  dinamika  dan variabilitas  Arlindo.  Misalnya,  Arlindo  Ma- kassar  memberikan  kontribusi  hampir  70% dari  rerata  total  volume  transport  Arlindo (Gordon et al., 2010).  Arlindo Makassar uta- manya membawa massa air yang berasal dari Pasifik  Utara,  yaitu  massa  air  termoklin North  Pacific  Subtropical  Water (NPSW) dan massa air bawah termoklin North Pacific Intermediate  Water (NPIW)  (Wyrtki,  1966; Illahude  and  Gordon,  1996;  Atmadipoera et al., 2009).  Intensifikasi besaran arus Arlindo Makassar  ditemukan  di  lapisan  termoklin, serta  bervariasi  secara  musiman.  Besarnya transport  Arlindo  Makassar  selama  periode Musim  Timur  (Juli  -  September)  lebih  kuat dibandingkan  dalam  periode  Musim  Barat (Desember  -  Februari)  (Gordon et  al., 2010;
Susanto et al., 2012). Model sirkulasi menun- jukkan terjadi  intensifikasi tepi barat dari Jet Arlindo Makassar di sepanjang lintasan selat ini  (Mayer  and  Damm,  2012).  Hasil  pengu- kuran  langsung  dalam  program EWIN-2013 menunjukkan  bahwa  massa  air  Arlindo  Ma- kassar  (NPSW  dan  NPIW)  bervariasi  secara spasial dimana stratifikasi massa air itu lebih tegas  karakternya  di  tepi  barat  dibanding dengan tepi timur  selat, yang  berasosiasi de- ngan penguatan Arlindonya (Horhoruw et al . , 2015).
Variabilitas  Arlindo  terjadi  dalam rentang  skala-waktu  yang  luas,  yang  berkai- tan  dengan  dinamika  laut-atmosfer  di  wila- yah  Indo-Pasifik.  Misalnya,  dalam  skala- waktu intra-musiman dan musiman, fluktuasi Arlindo  berhubungan  erat  dengan  dinamika laut-atmosfer  di  wilayah  ekuator  seperti Madden  Julian  Oscillation (MJO),  kedata- ngan  gelombang  Kelvin  Hindia  dan  Rossby Pasifik, serta Monsun Asia-Australia.  Dalam skala-waktu  antar-tahunan,  Arlindo  juga  di- pengaruhi  oleh  dinamika  interaksi  laut- atmosfer di Samudera Pasifik dan Hindia, se- perti fenomena El-Nino Southern Oscillation (ENSO)  dan Indian  Ocean  Dipole (Meyers, 1996;  Gordon,  2005;  Kida  and  Wijffels, 2012;  Shinoda et  al., 2012).  Fluktuasi  arus dalam periode yang lebih panjang, seperti ta- hunan sangat erat berkorelasi dengan dinami- ka  laut-atmosfer  Monsun, dan periode antar- tahunan  dengan  fenomena  ENSO  dan  IOD (Liu et al., 2015; Susanto et al., 2012).
Penelitian sebelumnya melaporkan bah- wa  fluktuasi  arus  dalam  skala  intra-seasonal dan semi-annual di kedalaman termoklin dan bawah  termoklin  di  Selat  Makassar  berkore- lasi erat dengan kedatangan coastally trapped gelombang Kelvin yang berasal dari wilayah ekuator  Samudera  Hindia  (Sprintall et  al., 2000;  Susanto et  al., 2012;  Pujiana et  al., 2014).  Namun  demikian,  kemungkinan  fak- tor  penggerak  fluktuasi  Arlindo  Makassar yang  berasal  dari remote  forcing Samudera Pasifik  masih  belum  diungkapkan  secara  te- gas. Masumoto et  al. (2001) melaporkan ek- sistensi eddies yang  bergerak  ke  arah  barat
dalam  skala  intra-seasonal  di  Laut  Sulawesi yang terbentuk karena ketidakstabilan arus di pintu masuk Laut Sulawesi. Eddies ini dapat mempengaruhi  besarnya  transport  Arlindo yang  masuk  ke  Selat  Makassar,  tetapi  pro- pagasi  signal  dalam  skala  intra-seasonal  ter- sebut kedalam laut interior Indonesia menga- lami peluruhan secara cepat ( damped ).
Tujuan  makalah  ini  adalah  untuk mengkaji  siklus  tahunan  Arlindo  Makassar, struktur spasial dan variasi temporal Arlindo Makassar  di  kedalaman  dekat  permukaan, termoklin  dan  bawah  termoklin,  serta  kohe- rensi fluktuasi Arlindo Makassar dengan arus di kawasan Indo-Pasifik.

## II. METODE PENELITIAN

## 2.1. Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian  ini  dilakukan  mulai  dari bulan  November  2015  sampai  dengan  April 2016  di  Laboratorium  Oseanografi  Fisika, Dept. ITK FPIK IPB. Lokasi penelitian berada di wilayah Selat Makassar, yang dibatasi pada wilayah  antara  6°LS  -  3°LU  dan  115°BT  - 120.5°BT, di bagian selatan dibatasi oleh lin- tang  4°LS  dan  di  bagian  utara  pada  lintang 2°LU (Gambar 1).

## 2.2.  Bahan dan Data

## 2.2.1. Keluaran Model INDESO
Hasil  simulasi  model  sirkulasi umum laut  dengan  konfigurasi  INDESO  ( Infras- tructure  Development  of  Space  Oceanogra- phy ) dari tahun 2007-2014 digunakan dalam makalah  ini.  Dibandingkan  dengan  sistem pemodelan  laut  serupa  di  wilayah  Indonesia (misal  HYCOM,  OFES),  maka  model INDESO  memiliki  beberapa  keunggulan, seperti  telah  diterapkan forcing pasang-surut baroklinik  dan  barotrofik  secara  eksplisit, forcing atmosfer  dengan  resolusi  temporal dan spasial tinggi, pengaturan topografi dasar laut pada wilayah selat sempit, serta validasi yang  intensif  hasil  simulasi  arus  dan  massa air  dengan  data  lapangan  dengan  hasil  yang memuaskan  (Tranchant et  al .,  2015).  Model INDESO  menggunakan  sistem  pemodelan
NEMO (Madec, 2008).  Secara lengkap kon- figurasi  dan  validasi  Model  INDESO  di- jelaskan dalam Tranchant et al. (2015).  Pen- jelasan  ringkas  dari  konfigurasi  model  ini memiliki resolusi  horisontal 1/12°  atau seki- tar 9.25 km dengan 50  level  vertikal dimana resolusi  vertikal  di  dekat  permukaan  lebih rapat  (sekitar  1  m),  dan  semakin  renggang dengan  bertambah  kedalaman.  Data  bathy- metri didasarkan pada data ETOPO2 Versi 2' dan  GEBCO  Versi  1'.    Penggerak  atmosfer beresolusi  temporal  tinggi  (3-jam)  diperoleh dari  data  European  Centre  for  Medium- Range  Weather Forecasts (ECMWF).  Peng- gerak pasang-surut barotropik di batas terbu- ka  untuk  10  komponen  pasut  utama  diper- oleh  dari  TPXO7  (Egbert  and  Erofeeva, 2002). Penggerak pasang surut diterapkan se- cara  eksplisit  maupun  secara  implisit  (par- ameterisasi),  sehingga  proses  fisik  percam- puran dapat dimodelkan secara akurat.
Model  INDESO  merupakan  salah satu  program  kelautan  dari  Kementrian  Ke- lautan  dan  Perikanan,  yang  didukung  oleh  2 lembaga  riset  kelautan  Europa  (Mercator- Ocean  dan Collecte  Localisation  Satellites - CLS) untuk pengembangan oseanografi ope- rasional di Indonesia. Pusat pengendali prog- ram  operasional  oseanografi  INDESO  ber- pusat di Balai Observasi dan Pemodelan Laut (BPOL) Bali. Keluaran model INDESO yang digunakan  dalam  penelitian  ini,  berupa variabel  komponen  arus  zonal  dan  meri- dional  3-dimensi  dengan  rataan  harian  dari tahun 2007 sampai 2014.

## 2.3.  Analisis Data
Untuk  mengkaji  struktur dan variabi- litas Arlindo Makassar dianalisis dengan me- tode Empirical  Orthogonal  Function (EOF) (Thomson  and  Emery,  2014),  sehingga  data deret waktu arus tersebut bisa dianalisis seca- ra temporal dan spasial di seluruh bagian Se- lat Makassar. Metode EOF diaplikasikan pa- da komponen arus meridional (v) yang meru- pakan  komponen  arus  dominan  karena  kon- figurasi  selat  dalam  orientasi  utara-selatan. Aliran Arlindo Makassar  dari  Samudera Pa-
Gambar 1. Peta wilayah studi di Selat Makassar dengan bathymetri dasar laut dengan kontur interval 500 m.  Skema sirkulasi Arlindo Makassar dan Arus Muson Laut Jawa. (sumber: Bathymetri GEBCO).
sifik  menuju  Samudera  Hindia  yang  mele- wati  selat  ini  didominasi  oleh  komponen utara-selatan (Susanto et al., 2012; Gordon et al., 2012;  Mayer  dan  Damm,  2012;  Horho- ruw et al., 2015).
Analisis EOF menghasilkan pola spa- sial yang menunjukkan osilasi tetap dari sua- tu  perairan,  sedangkan  evolusi  waktu  yang ditunjukan  dari  hasil principal  component (PC)  menunjukan  bagaimana  pola  tersebut berfluktuasi  terhadap  waktu.  Menurut  Hana- chi et al. (2007), perhitungan EOF dilakukan berdasarkan persamaan sebagai berikut:
…………..  (1)
dimana adalah  data  deret-waktu  se- bagai  fungsi waktu (t) dan ruang  (s); M  me- rupakan  jumlah  moda  yang  terdapat  pada bidang  dengan  menggunakan  suatu  set  opti- mal  dari  fungsi  ruang dan  ekspansi fungsi waktu .
Untuk  melihat  kekuatan  signal  dan periodisitas  fluktuasi  M-ITF  dilakukan  ana- lisis Power  Spectral  Density (PSD)  dengan
selang  kepercayaan  95  %  dan  menggunakan panjang  segmen  sebesar  512  data  menggu- nakan persamaan (Bendat dan Piersol, 2000), yang  dimulai  dari  perhitungan  transformasi Fourier cepat (FFT) sebagai berikut :

## …………………..  (2)
Energi  densitas  hasil  perhitungan  FFT  dari moda ekspansi EOF adalah sebagai berikut:
………………………..  (3)
dimana adalah  deret  waktu  koefisien ekspansi EOF,   adalah interval data EOF, adalah  data  EOF  dari  tahun  2007-2014  dan adalah frekuensi ke- .
Selain  komponen  arus  meridional  (v), magnitude aliran Arlindo Makassar diestimasi dalam  bentuk energi kinetik (EK),  yang dihi- tung menurut persamaan:
, dengan u dan v,  masing-masing,  adalah  komponen  arus
zonal  dan  meridional.  Dari  persamaan  energi kinetik  (EK)  terlihat  bahwa  semakin  besar magnitude kecepatan  arus  (u  dan  v),  maka nilai  EK  akan  semakin  besar  juga.  Nilai  EK yang  tinggi  diharapkan  terjadi  di  sepanjang sumbu utama dari aliran Arlindo Makassar.
Analisis  spektra-silang  ( cross-PSD ) digunakan  untuk  menganalisis  hubungan  an- tara fluktuasi dua atau  lebih  variabel. Dalam makalah ini, analisis spektra-silang dilakukan antara  arus  (dinyatakan  dengan  besaran energi  kinetik  EK),  di  pintu  utara  Selat  Ma- kassar  dengan  sistem  arus  di  kawasan  Indo- Pasifik  di  tiga  kedalaman  berbeda  (tercam- pur,  termoklin,  dan  bawah  termoklin).  Ana- lisis  spektra-silang  mencakup  perhitungan kospektral  energi,  koherensi  dan  beda  fase. Kospektral  energi  menunjukkan  besarnya fluktuasi energi pada periode yang sama dari kedua  variabel  tersebut.  Apabila  arus  di  ba- gian  "hulu"  Arlindo  mempengaruhi  arus  di bagian  "hilir"  Arlindo,  maka  keduanya  akan menunjukkan  hubungan  yang  kuat  antara kedua  variabel  (nilai  koherensi  yang  tinggi). Beda  fase  menunjukkan  perbedaan  selang waktu  antara  kedua  variabel.  Beda  fase positif  menunjukkan  bahwa  fluktuasi  varia- bel  yang  mempengaruhi  mendahului  ( lead ) variabel  yang  dipengaruhi,  sedangkan  beda fase  negatif  menunjukkan  bahwa  fluktuasi variabel yang dipengaruhi mendahului varia- bel yang mempengaruhi ( lag ) (Thomson and Emery,  2014). Time  lag adalah  waktu  yang diperlukan  oleh  variabel  yang  dipengaruhi untuk berespon.
Menurut  Bendat  dan  Piersol  (2010), kospektrum  energi  (
),  koherensi ( , dan beda fase ( dari dua
pasang  komponen  Fourier dari  data  deret waktu dan ,  pada  setiap  selang  waktu ,  dihitung  dengan  formulasi  sebagai  be- rikut:
…...…..  (4)
dimana:
= Komponen Fourier dari x n = Komponen Fourier dari y n, = Peri- ode   data   Fungsi   koherensi   (
dihitung menggunakan persamaan:
………………...  (5)
dimana: =  Densitas energi , = Densitas  energi ,  Nilai  beda  fase ( dihitung  menggunakan  persamaan
berikut:
……………...  (6) dimana: =  Nilai  imajiner  dari
, = Nilai nyata dari

## III. HASIL DAN PEMBAHASAN

## 3.1. Validasi Model dengan Data Obser- vasi
Validasi  model  arus  dilakukan  de- ngan data hasil  mooring arus  yang diukur di Kanal  Libani  dari  tahun  2007  sampai  2009 (Susanto et al., 2013).  Arus komponen meri- dional  (v)  dari  model  dan  data mooring di Kanal Libani selama tahun 2007-2009 disaji- kan  pada  Gambar  2.  Arus  hasil  simulasi INDESO  menunjukkan  pola  yang  mirip  de- ngan  arus  hasil  pengukuran  lapangan.  Pola variasi musiman arus dengan magnitude arus maksimum terjadi  dalam periode  Musim Ti- mur  (Juli-September),  dan magnitude arus maksimum  kedua terjadi dalam  bulan  April- Mei.  Selain  itu,  pola  yang  mirip  juga  terjadi pada  kecepatan  arus  minimum  dalam  bulan November-Desember  dan  pada  sekitar  bulan Mei (Gambar 2).
Hasil  pengukuran in  situ menunjuk- kan  terjadi  intensifikasi  Arlindo  Makassar antara  dekat  permukaan  sampai  bawah  ter- moklin,  dengan  lapisan  arus  maksimum  di termoklin (Gambar 2b). Hasil model menun- jukkan  ekstensi  kecepatan  arus  maksimum lebih  luas  dari  dekat  permukaan  sampai  la- pisan bawah termoklin, dengan lapisan kece- patan arus maksimum di bagian  atas termok- lin.  Secara  umum,  pola  distribusi  arus  dan
Gambar 2.  Data deret-waktu arus komponen meridional di Kanal Libani, Selat Makassar dari tahun 2007 sampai 2009, (a) dari hasil simulasi INDESO; dan (b) along-strait ve- locity dari pengukuran in situ (Gambar 1b diambil dari Susanto et al., 2012).
variasi musiman antara hasil  model  dan ob- servasi di Kanal  Libani cukup  sejalan ( good agreement ).  Dengan demikian, keluaran mo- del  INDESO  selanjutnya  dapat  digunakan untuk  melengkapi  ( complement )  data  obser- vasi  dalam  menganalisis  struktur  dan  varia- bilitas Arlindo Makassar dalam skala spasial dan temporal yang lebih luas.

## 3.2.  Siklus Tahunan Arlindo di Selat Ma- kassar
Siklus  tahunan  Arlindo  Makassar pada  3  level  kedalaman  yang  mewakili  lapi- san tercampur (25  m), termoklin (92  m) dan bawah termoklin (318  m)  menunjukkan pola aliran  yang  konsisten  serta  menampilkan  3 pola  sirkulasi  yang  unik  (Gambar  3  -  5). Pertama ,  pola  aliran  Arlindo  di  sepanjang sumbu utamanya berkelok-kelok hampir me- ngikuti  lereng  topografi  dasar  laut  di  sepan- jang  tepi  barat  selat.  Dari  pintu  utara  selat, aliran Arlindo mengarah ke baratdaya sampai sekitar  lintang  2°LS.  Kemudian,  alirannya berbelok  ke  arah  tenggara  menyusuri  lereng topografi dasar  laut (dangkalan) Kalimantan. Aliran  ini  mengarah  ke  Kanal  Libani  yang sempit  di  sekitar  lintang  3°LS,  dimana  ke- cepatan  alirannya  meningkat  secara  drastis untuk  mengimbangi  penyempitan  kanal  ter- hadap  besar  debit  Arlindo  sebelum  masuk kanal. Di bagian selatan selat (ke arah selatan dari 4°LS), terjadi partisi aliran Arlindo pada
kanal barat dan kanal timur yang sempit dan dalam.
Kedua ,  terbentuk  pusaran  arus  ( ed- dies )  di  tepi  selat  baik  di  sisi  barat  maupun sisi timur selat. Pada level 25 m, terbentuk 2 eddies di tepi barat selat (sekitar 0-1°LU) dan di tepi timur selat di sekitar 4°LS.  Pada level 92 m, terbentuk 4 eddies 2 di tepi barat selat (sekitar  0-1°LS°  dan  sekitar  4°LS)  serta  di tepi  timur  selat  sekitar  2°LS  dan  4°LS.    Di level  318  m, eddies yang  terbentuk  lebih  te- gas terjadi di tepi barat selat di sekitar 4°LS. Arah  pusaran  arus  ini  ada  yang  bersifat searah  jarum  jam  ataupun  berlawanan  arah jarum jam (Gambar 3-5). Wilayah terbentuk- nya pusaran arus ini umumnya terjadi di tepi batas dengan aliran Arlindo, sehingga diduga eddies ini terbentuk sebagai respon dari alir- an Arlindo.  Misalnya, dari hasil animasi data ini, pusaran arus searah jarum jam ( clockwise eddies )  yang  terbentuk  di  tepi  barat  selat  di sekitar 0-1°LU diduga karena dipicu oleh ali- ran Arlindo kuat ke arah baratdaya yang me- nyeret massa air di tepi batas alirannya  yang berada di bawah tanjung (sekitar 1°LU).  Hal ini  dapat  dijelaskan  secara  sederhana  karena kesinambungan  aliran  fluida  mengharuskan massa  air  yang  terseret  oleh  aliran  Arlindo tersebut harus digantikan oleh massa air seki- tarnya sehingga timbul aliran yang memben- bentuk pusaran arus antisiklonik tersebut.
(a)
(b)
Ketiga ,  besaran  kecepatan  Arlindo menunjukkan variasi musiman yang jelas, di- mana  dalam  periode  Musim  Timur  (Juli- September)  nilai  energi  kinetik  (EK)  lebih kuat  dibandingkan  dengan  EK  pada  Musim Barat  (Desember-Februari).  Semakin  tinggi EK  semakin  kuat  kecepatan  alirannya.  Mi- salnya,  terjadi  di  Kanal  Libani  yang  sempit (Gambar 3-5). Pada Musim Timur, arus mak- simum  pada  Kanal  Libani  sebesar  1.45  m/s dan  lebar  jet  Arlindo  sebesar  150  km  yang dihitung  pada  bulan  September,  sedangkan arus  terendah  terjadi  pada  Musim  Barat  de- ngan arus maksimum yang ditemukan selama Musim  Barat  pada  Kanal  Libani  sebesar  - 0.91  m/s  dan  lebar  jet  Arlindo  pada  wilayah 1˚LS  adalah  132  km  pada  bulan  Februari. Lemahnya  arus  permukaan  pada  Musim  Ba- rat disebabkan adanya tekanan massa air dari selatan  SM  yang  menghambat  aliran  massa air permukaan dari Samudera Pasifik menuju Samudera  Hindia,  sedangkan  pada  Musim Timur  gradien  ke  utara  berkurang  akibat pembalikan arah angin sehingga arus permu- kaan menguat (Gordon et al., 2003).
Perkembangan eddies di  bagian utara selat  bervariasi  secara  musiman,  dimana magnitude eddies dan  nilai  EK  mencapai maksimum  dalam  periode  Musim  Timur (Juli-  September)  dan  kekuatan  maksimum kedua terjadi pada bulan Maret dengan besar EK  pada  wilayah eddies mencapai  0.03 m 2 /s 2 . Eddies terbentuk kuat dengan pusaran mendekati  pesisir  selat  selama  bulan  Maret, dan  bergeser  menjauhi  pesisir  sejauh  40  km selama bulan Agustus-September. Pada wila- yah  selatan, eddies di  sisi  timur  jet  Arlindo memiliki  pusaran  maksimum  selama  bulan Oktober dan November dan kekuatan maksi- mum kedua ditemukan pada bulan Maret de- ngan EK mencapai 0.025 m 2 /s 2 .
Hasil  model  INDESO  menunjukan aliran  pada  cabang  barat  mulai  melemah pada bulan November, hingga mencapai nilai minimum  pada  bulan  Januari  dengan  tidak terlihat  adanya  percabangan  di  bagian  barat. Hal  ini  dipengaruhi  oleh  aliran  yang  berasal dari selatan seperti yang dijelaskan oleh Fang
et  al. (2010)  dan  Gordon et  al .  (2003). Selama  musim  peralihan  1,  aliran  massa  air permukaan  dari  utara  menguat  menghilang- kan efek gradien tekanan massa air dari Laut Jawa sehingga arus dan EK kembali menguat pada cabang bagian  barat dan mencapai nilai maksimum pada Musim Timur.
Lebar  maksimum  aliran  Arlindo  Ma- kassar  di  lapisan  termoklin  (Gambar  4) ditemukan  pada  bulan  Agustus  dan  Septem- ber dengan kecepatan arus maksimum di Ka- nal  Libani  adalah  1.47 dan  lebar  jet Arlindo  yang  diukur  pada  lintang  1˚LS  ada- lah 85 km dalam bulan September. Pada peri- ode Musim Barat saat Arlindo Makassar me- lemah, arus jet paling rendah ditemukan pada bulan  Januari  dengan  kecepatan  arus  mak- simum pada Kanal Libani berkurang menjadi 0.71 serta lebar jet arus Arlindo sebesar 48 km. Variasi musiman dari Arlindo SM ha- sil  model  tersebut  sangat  konsisten  dan  se- suai  dengan  hasil  observasi  dan  pemodelan sebelumnya (Susanto et al., 2012; Shinoda et al., 2012; Gordon et al., 2012).
Siklus tahunan aliran Arlindo Makas- sar  pada  kedalaman  bawah  termoklin  (Gam- bar  5)  menunjukan  kekuatan  aliran  yang semakin lemah. Jet utama Arlindo SM bawah termoklin  dibatasi  oleh  nilai  energi  kinetik, EK  >  0.015  m 2 /s 2 (Gambar  5).  Vektor  arus serta  EK  pada  kedalaman  bawah  termoklin bernilai  maksimum  dalam  bulan  Juli  dengan lebar jet Arlindo yang diukur pada sepanjang 1˚LS  adalah  sebesar  91  km.  Arus  dan  EK menjadi  lemah  dalam  bulan  November  dan Desember  dengan  lebar  jet  Arlindo  pada bulan  November  sekitar  56  km.  Shinoda et al .  (2012)  menyatakan  kekuatan  transpor Arlindo  menuju  selatan  melemah  selama bulan  April-Mei  dan  Oktober-November yang  disebabkan  variasi  angin  di  daerah tropis Samudera Hindia. Selain itu masuknya gelombang  Kelvin  semi  tahunan  yang  dite- mukan pada EOF Moda-3 turut berpengaruh.
Pada  kedalaman  bawah  termoklin, ditemukan eddies pada wilayah timur jet  Ar- lindo  di  utara  Kanal  Libani  serta  pada  sisi barat  jet  Arlindo  pada  Selatan  Kanal  Libani.
Gambar 3.  Rataan bulanan energi kinetik (EK) dan vektor arus dari keluaran Modal INDESO (2007-2013) di kedalaman 25 m di Selat Makassar. Warna menunjukan nilai EK per unit massa. Sumbu utama aliran Arlindo makassar ditunjukan oleh kontur EK > 0.05 m 2 /s 2 .
Eddies di  selatan  selat  menguat  pada  sekitar bulan  Maret  dan  April.  Kuatnya  massa  air yang  masuk  pada  Musim  Timur  turut  me- nguatkan eddies yang  terbentuk  pada  keda- laman termoklin,  yang  menunjukkan kekuat-
an  arus  serta  lebar   maksimum  pada  bulan Juli-September, namun melemah selama Mu- sim  Barat  hingga  awal  musim  peralihan  1. Siklus  tahunan  Arlindo  menunjukan  ada hubungan antara eddies yang  terbentuk  pada
Gambar 4. Seperti pada Gambar 2, tetapi di kedalaman 92 m (termoklin).
selatan  Kanal  Libani  di  sisi  barat  dengan kekuatan  aliran  yang  mengalir  memasuki Selat  Lombok,  terutama  yang  melalui  ca- bang  barat.  Pada  saat eddies di  sisi  barat menguat,  maka  aliran  yang  melewati cabang barat semakin lemah, dan  sebaliknya  ketika eddies melemah aliran yang melewati sisi ba- rat menguat. Hal ini bergantung pada kekua- tan Arlindo yang diduga berbenturan dengan Dewakang sill sehingga menghasilkan resir- kulasi arus   yang  membentuk eddies .  Hasil
pemodelan  menunjukkan  bahwa  resirkulasi eddies dari  jet  Arlindo Makassar dalam  Mu- sim  Timur  dapat  mempengaruhi  intensitas upwelling yang  terjadi  di  bagian  baratdaya lepas  pantai Makassar  (Atmadipoera & Wi- dyastuti, 2014), sehingga mempengaruhi lua- san penyebaran massa  air dengan  suhu  per- mukaan  laut  yang  rendah  dan  klorofil-a tinggi selama periode upwelling . (Syahdan et al,. 2014, Nababan et al. , 2016).
Gambar 5.  Seperti pada Gambar 3, tetapi di kedalaman 318 m (bawah termoklin).

## 3.3. Struktur Vertikal Arlindo Makassar
Arlindo  Makassar  dicirikan  dengan sebaran  energi  kinetik  (EK)  di  sepanjang sumbu  utama lintasannya dengan rerata  EK yang relatif tinggi (> 0.15 m 2 /s 2 per unit mas- sa) utamanya di lapisan termoklin, serta nilai EK  yang  sangat  tinggi  di  kawasan  sempit sekitar  Kanal  Libani  (Gambar  6a).  Di  dekat pintu  utara  selat  (lokasi  A)  rerata  energi kinetik yang relatif tinggi berada pada  keda-
laman  antara  50  m  dan  200  m.  Semakin kearah  selatan,  nilai  EK  yang  relatif  tinggi cenderung  terbentuk  di  lapisan  termoklin. Hal  ini  berarti  besaran  kecepatan  Arlindo yang terbentuk maksimum di lapisan termok- lin. Peningkatan  nilai EK  yang drastis di ka- nal Libani yang mencapai maksimum sampai >  0.7  m 2 /s 2 per  unit  massa  di  kedalaman sekitar  50  m.    Dalam  arah  vertikal  nilai  EK yang tinggi  mencapai kedalaman sekitar 200
Gambar 6. Penampang rerata (2007-2013) energi kinetik per unit massa di sepanjang sumbu utama lintasan Arlindo Makassar (a); rerata profil komponen arus meridional (v) di pintu utara selat (b); dan di dekat Kanal Libani (c).
m, dan panjang lintasan utara-selatan dari ni- lai  EK  tinggi  di  sekitar  Kanal  Libani  men- capai sekitar 200 km (Gambar 6a).
Profil menegak rerata komponen arus meridional (utara-selatan) di lokasi yang me- wakili pintu utara selat (Gambar  6b) menun- jukkan  semakin  bertambah  kedalaman,  ke- cepatan  arus  semakin  meningkat  dan  men- capai  maksimum  (0.6  m/s)  di  sekitar  keda- laman  75  m  (lapisan  termoklin).    Profil  arus meridional  yang  kuat  di  Kanal  Libani  (jet Arlindo)  terbentuk  kecepatan  arus  sekitar  1 m/s di dekat permukaan dan terus meningkat magnitude nya  sampai  1.2  m/s  di  sekitar kedalaman 75-150 m.

## 3.4. Variasi Spasial dan Temporal Arlindo Makassar
3.4.1. Kedalaman Dekat Permukaan (25 m)
Struktur  spasial  Arlindo  Makassar pada  kedalaman  25  m  untuk  3  mode  EOF teratas  dengan  kontribusi  nilai explained  va- riances sebesar 88.5 % disajikan pada Gam- bar  7.  Mode-1  memberikan  nilai explained
variance sebesar  79.1%,  yang  dicirikan  oleh nilai  koefisien  EOF  positif  yang  memanjang dari  bagian  utara  selat  sampai  selatan  selat, serta terjadi peningkatan koefisien EOF yang drastis  di  kawasan  Kanal  Libani  (Gb.  7a). Struktur  spasial  mode-1  ini  dianggap  repre- sentasi  dari  sumbu  utama  aliran  Arlindo Makassar  dan  peningkatan  Jet  Arlindo  Ma- kassar  di  Kanal  Libani.  Pada  mode-2  ( ex- plained variances 6%) koefisien EOF positif masih  dominan  di  sepanjang  sumbu  utama lintasan  Arlindo,  tetapi  terdapat  koefisien EOF  negatif  (fase  berlawanan)  di  tepi  barat selat  sekitar  1°LS-1°LU  dan  di  tepi  timur selat  sekitar  4°LS  (Gambar  7b).  Nilai koefisien  negatif  ini  dianggap  sebagai  eksis- tensi dari pusaran arus ( eddies )  yang terben- tuk di kedua kawasan itu.
Pola  struktur  spasial  EOF  mode-1 (Gambar 7a) diduga mencirikan karakteristik aliran Arlindo Makassar. Hal ini terlihat dari kesamaan  pola  yang  terbentuk  dengan  arus meridional  permukaan rata-rata (tidak disaji- kan).  Pola  tersebut  memperlihatkan  bahwa aliran  utama  Arlindo  dominan  menuju  arah
Gambar  7.    Struktur  spasial  dari  hasil  analisis  EOF  untuk  3  Mode  terbesar  dari  komponen arus  meridional  kedalaman  25  m;  (a)  mode-1  dengan  nilai explained  variance sebesar 79%; (b) mode-2 sekitar 6%; dan (c) mode-3 sekitar 3.2%.
selatan  yang  ditunjukan  dengan  nilai  koefi- sien  positif,  sedangkan  nilai  negatif  menun- jukan  resirkulasi  arus.  Amplitudo  sinyal  ter- besar EOF mode-1 ditemukan pada pintu ma- suk  Arlindo  di  utara  SM  dengan  nilai  men- capai  0.5  dan  pada  Kanal  Libani  dengan kisaran nilai sebesar 1. Hal ini sejalan dengan semakin  tinggi  standar  deviasi  arus  meri- dional (v) di wilayah tersebut.
EOF mode-3 dengan besarnya explai- ned variances 3.2% menunjukkan nilai  koe- fisien  EOF  negatif  di  sebagian  besar  tepi  ti- mur  selat,  tetapi  nilai  koefisien  positif  dite- mukan  di  sebagian  tepi  barat  selat  bagian utara  (Gambar  7c).  Pada  mode-3  ini  dapat diinterpretasikan  bahwa  fluktuasi  Arlindo  di bagian utara selat berlawanan fasenya dengan fluktuasi Arlindo di bagian selatan selat.
Variasi temporal dari Arlindo Makas- sar yang bersesuaian dengan 3 mode pertama tersebut disajikan pada Gambar 8. Pada prin- cipal  component (PC)  mode-1  fluktuasi temporal  Arlindo  Makassar  yang  dominan terjadi  pada  skala-waktu  intra-musiman  (pe- riode  33-73  harian)  yang  tinggi  dengan  nilai koefisien  CWT  >  0.75  (Gambar  8b).  Varia- bilitas  intra-musiman  yang  tinggi  ditemukan pada  sekitar  bulan  Juni  tahun  2008,  Agustus 2009,  November  2010  dan  Juli  2012.  Varia- bilitas  intra-musiman  Arlindo  yang  kuat di
selat  juga  ditemukan  Pujiana et  al. (2012). Berdasarkan  analisis  PC  mode-1  di  kedala- man  25  m  (tidak  disajikan)  diketahui  bahwa periode  intra  musiman  57  dan  73  harian memiliki  nilai  energi  densitas  yang  lebih besar  yakni  1.4  dan  1.5 . Periode  73  harian  diduga  dipengaruhi  oleh kedatangan gelombang Kelvin intra-musiman yang memiliki periode 20-90 harian (Susanto et al., 2000; Qiu et al., 1999; Sprintall et al., 2000). Hasil penelitian terbaru dengan meng- gunakan  data mooring arus  pada  dua  lokasi di  Kanal  Libani    juga  menemukan  adanya intrusi  gelombang  Kelvin  yang  berasal  dari Samudera  Hindia  dari  EOF  mode-1  (45  %) (Susanto et al., 2012).
Fluktuasi tahunan ditemukan pada PC mode-1 (Gambar 8a). Pola inter-annual yang ditemukan  pada  fluktuasi  PC  mode-1  (Gam- bar  8a,  garis  merah)  berkorelasi  dengan fluktuasi  indeks  ENSO.  Anomali  arus  meri- dional  (v)  pada  PC  mode-1  menunjukkan beberapa  puncak  pada  anomali  dengan  nilai >  -1.  Puncak  yang  tinggi  (anomali  >  -0.8) terjadi  pada  sekitar  November  2007-April 2008,  Desember  2010-September  2011  dan Februari  2011-Maret  2011,  sedangkan  pun- cak yang rendah (-1 < anomali < 0.8) terjadi pada awal 2007,  dan   Juni  2009-Mei  2010. Nilai   anomali  < -1   dominan  terjadi  pada
Gambar  8.  Fluktuasi  temporal principal  component (PC)  untuk  3  mode  terbesar  (kiri),  dan hasil analisis transformasi wavelet dari deret-waktu yang bersesuaian (kanan) dari komponen arus meridional di kedalaman 25 m, (a-b) PC mode-1, (c-d) PC mode- 2, (c-d) PC mode-3.
Sekitar  Mei  2008-Juni  2009,  Juni  2010- Oktober 2010,  Juli 2012-Desember 2013.
Fluktuasi  temporal  PC  mode-1  terse- but  ditumpang-susun  dengan  indeks  Nino 3.4, diperoleh sebaran temporal dengan pun- cak  anomali    >  -0.8  bersesuaian  dengan  ter- jadinya La Nina, sebaran temporal dengan -1 < anomali < 0.8 diindikasikan sebagai waktu kejadian El Nino, sedangkan  sebaran tempo- ral  dengan  anomali  <  -1  diindikasikan  de- ngan  kejadian  bukan  tahun  ENSO  (normal). Fenomena  ENSO  di  Selat  Makassar  dapat dikenali dari variabilitas suhu air laut (Ffield et  al., 2000;  Susanto et  al., 2012).  Pada komponen  arus  meridional  (v)  dekat  permu- kaan,  signal  ENSO  juga  dapat  dikenali  dari PC  mode-2  di  kedalaman  dekat  permukaan (Gambar 8b).
Secara  temporal  melalui  analisis transformasi  wavelet  (CWT)  (Gambar  8c) diketahui  bahwa  periode  intra-musiman  ma- sih terlihat namun dengan koefisisen wavelet yang lebih kecil. Sebaran koefisien CWT dan grafik  temporal  PC  mode-2  menunjukan fluktuasi arus meridional dengan periodisitas dominan  tahunan  (Gambar  8c-d). amplitude fluktuasi  anomali  pada  PC  mode-2  lebih besar  dibandingkan  pada  PC  mode-3.  Hal tersebut  disebabkan  karena  PC  mode-3  di dekat  permukaan  menunjukkan  fluktuasi
dalam  periode  intra-musiman  yang  cukup besar dengan puncak periode berada pada 64 dan 34 harian.
Grafik  sebaran  temporal  dan  analisis CWT  menunjukan  sinyal  yang  lemah  pada PC  mode-2  dan  mode-3  terjadi  selama  Juni 2009-Mei  2010  (Gambar  8c,e)  atau  pada periode  terjadinya  El  Nino  yang  ditemukan pada PC mode-1 dimana variabilitas tahunan juga masih dimodulasi oleh variabilitas antar- tahunan  (ENSO).  Fluktuasi  signal  pada  pe- riode  antar-tahunan  juga  ditemukan  pada hasil  analisis  spektral  (tidak  diperlihatkan). Arus  meridional  Arlindo  Makassar  melemah dalam  tahun  El  Nino.  Hasil  ini  sejalan  de- ngan penelitian sebelumnya, dimana  El Nino berperan dalam mengurangi kontribusi Arlin- do Makassar, sedangkan pada tahun La Nina, aliran Arlindo Makassar mengalami penguat- an  (Kindle et  al., 1989;  Ffield et  al., 2000; Gordon et al., 2012; Sprintall et al., 2014). Fluktuasi  tahunan  yang  ditemukan pada  PC  mode-2  menampilkan  nilai  maksi- mum pada sekitar Musim Barat dan nilai mi- nimum pada Musim Timur. Pada PC mode-3, ditemukan  hal  yang  sebaliknya.  Hal  ini  ber- sesuaian  dengan  komponen  arus  meridional yang  menguat  selama  Musim  Timur,  dan melemah  selama  Musim  Barat.  Siklus  tahu- nan  ini  masih  teridentifikasi  hingga  bagian
selatan SM pada  jalur keluar  Arlindo hingga mencapai  Laut  Jawa  (Atmadipoera et  al., 2009; Syahdan et al., 2015).

## 3.4.2. Kedalaman Termoklin (92 m)
Struktur spasial EOF mode-1, mode-2 dan  mode-3  dengan  nilai  kontribusi explain- ed variances sebesar 93.2 % pada kedalaman termoklin  ini disajikan pada Gambar 9. EOF mode-1 memiliki explained variance sebesar 85.5%.  Secara  spasial  koefisien  positif  yang ditujukan  EOF  mode-1  bersesuaian  dengan aliran  utama  Arlindo  Makasar  (Gambar  9a). Hal ini terlihat dari struktur spasial EOF yang mirip  dengan  pola  rerata  arus  meridional termoklin  (tidak  disajikan).  EOF  mode-1 memiliki  nilai  koefisien  positif  yang  diduga mewakili  jalur  utama  pergerakan  Arlindo Makassar  baik  pada  permukaan,  kedalaman termoklin  maupun  kedalaman  di  bawah  ter- moklin, sedangkan  nilai koefisien  negatif di- temukan pada wilayah tepi selat dan wilayah pembentukan eddies .  Hasil  EOF  mode-1 menunjukan  intensifikasi  koefisien  EOF  po- sitif di sisi barat SM pada posisi  antara  0.1- 2˚LS. Hal ini sejalan dengan hasil Mayer dan Damm  (2012)  mengenai  intensifikasi  jet  se- perti western boundary current yang  mendo-
rong massa  air  Arlindo  ke  arah  barat  se- panjang  lintasan  Arlindo  di  SM,  serta  hasil obsevasi  arus  SM  pada  Ekepedisis  Widya Nusantara/EWIN  selama  bulan  Juni  tahun 2013 (Horhoruw et al., 2015). Nilai koefisien negatif  pada  EOF  mode-1  diindikasikan sebagai resirkulasi dari arus meridional yang melewati selat (Gambar 9a).
EOF  mode-2  pada  lapisan  termoklin dengan  nilai explained  variance 3.9  %, (Gambar 9b) menampilkan pola sebaran yang sama  dengan  EOF  mode-2  pada  kedalaman bawah  bermoklin  (Gambar  11b)  yakni  dite- mukan  adanya  koefisien  EOF  dengan  nilai positif  dan  negatif  yang  besar  pada  wilayah utara  yang  menunjukan  besarnya  anomali arus  pada  jalur  masuk  Arlindo  Makassar namun dengan fase yang berlawanan. Hal ini sejalan  dengan  energi  kinetik  di  kedalaman termoklin  yang  memiliki  nilai  yang  besar pada wilayah utara (Gambar 14). Selanjutnya juga  ditemukan  koefisien  EOF  negatif  yang besar  pada  wilayah  Kanal  Libani.  EOF mode-2  pada  lapisan  termoklin  berbeda dengan EOF mode-2 pada lapisan permukaan (Gambar 7b) dimana nilai EOF mode-2 pada lapisan termoklin bernilai dominan negatif,
Gambar  9.  Struktur  spasial  dari  hasil  analisis  EOF  untuk  komponen  arus  meridional kedalaman  92  m;  (a)  mode-1  dengan  nilai explained  variance sebesar  86%;  (b) mode-2 sekitar 4%; dan (c) mode-3 sekitar 3.5%.
sedangkan pada lapisan permukaan memiliki nilai dominan positif.
Periode intra-musiman ditemukan cu- kup signifikan dengan puncak periode 32-64 harian  pada  EOF  mode-2  dengan  besar energi  spektral    masing-masing  26  dan  36.7 (tidak  disajikan).  Signal intra-musiman  tersebut  diduga  merupakan hasil  perambatan  Gelombang  Rossby  yang berasal  dari  Samudera  Pasifik  melalui  Laut Sulawesi.  Gelombang  ini  memiliki  periode 35-60 harian (Qiu et al., 1999; Kashino et al., 1999).  Grafik  osilasi  EOF  mode-2  (Gambar 10c),  menunjukan  bahwa  pengaruh  ENSO telah  berkurang  dibandingkan  pada  EOF mode-1,  yang  disebabkan  menguatnya  pe- riode tahunan pada EOF mode-2. Periode 21- 47  harian  yang  ditemukan  pada  EOF  di kedalaman  termoklin  (mode-1,  mode-2  dan mode-3)  turut  memberikan  pengaruh  pada variabilitas  yang  terjadi  di  selat.  Menurut Pujiana et  al. (2012)  variabilitas  intra- musiman dengan puncak antara 20-40 harian merupakan  representasi  dari eddy siklonik dan anti siklonik di selat.
EOF  mode-3  dengan explained  vari- ance 3.5 % menunjukan  pengaruh  kuat  va- riabilitas tahunan dimana variabilitas lainnya
bernilai  lebih  kecil  (Gambar  10e).  Varia- bilitas  tahunan  arus  meridional  pada  keda- laman  termoklin  memiliki  kekuatan  mak- simum  pada  Musim  Timur  serta  minimum pada Musim Barat.

## 3.4.3.  Kedalaman  Bawah  Termoklin  (318 m)
Sebaran  koefisien  EOF  pada  keda- laman  bawah  termoklin  (Gambar  11a)  me- nunjukan  EOF  mode-1  (87.3% explained variance ) memiliki pola sebaran mirip seperti pada  kedalaman  permukaan  maupun  ter- moklin,  namun  dengan  nilai  sebaran  koe- fisien  EOF  yang  lebih  kecil  dibandingkan pada  kedua  kedalaman  lainnya.  Hal  ini  se- jalan dengan semakin kecilnya arus pada ke- dalaman bawah termoklin.
EOF mode-2 dan mode-3 (Gambar 11 b,  c)  di  kedalaman  bawah  termoklin  menun- jukan  koefisien  EOF  yang  positif.  Koefisien terkuat  ditemukan  pada  wilayah  utara  baik yang  bernilai  positif  maupun  negatif  dan pada wilayah Kanal Libani.
Osilasi  anomali  EOF  mode-1  di kedalaman  bawah  termoklin  berbeda  bila dibandingkan  dengan  EOF  mode-1  pada kedalaman permukaan dan termoklin. Berda-
Gambar 10. Seperti pada Gambar 7, tapi di kedalaman 92 m (termoklin).
Gambar  11.  Struktur spasial dari  hasil analisis EOF untuk komponen  arus  meridional  pada kedalaman  312  m;  (a)  mode-1  dengan  nilai explained  variance sebesar  87.3%;
(b) mode-2 sekitar 4.4 %; dan (c) mode-3 sekitar 3%.
sarkan  grafik  sebaran  temporal  EOF  pada kedalaman  bawah  termoklin  (Gambar  12a) ditemukan  variabilitas  intra-musiman  yang diketahui  dari  analisis  CWT  (Gambar  12b) dengan periode sebesar 51  harian. Penelitian sebelumnya  menggunakan  data  selama  1.5 tahun  (1996-1998)  di  kedalaman  300-450 mendapatkan  dua  variabilitas  intra-musiman yang signifikan di selat dengan puncak 36-60 dan  70-100  harian  (Susanto et  al., 2000). Osilasi  50  harian  juga  ditemukan  Qiu et  al. (1999).
Pola  osilasi  EOF  mode-1  pada  Gam- bar  12a  menunjukkan  variabilitas  tahunan yang  tidak  teratur.  Hal  ini  disebabkan  oleh pengaruh  variabilitas  antar-tahunan  512  ha- rian  yang  juga  terdeteksi  dengan  analisis spektral  (tidak  disajikan).  Variabilitas  intra tahunan  terdeteksi  pada  tahun  awal  (2007- 2008)  dan  akhir  (2011-2013)  pada  analisis CWT (Gambar 12b).
Variabilitas intra-musiman ditemukan secara  tegas  pada  EOF  mode-2  (51  dan  60 harian) dengan nilai explained variance 4.4% di kedalaman bawah termoklin (Gambar 12d) dengan  energi  densitas  masing-masing  50.4 dan 49.8 (tidak disajikan).
Periode 51 harian  juga ditemukan pada EOF mode-1. Variabilitas intra-musiman arus me- ridional  di  selat  diduga  berkorelasi  dengan
dinamika  arus  di  Samudera  Hindia  melalui penjalaran  signal  gelombang  Kelvin  yang masuk  melalui  Selat  Lombok,  serta  gelom- bang  Rossby yang berasal dari Samudera Pa- sifik  (Susanto et  al., 2000).  Variabilitas  arus di  selat  yang  ditemukan  dengan  periode  51 harian  diduga  akibat  pengaruh  perambatan gelombang  Rossby,  dimana  gelombang  ini teridentifikasi  di  Laut  Sulawesi  dengan  pe- riode  osilasi  35-60  harian  (Qiu et  al., 1999; Kashino et  al., 1999).    Gelombang  Rossby memberikan pengaruh yang signifikan terha- dap variabilitas antar tahunan (Shinoda et al.,
2012;  Mc  Clean et  al., 2005;  White et  al., 2003).  Selanjutnya  Pujiana et  al. (2009) menyatakan bahwa variabilitas intra- musiman di selat juga dapat dimodulasi oleh eksistensi ENSO.
Analisis  CWT  pada  EOF  mode-3 dengan  nilai explained  variance 3.0%  me- nunjukan  tingginya  koefisien  pada  periode intra-musiman  (28  dan  60  harian),  sub-semi tahunan  (120  harian),  hingga  antar-tahunan (512  harian).  EOF  mode-3  di  kedalaman bawah  termoklin  juga  menunjukan  adanya periode  yang  cukup  signifikan  pada  rentang waktu  semi-tahunan  (102-128  harian)  yang juga  terlihat  dari  hasil  analisis  CWT  pada Gambar 12f. Susanto et al. (2012) meyatakan periode   semi-tahunan  yang  terjadi  di  selat
Gambar 12. Seperti pada Gambar 9, tapi di kedalaman 318 m (bawah termoklin).
berkaitan  dengan  gelombang  Kelvin  semi- tahunan  dalam  bulan  Mei  dan  November. Adanya  intrusi  gelombang  Kelvin  semi- tahunan  pada  kedalaman  bawah  termoklin juga  ditemukan  pada  grafik  arus  komponen meridional pada wilayah Kanal Libani (tidak ditampilkan).  Pola  berulang  ditemukan  de- ngan  puncak  nilai  arus  minimum  yang ditandai  dengan  huruf  pada  grafik  sebaran arus  meridional  selama  musim  peralihan. Studi sebelumnya  menyatakan ada keterkait- an antara angin  yang  bertiup pada Samudera Hindia  dengan  variabilitas  intra-musiman hingga  semi-tahunan  di  selat  (Qiu et  al., 1999;  Sprintall et  al., 2000;  Schiller et  al., 2009). Intrusi signal gelombang Kelvin semi- tahunan  yang  berasal  dari  Samudera  Hindia kedalam  selat  menyebabkan  lemahnya  Ar- lindo di kedalaman bawah termoklin.

## 3.4.4.  Koherensi Antara Arlindo Makas- sar  dengan  Arus  Regional  Indo- Pasifik
Untuk  memahami  asal  mula  ( origin ) dari  fluktuasi  arus  Arlindo  Makassar,  maka dilakukan  analisis  spektral  silang  ( cross- PSD ) antara fluktuasi arus Arlindo Makassar dengan  sistem  arus  di  kawasan  Indo-Pasifik. Fluktuasi  arus  dinyatakan  dengan  flutuasi nilai  energi  kinetik  (EK).  Hasil  analisis  di- dapatkan  nilai  koherensi  dan  fase  dari  fluk-
tuasi  arus  Arlindo  makassar  dan  arus  re- gional.  Nilai  koherensi  menyatakan  tingkat keeratan  antara  fluktuasi  Arlindo  Makassar dengan  arus  kawasan  Indo-Pasifik,  sedang- kan  besarnya  sudut  fase  dari  dua  fluktuasi arus  tersebut  menyatakan  selisih  waktu  dari kedua  signal,  yang  bisa  mendahului  ( lead ) ataupun terlambat ( lagged ).
Hasil  analisis  spektral  silang  untuk arus  sisi  utara  Selat  Makassar  dengan  arus kawasan  regional  Indo-Pasifik  di  kedalaman 25  m  (Gambar  13)  dan  di  kedalaman  92  m (Gambar  14)  pada  periodisitas  tahunan  me- nunjukkan nilai koherensi yang signifikan (> 0.7)  yang  terbentuk  utamanya  di  beberapa wilayah  seperti  di  wilayah  sistem  arus  tepi barat  Pasifik,  di  lintasan  barat  Arlindo  (Laut Sulawesi - Selat Makassar - Laut Flores – Se- lat Lombok) dan lintasan timur Arlindo (Laut Halmahera  -  Laut Seram  - Laut Banda/Aru  - Celah  Timor),  serta  di  wilayah  "muara" Arlindo di bagian basin Indo-Australia (IAB) Samudera Hindia (Gambar 13).
Wilayah  tepi  barat  Pasifik  ekuator dikenal  sebagai  wilayah  pertemuan  ( conflu- ence )  dari  arus  tepi  barat  Pasifik  lintang rendah  ( low  latitude  western  boundary currents  system -  LLWBCs).    Menurut  Fine et  al .  (1994)  dan  Kashino et  al .  (2013), sistem  arus  di  wilayah  LLWBCs  ini  uta- manya  terdiri  Arus  Pantai  New  Guinea
Gambar 13.  Koherensi energi kinetik di kedalaman 25 m antara arus di bagian utara Selat Makassar (tanda lingkaran hitam) dengan arus regional Indo-Pasifik.
(NGCC) yang mengalir menyusuri punggung Papua  kearah  baratlaut,  kemudian  sebagian arus  menyusup  kedalam  Laut  Halmahera, dan  sebagian  besar  berlanjut  membentuk pusaran  arus  besar  Halmahera  Eddy  (HE) karena bertemu dengan Arus Mindanao (MC) yang  mengalir  ke  arah  selatan  di  tepi  timur Mindanao.  Arus  tersebut  bergabung  mem- bentuk  pangkal  Arus  Balik  Ekuator  Utara (NGCC)  ke  arah  timur  di  sekitar  lintang 4°LU.    Kedua,  Arus  Ekuator  Utara  (NEC) yang  mengalir  kearah  barat  di  sepanjang lintang  15°LU  sebagai  bagian  dari gyre Pa- sifik  Utara.  Arus  ini  membentur  tepi  timur Mindanao, yang kemudian mengalami diver- gensi  sebagian  besar  arus  mengalir  kearah utara  membentuk  Arus  Kuroshio  dan  seba- gian  mengalir  ke  arah  selatan  membentuk Arus  Mindanao  (MC).  Arus  Jet  MC  ini, seperti  disebutkan  di  atas,  mengalami  bifur- kasi  di  dekat  pintu  masuk  timurlaut  Laut Sulawesi,  dimana  sebagian  aliran  masuk  ke Laut  Sulawesi  membentuk  pangkal  Arlindo yang  terus  berlanjut  kearah  Selat  Makassar, dan sebagian lagi berbelok ke arah timur dan bertemu  dengan  arus  NGCC  yang  memben- tuk pangkal arus NECC kearah timur.
Sistem arus di wilayah LLWBCs me- nunjukkan nilai koherensi yang tinggi dengan fluktuasi  arus  di  Selat  Makassar  di  keda- laman 25  m (Gambar  13).  Namun demikian, asal mula dan mekanisme yang dapat menje-
laskan  terjadinya  fluktuasi  arus  di  Selat Makassar  diduga  lebih  dipengaruhi  secara langsung  dari  fluktuasi  arus  yang  bersumber dari  wilayah  Pasifik  utara  (arus  NEC  dan arus MC), daripada fluktuasi arus dari Pasifik Selatan  (NGCC).  Hal  ini  karena  Arlindo Makassar  utamanya  bersumber  dari  arus  Pa- sifik Utara (NEC dan MC), serta arus NGCC tidak  secara  langsung  mengalir  ke  arah  Laut Sulawesi  tetapi  mengalami  retrofreksi  ke arah timur dari HE  menjadi  NECC (Gambar 13).  Demikian  juga  dengan  nilai  koherensi tinggi  antara  fluktuasi  arus  di  Arlindo  Ma- kassar  dengan  fluktuasi  arus  di  jalur  timur Arlindo  yang  masuk  dari  Laut  Halmahera  - Laut  Seram  -  Laut  Banda  -  Timor/Ombai- Samudera Hindia.
Koherensi  arus  di  kedalaman  92  m (lapisan termoklin) pada periodisitas tahunan mempertegas Gambar 14, dimana nilai kohe- rensi yang signifikan (> 0.7) terjadi di sepan- jang lintasan barat Arlindo, yang dimulai dari wilayah  NEC  -  MC  -  Arlindo  Sulawesi  - Arlindo  Makassar  -  Arlindo  Lombok  -  dan muara Arlindo di basin Indo-Australia (IAB), serta  di  lintasan  timur  Arlindo,  dari  sisi Sangir-Talaud - Laut Maluku - Laut Seram - sisi  timur  Banda  -  Laut  Timor  -  Samudera Hindia (IAB) (Gambar 14).
Dari nilai fasenya (tidak ditampilkan) fluktuasi  Arlindo  Makassar  di  level  kedala- man  92  m  (lingkaran  hitam  di Gambar 14)
Gambar 14. Koherensi energi kinetik di kedalaman 92 m dari arus di bagian utara Selat Makassar (tanda lingkaran hitam) dengan arus regional Indo-Pasifik.
menunjukkan  nilai  tertinggal  ( lagged )  de- ngan  fluktuasi  arus  di  Laut  Sulawesi,  MC dan  NEC,  sehingga  dapat  diduga  bahwa fluktuasi  Arlindo  Makassar  secara  langsung dipengaruhi  oleh  signal  arus  yang  berasal dari  NEC.  Pada  fluktuasi  skala  intra- seasonal,  mekanisme perambatan signal  arus dari  NEC  ke  Makassar  tersebut  diduga melalui  penjalaran  gelombang  Rosbby  (Ma- sumoto et  al., 2001;  Kashino et  al., 2009; Qiu et al., 1999).  Fase signal arus di bagian utara  Makassar  menunjukkan  fase  menda- hului  ( lead )  terhadap  signal  arus  kearah selatan Makassar - Selat Lombok - Samudera Hindia.
Dari  uraian  di  atas  dapat  dirangkum bahwa  fluktuasi  Arlindo  Makassar  di  pintu utara  selat  menunjukkan  koherensi  yang signifikan dengan fluktuasi arus di sepanjang lintasan  utama  Arlindo  yang  bersumber  dari perturbasi  arus  di  wilayah  NEC.  Signal  arus di utara Makassar  menunjukkan  fase terting- gal  ( lagged )  ke  arah  Laut  Sulawesi  dan  Pa- sifik,  tetapi  signal  arus  fase  mendahului  ke arah  selatan  Selat  Makassar,  Lombok  dan Samudera  Hindia.    Hal  ini  diduga  asal  mula ( origin )  fluktuasi  Arlindo  Makassar  di  dekat pintu  masuk utara selat bersumber utamanya dari  Pasifik.    Hasil  analisis  spektral  silang antara  Arlindo  Makassar  di  selatan  Kanal Libani  (4°LS)  dengan  arus  Indo-Pasifik  me- nunjukkan  nilai  koherensi  yang  kuat  kearah
ekuator Samudera Hindia dengan  signal  fase tertinggal di Makassar terhadap signal arus di Samudera  Hindia,  namun  lemah  kearah  Pa- sifik  (tidak  ditampilkan).  Hal  ini  sejalan  de- ngan hasil penelitian sebelumnya yang mela- porkan perambatan gelombang coastally tra- ped gelombang  Kelvin  dari  ekuator  Hindia ke  wilayah  selatan  Selat  Makassar  (Sprintall et al., 2000; Syamsudin et al., 2004; Susanto et al., 2012; Pujiana et al., 2013).  Koherensi yang  lemah dari arus di selatan kanal Libani terhadap  arus  di  Pasifik  diduga  karena  ada- nya peredaman signal oleh shear atau energi kinetik  yang  kuat  di  sekitar  Kanal  Libani karena  terjadi  penyempitan  topografi  selat (Gambar 6).

## IV. KESIMPULAN
Siklus  tahunan  Arlindo  Makassar dicirikan  oleh  besaran  kecepatan  aliran  dan lebar  Jet  Arlindo  Makassar  yang  lebih  kuat pada  Musim  Timur  dibandingkan  dengan Musim Barat, terbentuk pusaran arus ( eddies ) serta partisi cabang Arlindo di bagian selatan selat. Pola aliran Arlindo Makassar berkelok- kelok  mengikuti  dangkalan  Kalimantan  di tepi  barat  selat.  Energi  kinetik  (EK)  yang tinggi (> 0.15 m 2 /s 2 per unit massa) terbentuk di  sepanjang  sumbu  utama  aliran  Arlindo Makassar  sampai  kedalaman  bawah  termok- lin  dan  mencapai  maksimum  di  lapisan  ter-
moklin,  yang  mengindikasikan magnitude kecepatan  arus  kuat  dari  Arlindo  Makassar. Lonjakan  EK  yang  drastis  (>  0.7  m 2 /s 2 per unit  massa)  terjadi  di  sekitar  Kanal  Libani dari  permukaan  sampai  kedalaman  sekitar 200  m.  Penyempitan  selat  mengharuskan terjadi lonjakan kecepatan aliran supaya debit Arlindo  sebelum  masuk  kanal  sama  dengan debit  aliran  di  dalam  kanal.  Kecepatan  mak- simum  aliran  Arlindo  di  Kanal  Libani  men- capai 1.2 m/s.
Struktur  spasial  Arlindo  Makassar  di lapisan  dekat  permukaan  (25  m)  dapat  di- jelaskan  dari  EOF  mode-1  dengan total ex- plained variance sebesar 79 % yang dicirikan dengan  distribusi  koefisien  EOF  positif  di sepanjang sumbu utama alirannya, serta koe- fisien  EOF  negatif  di  sekitar  wilayah  pem- bentukan eddies di  tepi  barat  (sekitar  1°LU) dan  tepi  timur  selat  (sekitar  4°LS),  yang menunjukkan  fase  berlawanan  antara  fluk- tuasi  Arlindo  Makassar  dan  sirkulasi eddies di  pinggir  selat.  Peningkatan  koefisien  EOF positif  terbentuk  di  sekitar  Kanal  Libani. Variasi  temporal  dari principal  component mode-1  pada  kedalaman  25  m  tersebut menunjukkan  variabilitas  Arlindo  dalam skala-waktu intra-musiman dan antar- tahunan.  Fluktuasi  Arlindo  skala  tahunan muncul  secara  tegas  pada  PC  mode-2.    Di lapisan  termoklin  (92  m)  dan  bawah  ter- moklin  (318  m),  struktur  spasial  dan  variasi temporal  dari  hasil  analisis  EOF  untuk Arlindo Makassar hampir mirip polanya.
Di dekat permukaan (25 m) koherensi yang  tinggi  (>  0.7)  terjadi  antara  fluktuasi Arlindo  Makassar  di  dekat  pintu  utara  selat dengan  fluktuasi  arus-arus  di  wilayah  regi- onal low  latitude  western  boundary  current . Di  lapisan  termoklin  (92  m)  koherensi  yang tinggi tersebut lebih spesifik terbentuk antara Arlindo  Makassar  dengan  sistem  Arus Ekuator  Utara  (NEC),  Arus  Mindanao  (MC) dan  Arlindo  Sulawesi.    Sehingga  dapat  di- katakan bahwa variabilitas Arlindo Makassar di  dekat  pintu  utara  selat  dipengaruhi  oleh fluktuasi sistem arus dari barat tropis Pasifik, seperti NEC dan MC.

## UCAPAN TERIMA KASIH
Penulis  menghaturkan  ucapan  terima kasih  kepada  berbagai  pihak  yang  telah membantu dan memfasilitasi riset ini. Secara khusus  penulis  sampaikan  terima  kasih  ke- pada  INDESO  Project  Office:  Dr.  Phillipe Gaspar, Dr. Benoit Tranchant dan Dr. Ariane Koch-Larrouy, serta Berny Subki MSc, yang telah  memberikan  akses  data  hasil  simulasi INDESO (2008-2014).  Ucapan terima kasih juga  disampaikan  kepada  Project  Office Mercator-Ocean  yang  telah  menyediakan keluaran  model  sirkulasi  global.    Komentar dan  masukan  yang  berharga  untuk  penyem- purnaan  artikel  ini  dari  para  Mitra  Bestari dihaturkan terima kasih.

## DAFTAR PUSTAKA
Atmadipoera,  A.,  R.  Molcard,  G.  Madec,  S. Wijffels,  J.  Sprintall,  A.  Koch-Lar- rouy, I. Jaya,  and  A. Supangat. 2009. Characteristics  and  variability  of  the Indonesian  throughflow  water  at  the outflow  straits. Deep-Sea  Res.  I. ,  56: 1942-1954, doi:10.1016/j.dsr.2009. 06.004.
Atmadipoera,  A.S.  and  P.  Widyastuti.  2014.
A  numerical  modeling  study  on  up- welling  mechanism  in  southern  Ma- kassar  Strait. J.  Ilmu  dan  Teknologi Kelautan Tropis, 6(2):355-371. Bendat, J.S. and A.G. Piersol. 2000. Random data  analysis  and  measurement  pro- cedures.  John  Wiley.  New  York. 387p.
Fang,  G.,  R.D.  Susanto,  S.  Wirasantosa,  F. Qiao, A. Supangat, B. Fan, Z. Wei, B. Sulistiyo,  and  S.  Li.  2010.  Volume, heat,  and  freshwater  transport  from the  South  China  Sea  to  Indonesian seas  in  the  boreal  winter  of  2007- 2008. J. Geophys. Res., 115(C12020):
1-11, doi:10.1029/2010JC006225.
Ffield A., K. Vranes, A.L. Gordon, and R.D.
Susanto. 2000. Temperature  variabi- lity within Makassar Strait. J. Geo-
phys. Res. Lett., 27(20):237-240.
Godfrey, J.S. 1996.  The effect of the Indone- sian throughflow on ocean circulation and  heat  exchange  with  the  atmos- phere:  a  review. J.  Geophys. Res.,
101:12.217-12.237.
Gordon,  A.L.  1986.  Interocean  exchange  of thermocline  water. J.  Geophys Res ., 91:5037-5046.
Gordon,  A.L.,  R.D.  Susanto,  K.  Vranes.
2003.  Cool  Indonesian  throughflow as a consequence of restricted surface layer  flow. Nature , 425:824-828, doi: 10.1038/nature02038.
Gordon,  A.L.  2005.  Oceanography  of  the
Indonesian  seas  and  their  through- flow. Oceanogr ., 18(4):14-27.
Gordon,  A.L.,  B.A.  Huber,  E.J.  Metzger, R.D. Susanto, H.E. Hulburt, R.T. Adi. 2012.  South  China  Sea  trhoughflow impact  on  the  Indonesian  through- flow. J.  Geophys. Res .,  39:1-7, doi:10.1029/2012GL052021.
Hanachi,  A.,  I.T.  Jolliffe,  D.B.  Stephenson. 2007.  Empirical  orthogonal  function and related techniques in atmospheric science: a review. J. Climatology, 27: 1119-1152 .
Horhoruw, S.M., A.S. Atmadipoera, M. Pur- ba,  and  A.  Purwandana.  2015.  Struk- tur arus dan variasi spasial Arlindo di Selat  Makassar  dari  Ewin  2013. Ilmu Kelautan, 20(2):87-100.
Ilahude,  A.G.,  dan  A.  Nontji.  1993.  Osea- nografi  Indonesia  dan  perubahan  ik- lim  global  (El  Nina  dan  La  Nina) . Disajikan  dalam  lokakarya  kita  dan perubahan  iklim  global:  kasus  El Nino  -  La  Nina.  Akademi  Ilmu  Pe- ngetahuan. Jakarta. Hlm.:1-13.
Ilahude,  A.G. and  A.L. Gordon. 1996. Ther- mocline stratification within the Indo- nesian  Seas. J.  Geophys. Res., 101 (C5):12.401-12409,  doi: 10.1029/95J C03798.
Kashino , Y., H. Watanabe, B. Herunadi,  M. Aoyama, and  D. Hartoyo. 1999. Cur- rent variability at the Pacific entrance
of  the  Indonesian  Through-flow. J. Geophys. Res .,  15:11021-11035,  doi: 10.1029/1999JC900033.
Kida, S. and S. Wijffels. 2012. The impact of the  Indonesian  throughflow  and  tidal mixing  on  the  summertime  sea  sur- face temperature in the western Indo- nesian  Seas. J.  Geophys. Res .,  117 (C09007):1-14,  doi:10.1029/2012JC0 08162.
Kindle,  J.C.  and  J.D.  Thomsom.  1989.  The 26-  and  50-Day  Oscillation  in  the Western  Indian  Ocean:  modal  result. J.  Geophys. Res., 94(C4):4721-4736, doi:10.1029/ JC094iC04p04721.
Liu,  Q.Y.,  M.  Feng  M.,  D.  Wang,  and  S. Wijffels. 2015. Interannual variability of the Indonesian Throughflow trans- port:  a  revisit  based  on  30  year  ex- pendable  baththermograph  data. J. Geophys.  Res., 120(12):8270-8282, doi:10.1002/2015JC011351.
Masumoto, Y., T. Kagimoto, M. Yoshida, M. Fukuda, N. Hirose, and T. Yamagata. 2001.  Intraseasonal eddies in  the Sulawesi  Sea  simulated  in  an  ocean general  circulation  modal. Geophys. Res. Lett ., 28(8):1631-1634.
Mayer,  B.  and  P.E.  Damm.  2012.  The Makassar  Strait  throughflow  and  its jet. J. Geophys. Res., 117(C07020):1- 14, doi:10.1029/2011JC007809.
Nababan,  B., N.  Rosyadi,  D.  Manurung,
N.M.N.  Natih,  and  R.  Hakim.  2016. The seasonal variability of sea surface temperature  and  chlorophyll-a  con- centration  in  the  southern  Makassar Strait. Procedia Environmental Scien- ces, 330(2016):583-599.
Pujiana,  K.,  A.L.  Gordon,  J.  Sprintall,  and R.D. Susanto. 2009. Intraseasonal va- riabillity  in  the  Makassar  Strait  ther- mocline. J.  Mar.  Res., 67(6):757- 777,  doi: 10.1357/002224009792006 115.
Pujiana,  K.,  A.L.  Gordon,  E.J  Metzger,  and A.L. Ffield.   2012.  The      Makassar Strait  pycnocline  variability  at  20-40
days. Dyn.  Atmosphere  and  Oceans., 53-54:17-35,  doi:10.1016/j.dynatmo ce.2012.01.001
Qiu,  B.,  M.  Mao,  and  Y.  Kashino.  1999. Intraseasonal  variability  in  the  Indo– Pacific  throughflow  and  the  regions surrounding  the  Indonesian  Seas. J. Phys.  Oceanogr .,  29:1599-1618,  doi: 10.1175/1520-0485.
Shinoda,  T.,  W.  Han,  E.J.  Mezger,  and  H.E.
Hurlburt.  2012.  Seasonal  variation  of Indonesian  throughflow  in  Makassar Strait. J.  Phys.  Oceanogr., 42(7): 1099-1023, doi:10.1175/JPO-D-11- 0120.1.
Sprintall,  J.,  A.L.  Gordon,  R.  Murtugudde, and  R.D.  Susanto.  2000.  A  semi- annual  Indian  Ocean  forced  Kelvin wave observed in the Indonesian seas in  May  1997. J.  Geophys.  Res .,  105 (C7):17.217-17.230.
Sprintall, J., A.L. Gordon, A.  Koch-Larrouy, T. Lee,  J.T.  Potemra, K. Pujiana,  and S.E.  Wijffels.  2014.  The  Indonesian seas  and  their  role  in  the  coupled ocean-climate  system. Nature  Geos- cience, 7:487-492, doi:10.1038/NGE O2188.
Susanto, R.D., A.L. Gordon, J. Sprintall, and B. Herunadi. 2000. Intraseasonal vari- ability and tides in Makassar Strait. J. Geophys.  Res.  Lett .,  27:  1499–1502, doi:10.1029/2000GL011414.
Susanto,  R.D.,    A.  Ffield,  A.L.  Gordon,  and T.R.  Adi.  2012.  Variability  of  Indo- nesian  throughflow  within  Makassar Strait,  2004-2009. J.  Geophys.  Res., 117(C09013):1-16 . doi:10.1029/2012 JC008096.
Syahdan, M., A.S. Atmadipoera, S.B. Susilo, and J. Lumban-Gaol. 2014. Variabili- ty  of  surface  chlorophyll-a  in  the Makassar  Strait  –  Java  Sea,  Indone- sia. IJSBAR., 14(2):103-116.
Theetten,  S.,  B.  Thiebaul,  F.  Dumas,  and  J. Paul.  2014.  Bmgtools:  a  Community tool  to  handle  modal  grid  and  bathy- metry.  Mercator  Ocean  -  Quarterly Newsletter. 94-98pp.
Thomson,  R.E.  and  W.J.  Emery.  2014.  Data analyis  methods  in  physical  oceanog- raphy.  (3 rd Ed.).  Elsevier,  New  York.
729p.
Tranchant,  B.,  G.  Reffray,  E.  Greiner,  D.
Nugroho,  A.  Koch-Larrouy,  and  P. Gaspar.  2015.  Evaluation  of  an  ope- rational ocean modal configu-ration at 1/12°  spatial  resolution  for  the  Indo- nesian seas - Part 1. Oce Phys Geosci Model Dev. Disc., 8:6611-6668.
Diterima : 28 April 2016 Direview : 17 Juni 2016 Disetujui : 25 Juni 2016